mémoire d`ingénieur

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Conservatoire National des Arts et Métiers
CENTRE D’ENSEIGNEMENT DE PARIS
MEMOIRE
présenté en vue d’obtenir
Le DIPLOME D’INGENIEUR CNAM
Spécialité : Construction, Aménagement
Option : Géotechnique
par
Vincent SCAO
Détermination des paléotempératures des océans à
partir du rapport Mg/Ca des foraminifères
soutenu le 25 juin 2013
JURY
Président :
M. Ph. Delmas
Professeur de titulaire de la Chaire de Géotechnique
Membres :
M. O. Fouché
Maître de Conférences CNAM, encadrant
Mme M-C. Morel Fourcade
Maître de Conférences CNAM
M. T. Dokken
Directeur de Recherche, Bjerknes center Uni Bergen
M. D. Blamart
Directeur de Recherche, CEA-LSCE
Remerciements
1
Je voudrais tout d’abord remercier tous ceux qui, tout au long de mon parcours au CNAM,
m’ont aidé et encouragé et ont permis la réalisation de ce travail.
Je remercie Philippe Delmas pour avoir accepté d’être le président de ce jury.
J’exprime mes remerciements à Dominique Blamart et à Marie-Christine Morel-Fourcade,
qui ont chacun accepté d’examiner ce travail et pour leur participation en tant que membres
du jury.
Je remercie vivement Olivier Fouché d’avoir suivi ce travail, pour son regard critique et ses
riches discussions au travers de la rédaction de ce mémoire. Je lui suis reconnaissant de
m’avoir encouragé et aidé à aller jusqu’au bout de cette épreuve.
Je remercie ici tout particulièrement Trond Dokken de m’avoir accueilli au sein du
Bjerknes Center for Climate Research et de m’avoir fait confiance pour la réalisation de ce
projet de recherche. De nombreuses opportunités m’ont été offertes durant ce long séjour
en Norvège, tant professionnelles que personnelles, et je tiens chaleureusement à lui rendre
hommage et lui exprimer mon entière reconnaissance.
Un grand merci à Amandine Tisserand pour sa collaboration tout le long de ce projet et
pour la mise en place de cette méthode analytique. J’ai très apprécié travailler avec elle de
par sa rigueur et sa gentillesse. Merci aussi à Jørund Strømsøe qui, après avoir découvert
les foraminifères, a pris la suite du laboratoire.
J’exprime aussi toute ma reconnaissance aux membres du Bjerknes Center for Climate
Research (BCCR) de Bergen, à son directeur Eystein Jansen, ainsi qu’à Kerim, Bjørg,
Emil, Jostein, Camille, Øyvind, Elin, Benjamin et tous ceux que j’ai croisé de près ou de
loin, pour leur accueil et leur gentillesse.
Je tiens à remercier également tous mes collègues du Laboratoire des Sciences du Climat et
de l’Environnement (LSCE) de Gif-sur-Yvette, bien sûr ceux de l’équipe Chronomag qui
m’ont accompagné depuis le début de mes années au CNAM, et tout particulièrement
Hervé Guillou et Sébastien Nomade pour leur disponibilité, leurs encouragements, et leur
soutien sans faille lors de la rédaction de ce mémoire.
Une pensée particulière à mes camarades du CNAM, Carole et Sven, avec qui j’ai partagé
mes belles premières années CNAM et les enrichissantes sorties de terrain.
Un grand merci à mon père, à ma mère qui aurait été fière de ce travail abouti, à toute ma
famille et mes amis pour leurs encouragements, leur patience durant toutes ces années.
Enfin, tout cela n’aurait été possible sans le soutien et le courage impérissable de ma fleur
éternelle Jeanne et de nos deux petites pousses Mona et Lou. Merci pour votre confiance et
votre présence tout au long de cette aventure.
2
Table des matières
Remerciements……………………………………………………………………. p 2
Table des matières……………………………………………………………….... p 3
Acronymes………………………………………………………………………... p 6
Liste des figures et tableaux……………………………………………………..... p 7
Introduction générale…………………………………………………………
PARTIE 1
p 11
Contexte d’étude
1.1 L’étude des climats anciens…………………………………………… p 13
1.1.1
Le système climatique
1.1.2
Les archives du climat
1.1.3
La modélisation du climat
1.2 Le changement climatique…………………………………………….. p 19
1.2.1
Qu’est-ce que la variabilité climatique
1.2.2
Les causes de changements climatiques
1.3 Paléocéanographie et géochimie marine………………………………. p 25
1.3.1
La circulation océanique
1.3.2
La paléocéanographie
1.3.3
Les archives sédimentaires marines
1.3.4
Les foraminifères marins
1.3.5
La géochimie marine
1.4 La détermination de paléotempératures de l’eau de mer
La méthode Mg/Ca………………………………………………... p 35
PARTIE 2
1.4.1
Le paléothermomètre Mg/Ca
1.4.2
Les limites de la méthode Mg/Ca
Les techniques de forages scientifiques en mer et outils géotechniques
embarqués
2.1 Les forages scientifiques…………………………………………...….. p 39
2.1.1
Point de départ des forages scientifiques océaniques
2.1.2
Le programme IODP
3
2.1.3
Le programme IMAGES
2.1.4
Le N/O Marion Dufresne et ses carottiers
2.2 Etude sur l’instrumentation du carottier Calypso pour l’amélioration de la
qualité des carottes sédimentaires………………………………..... p 48
2.2.1
Les éléments du carottier à piston Calypso
2.2.2
Principales perturbations de la qualité d’une carotte de sédiment
2.2.3
Importance des réglages liés au câble du piston
2.2.4
Méthodes et réglages pour cette amélioration
2.2.5
Instrumentation pour l’étude de la cinématique du carottier
2.2.6
Modélisation du comportement du carottier
2.3 Outils de géotechnique marine………………………………………… p 60
PARTIE 3
2.3.1
Le pénétromètre Penfeld
2.3.2
Le piézomètre différentiel
2.3.3
Le scissomètre marin
2.3.4
Le module géotechnique
Méthodes
instrumentales
et
procédures
analytiques
pour
détermination du Mg/Ca de la calcite des foraminifères.
3.1 Les objectifs et étapes de la conduite du projet
p 66
3.2 Contexte analytique de la méthode Mg/Ca………………………….... p 68
3.3 Procédure de préparation et de nettoyage des échantillons de
foraminifères……………………………………………………………… p 69
3.3.1
Les techniques de nettoyage
3.3.2
Protocole de nettoyage utilisé
3.4 Qualité des données et efficacité du nettoyage…………………….… p 71
3.5 Détermination du Mg/Ca par ICP-OES…………………………….… p 72
3.5.1
L’instrument et les conditions d’opération
3.5.2
Raies spectrales d’émission, sensibilité et effet de matrice
3.5.3
Calibration par rapport à l’intensité
3.5.4
Précision instrumentale à court et long terme
3.6 Blanc analytique et implications pour la détermination du Mg/Ca…... p 80
3.7 Calibration inter-laboratoire de standards pour la thermométrie
Mg/Ca…………………………………………………………………. p 81
4
la
PARTIE 4
Application : calibration du rapport Mg/Ca de la calcite des
foraminifères benthiques en fonction de la température des eaux
profondes de l’océan tropical occidental
4.1 Contexte paléocéanographique……………………………………...… p 85
4.1.1
Les campagnes océanographiques RETRO
4.1.2
Localisation des carottes de RETRO 1 (Brésil)
4.2 Matériel et méthode………………………………………................... p 89
4.2.1 Echantillonnage
4.2.2 Méthode analytique
4.3 Résultats………………………………………………………………. p 91
4.3.1 Données Mg/Ca de Cibicidoides kullenbergi
4.3.2 Données Mg/Ca de Cibicidoides wuellerstorfi
4.3.3 Reconstitution des paléotempératures de l’Atlantique tropical
occidental au cours de la dernière déglaciation.
Conclusion générale…………………………………………………………....
p 100
Résultats et faits marquants……………………………………………………… p 102
Références bibliographiques ……………………………………………………
p 103
……………………………………………………..
p 110
Valorisation scientifique
Annexe…………………………………………………………………….……... p 111
5
Acronymes
La plupart des travaux publiés dans ce domaine sont de langue anglaise et les acronymes
utilisés dérivent des mots anglais. Ils sont connus des scientifiques et des politiques
travaillant dans le domaine de l’océanographie et du changement climatique. Dans ce
travail, la version anglaise de certains acronymes a été conservée pour une meilleure
compréhension.
Liste des acronymes
AAIW : Antarctic Intermediate Water ou Eau Antarctique Intermédiaire
BCCR : Bjerknes Center for Climate Research
B-A : évènement du Bølling-Allerød (-14000 ans)
BP : Before Present (l’année 1950 est prise comme référence)
BWT: Bottom Water Temperature ou Température des eaux de fond
Ca : Calcium, élément chimique
CASQ : carottier gravité carré à grande section
CCD : Calcite Compensation Depth ou niveau de compensation de la calcite
CINEMA : logiciel de modélisation de la cinématique des phases de carottage
D/V : Drilling Vessel ou Navire de Forage
GIEC : Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’Evolution du Climat
GNAIW : Glacial North Atlantic Intermediate Water ou Eau Intermédiaire Glaciaire de
l’Atlantique Nord
ICP-OES : Inductively Coupled Plasma-Optical Emission Spectrometry ou Spectrométrie
d’émission optique à torche plasma
IODP : Integrated Ocean Drilling Program (exploration de la Terre sous la mer)
IPEV : Institut Paul-Emile Victor (Institut Polaire)
IPSL : Institut Pierre Simon Laplace
ka : millier d’années
LGM : Last Glacial Maximum ou Dernier Maximum Glaciaire (-21000 ans)
LSCE : Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement
Ma : million d’années
MEB : Microscope Electronique à Balayage
Mg : Magnésium, élément chimique
Mg/Ca : Rapport élémentaire des éléments chimiques magnésium sur calcium
MOC : Meridional Overturning Circulation ou Circulation Méridienne Atlantique
NADW : North Atlantique Deep Water ou Eau profonde de l’Atlantique Nord
NBC : North Brazilan Current ou Courant Nord Brésilien
N/O : Navire Océanographique
PPB : Partie par milliard (pg/g)
PPM : Partie par million (g/g)
Proxy : Indicateur climatique permettant de reconstituer les températures passées
RETRO : Campagne océanographique ESF-EuroMARC, Response of Tropical Atlantic
surface and intermediate waters to changes in the Atlantic meridional overturning
circulation
RSD: Relative Standard Deviation ou écart-type relatif (pourcentage)
R/V : Research Vessel ou Navire de Recherche
S : Salinité en °/oo
SACW : South Atlantic Current water ou Courant Sud Atlantique
T : Température en degré Celsius
6
Liste des Figures
Figure 1. Chronologie des périodes froides et chaudes de l’histoire de la Terre (Marshak,
2010) .....................................................................................................................................13
Figure 2. Les facteurs du climat. Représentation simplifiée des composantes du système
climatique, de leurs processus et des interactions (GIEC, 2007). .........................................14
Figure 3. Distribution globale des principaux types de sédiments pélagiques sur les fonds
océaniques (Davies, 1976) ....................................................................................................17
Figure 4. La modélisation, une démarche complète (Jeandel, 2011) ....................................18
Figure 5. Les modèles de climat (Livret Climat, CEA éditions 2006) .................................18
Figure 6. Principales causes de changements du climat ainsi que quelques échelles de temps
caractéristiques. En rouge et en vert sont les forçages externes, en bleu les réarrangements
interne au système et en noir les effets anthropiques (Jeandel, 2011) ..................................19
Figure 7. Les différents types de variations climatiques (Hufty, 2001)................................20
Figure 8. Variations de la température au cours des 400000 dernières années en
Antarctique, par rapport à la normale de 1950 (Petit et al., 1999)........................................21
Figure 9. Les variations du mouvement de la Terre autour du soleil (cycles de Milankovic)
observées dans l’enregistrement des isotopes de l’eau contenus dans la glace de Vostok en
Antarctique (Petit et al., 1999). .............................................................................................22
Figure 10. Ecarts de températures globales reconstituées par proxys. LGM : dernier
maximum glaciaire, OD : Drias ancien, B-A : Bolling Allerod, YD : Drias récent, Holocène
(Shakun et al., 2012). ............................................................................................................23
Figure 11. Reconstitution de la variation de température moyenne de l’hémisphère nord à
partir de plusieurs proxys (cernes d’arbres, carottes glaces, coraux, données historiques,
mesures instrumentales) enregistrés sur plus de 100 sites de l’hémisphère nord (Mann et al.,
1998). ....................................................................................................................................24
Figure 12. A) bilan énergétique moyen pour la période 2000-2004 : un déséquilibre du
bilan de 0.9 W/m2 a été calculé et attribué aux émissions de CO2 anthropiques (Hansen et
al., 2005). B) évolution de la concentration en CO2 atmosphérique depuis 10000 ans issue
des carottes de glace (points violets, verts, bleus) et de prélèvements d’air (points rouges)
(GIEC, 2007).........................................................................................................................24
Figure 13. Schéma de la circulation océanique thermohaline (GIEC, 2001) .......................25
Figure 14. Distribution de la température (°C) le long d’un profil nord-sud de l’océan
Atlantique (Schlitzer, 2010) ..................................................................................................26
Figure 15. Section nord-sud du bassin Atlantique moderne. L’océan présente une
stratification verticale des masses d’eau en fonction de leur densité (Marshak, 2010) ........27
Figure 16. A) Comparaison de la distribution moderne du 13C de l’eau, avec B) la
reconstitution de la distribution glaciaire à partir du 13C des foraminifères benthiques
(Duplessy et al., 1988) ..........................................................................................................28
Figure 17. En bas, rapport 18O/16O dans la calcite des tests de foraminifères contenus dans
les sédiments marins profonds. En haut, évolution de la température (18O/16O) au cours des
2 derniers millions d’années, la diminution du rapport 18O/16O correspond à des avancées
glaciaires (Marshak, 2010)....................................................................................................29
Figure 18. Sections de carotte de sédiment marin remontée à bord du N/O Marion Dufresne
(Photo : LSCE)......................................................................................................................30
Figure 19. Vue sous loupe binoculaire d’une fraction détritique (quartz, feldspath) en bas à
gauche, et d’une fraction biogénique (foraminifères planctoniques) en haut à droite (Photo :
LSCE) ...................................................................................................................................31
Figure 20. Exemples de foraminifères benthiques vue au microscope électronique à
balayage (MEB) (Photo : université d’Angers) ....................................................................32
7
Figure 21. Calibration Mg/Ca-température à partir des foraminifères planctoniques issus de
sommets de carotte (Anand et al., 2003)...............................................................................36
Figure 22. Objectifs scientifiques de IODP (IODP, 2001) ...................................................41
Figure 23. Le navire de forage Chikyu et ses tubes riser en attente de montage (Source :
IODP) ....................................................................................................................................42
Figure 24. (A) Photo d’une tête de carottier à piston HPCS utilisée pour les sédiments non
consolidés. (B) Photo d’une tête de carottier rotatif RCB destiné aux roches dures (Source :
IODP). ...................................................................................................................................43
Figure 25. Schéma synthétique du système de forage du D/V Chikyu (Source : IODP) ......43
Figure 26. Le N/O Marion Dufresne armé de son carottier géant Calypso (Photo : LSCE) 45
Figure 27. Séquence d’un carottage de type Calypso (Source : IPEV) ................................46
Figure 28. Le carottier gravité carré CASQ et son sédiment (Photo : LSCE) ......................47
Figure 29. Le carottier d’interface multi-tubes KC Denmark AS (Photo : LSCE) ...............47
Figure 30. Schéma des éléments du carottier géant Calypso. (Source : IPEV) ....................49
Figure 31. Section de carotte vue aux rayons X. La friction du sédiment sur le tube PVC
lors de la pénétration provoque une déformation des strates (Motillon et al., 2006) ...........50
Figure 32. Schéma des effets associés aux modes de prélèvement de carottes. vz est la
contrainte verticale en z, F la force de friction tube/sédiments, Ax la section interne du tube,
P0 la pression interne dans le tube à z=0 (au fond de l’eau), et Pt est la différence de
pression entre P0 et la pression au fond de l’eau Pd, (Skinner et McCave, 2003)..................51
Figure 33. Les longueurs spécifiques du carottier (Source : IPEV) .....................................52
Figure 34. Schéma de carottage avec un câble de piston trop court (Source : IPEV) ..........52
Figure 35. Implantation des capteurs de mesure (Photo : IPEV) ..........................................54
Figure 36. Exemple de mesures de la cinématique d’une opération de carottage à 2523 m de
profondeur d’eau ...................................................................................................................56
Figure 37. Correspondance de la cinématique du carottier avec l’état physique réel du
sédiment récolté (le code couleur correspond au mode de travail du piston) .......................56
Figure 38. Qualité du prélèvement selon l’état du piston (sur-pistonnage, compactage,
piston stationnaire, pieu bouché) ..........................................................................................57
Figure 39. Exemple des mesures effectuées par un pénétromètre statique Penfeld (Source :
Ifremer) .................................................................................................................................58
Figure 40. Comparaison de carotte Calypso versus carotte CASQ ......................................59
Figure 41. Le pénétromètre embarqué Penfeld (Photo : Ifremer) .........................................61
Figure 42. Schéma de l’enroulement de la pointe statique (Source : Ifremer) .....................62
Figure 43. Effort de point qc, frottement latéral fs et la surpression interstitielle u en
fonction de la longueur de tige filée. La lithologie est déduite des trois paramètres. ...........63
Figure 44. Schéma du piézomètre différentiel (Source : Ifremer) ........................................64
Figure 45. A) Scissomètre marin et B) son montage dans une cloche, manipulée par un
robot sous-marin (Photo : Ifremer) .......................................................................................65
Figure 46. Le module géotechnique (Photo : Ifremer) .........................................................65
Figure 47. Schéma de la conduite du projet pour l’identification et la structuration des
besoins...................................................................................................................................67
Figure 48. Gamme de rapports en concentration des éléments composant la calcite de
foraminifère...........................................................................................................................69
Figure 49. Comparaison des rapports Mg/Ca obtenus par « nettoyage Mg » (Elderfield et
Ganssen, 2000), et avec le « nettoyage Cd » (Boyle et Keigwin, 1985), sur plusieurs
espèces de foraminifères planctoniques (Barker et al., 2003) ..............................................70
Figure 50. Schéma synthétique du système d’introduction de l’ICP-OES ...........................73
Figure 51. Sensibilités relatives des raies d’émission de Ca et Mg en fonction de [Ca] pour
des solutions à rapport Mg/Ca=1,02 mmol/mol ...................................................................77
8
Figure 52. Rapport d’intensités en fonction de rapport de concentration pour des solutions
standards à 40 ppm de Ca .....................................................................................................79
Figure 53. Histogramme des résultats de Mg/Ca du standard BAM RS3 (centrifugé) mesuré
par tous les laboratoires ainsi que celui obtenu par le BCCR à Bergen dans ce mémoire ...83
Figure 54. A) Courants de surface et profonds passant au niveau des sites de carottage, B)
Concept de la stratification verticale en température de la colonne d’eau comprenant les
eaux profondes à partir de 1000 m, puis la thermocline au dessus entre 200-1000 m, et la
couche mixte jusqu’à la surface (eaux de surface). ..............................................................86
Figure 55. Localisation et coupe du talus continental avec le transect de profondeur des
stations de carottage ..............................................................................................................87
Figure 56. Représentation simplifiée de la stratification de l’océan atlantique tropical
occidental. Les masses d’eau reconstituées sont la partie haute des eaux profondes (UNADW), la thermocline (SACW), les eaux intermédiaires (AAIW) et de surface (NBC)
(Tisserand et al., 2009)..........................................................................................................88
Figure 57. Profil sismique réflexion de la station 18 de carottage à 900m de profondeur sur
le talus continental de la marge brésilienne, au large de Fortaleza. On observe la présence
d’environ 25 m d’épaisseur de sédiments au site..................................................................88
Figure 58. Données Mg/Ca des C. kullenbergi de sommets de carottes mesurés dans cette
application (en bleu), en fonction de la température de l’eau profonde (BWT). La ligne
noire représente la courbe de tendance de la calibration pour la gamme 0-6°C. Les diamants
noirs correspondent aux données de Raitzsch et al. (2008), les diamants blancs à celles de
Healey et al. (2008), et les ronds blancs sont les données de Yu et Elderfield (2008). ........92
Figure 59. Données Mg/Ca des C. wuellerstorfi de sommets de carottes mesurés dans cette
application (en bleu), en fonction de la température de l’eau profonde (BWT). La ligne
noire représente la courbe de tendance de la calibration pour la gamme 0-6°C. Les diamants
noirs sont les données de Raitzsch et al. (2008) et les ronds blancs proviennent de l’étude
de Yu et Elderfield (2008). ...................................................................................................94
Figure 60. 18O des glaces du Groenland illustrant la variabilité climatique ayant affectée
l’hémisphère nord au cours de la dernière déglaciation (Waelbroek, 2001) ........................95
Figure 61. Schéma en coupe de l’océan atlantique tropical de l’ouest montrant les carottes
et les espèces de foraminifères avec leurs profondeurs d’habitat. Les masses d’eau
reconstituées sont la thermocline, les eaux intermédiaires et de surface. (Tisserand et al.,
non publié) Les données Mg/Ca des foraminifères benthiques C. wuellerstorfi de ces
carottes sont donc directement associées aux températures profondes à 700, 898 et 1000 m,
et donc aux températures de AAIW. .....................................................................................96
Figure 62. Reconstitution des paléotempératures Mg/Ca des eaux de 50 et 1000 m de
profondeur à l’aide de 3 espèces de foraminifères G. ruber, G. truncatulinoides, et C.
wuellerstorfi. YD : Younger Dryas, B-A :Bolling-Allerod, HS-1 :Heinrich event 1,
LGM :Dernier Maximum Glaciaire (Tisserand et al., non publié) .......................................97
9
Liste des tableaux
Tableau I. Les paramètres climatiques et leurs échelles spatiales et temporelles (Berger,
1992) .....................................................................................................................................15
Tableau II. Le capteur de pression et d’accélération type SPTH ..........................................55
Tableau III. Conditions d’opération de l’ICP-OES Iris ........................................................74
Tableau IV. Raies d’émission et intensités de l’ICP-OES IRIS ...........................................75
Tableau V. Blancs analytiques obtenus avec des flacons en polypropylène ........................80
Tableau VI. Concentrations et rapports d’éléments des 3 standards externes ......................82
Tableau VII. Résultats statistiques des analyses conjointes du BAM RS3 obtenues par les
15 laboratoires retenus ..........................................................................................................82
Tableau VIII. Liste de carottes d’interface multi-tubes prélevées par le R/V GO SARS lors
de la mission RETRO 1 au large de la marge brésilienne. En jaune, les carottes utilisées
dans cette application ............................................................................................................89
Tableau IX. Noms, profondeurs d’eau, température de l’eau, salinité, concentration des ions
carbonates, et profondeur d’échantillonnage dans chaque carotte utilisée dans cette
application .............................................................................................................................90
Tableau X. Récapitulatif des espèces et des calibrations Mg/Ca=f(température) utilisées.
Les coefficients B et A correspondent aux coefficients des courbes exponentielles du type
Mg/Ca = B*exp (A*T). .........................................................................................................97
10
Introduction générale
Les études portant sur la variabilité climatique passée apportent de nombreuses
informations sur les facteurs naturels et cycliques affectant le climat. Elles sont
indispensables pour mieux comprendre les mécanismes en jeu et les liens entre les facteurs
du système climatique. Une des finalités de la paléoclimatologie est de reconstituer certains
paramètres climatiques clés, comme par exemple la température (T), ce qui se fait le plus
souvent de manière indirecte via l’utilisation d’un indicateur climatique ou « proxy ».
L’utilisation du rapport des éléments chimiques magnésium/calcium (Mg/Ca) de la calcite
des tests de foraminifères marins, carbonates biogéniques, en tant que proxy de la
température a bénéficié d’avancées significatives durant ces dernières années. En effet, la
dépendance en température du rapport Mg/Ca des tests de foraminifères a conduit à son
développement comme traceur de la température des eaux de surface ou de profondeur des
océans.
L’objectif de ce mémoire a été de mener au sein du Bjerknes Center for Climate Research
(BCCR) de l’université de Bergen (Norvège) un projet de développement analytique pour
la mise en œuvre d’une technique d’analyse du rapport Mg/Ca de la calcite des tests de
foraminifères marins par spectrométrie d’émission optique à torche plasma (ICP-OES). Les
difficultés liées à cette méthode sont cependant multiples ; la qualité des échantillons
collectés, le choix des espèces de foraminifères, ou encore le type de méthodologie
analytique, vont avoir une influence directe sur la précision et les interprétations de
résultats. Les données présentées dans ce mémoire se placent dans le contexte d’une étude
paléocéanographique sur la reconstitution des paléotempératures des masses d’eau de
l’océan atlantique tropical occidental au large du Brésil.
La première partie du mémoire est consacrée à l’explication du contexte de l’étude en
présentant le système climatique et les moyens à notre disposition pour le comprendre.
L’étude des climats du passé est une démarche puissante pour y parvenir, qui repose sur des
archives climatiques, parmi lesquelles on utilise ici des carottes sédimentaires prélevées au
fond des océans. La deuxième partie de ce mémoire traite de la technique de carottage
océanique et de son optimisation, et quelques outils géotechniques embarqués sont aussi
passés en revue. La mise en œuvre d’un laboratoire de géochimie pour la préparation
11
d’échantillons de foraminifères ainsi que l’optimisation d’un spectromètre ICP-OES et du
protocole analytique pour la mesure des rapports Mg/Ca, Fe/Ca, Mn/Ca, Al/Ca, sont
présentés dans la troisième partie. Enfin, une application directe de ces travaux est
présentée dans la quatrième et dernière partie. Elle consiste en la détermination de ces
rapports chimiques sur plusieurs espèces de foraminifères prélevés lors des campagnes
océanographiques de carottage RETRO au large de la marge brésilienne. Leurs
interprétations en température vont nous permettre d’établir une amélioration de la
calibration de l’espèce C. wuellerstorfi , ainsi que de commencer à pouvoir reconstituer les
paléotempératures des masses d’eau de cette région au cours de la dernière déglaciation.
Cette application a été faite dans le cadre de la thèse d’Amandine Tisserand, et les résultats
de cette démarche sont en cours de publication.
12
PARTIE 1 – Contexte de l’étude
1.1
L’étude des climats anciens
La paléoclimatologie a pour but la reconstitution des climats au cours de l’histoire de la
Terre. Son objectif est d’identifier les variations climatiques passées et les mécanismes qui
en sont à l’origine. La paléoclimatologie fournit des références pour comprendre le climat
actuel et pour prévoir ses évolutions possibles, en l’absence notamment de l’influence des
activités humaines. Les archives climatiques offrent la possibilité de remonter le temps sur
plusieurs centaines, milliers, ou même millions d’années grâce à l’interprétation de certain
proxy. Les proxys sont des enregistrements locaux de paramètres, sur une phase porteuse
(test, corail, stalagmite…) que l’on interprète à l’aide des lois de la physique, de la
biophysique et de la chimie pour représenter les variations passées du climat. Les
recherches, dès le XIXe siècle, ont permis de mettre en évidence une variabilité temporelle
du climat avec, sur quelques dizaines de millions d’années, l’alternance entre des périodes
chaudes et des périodes glaciaires (Figure 1).
Figure 1. Chronologie des périodes froides et chaudes de l’histoire de la Terre (Marshak, 2010)
13
1.1.1
Le système climatique
Le climat résulte des interactions entre les compartiments de ce système, c’est-à-dire
l’hydrosphère, la cryosphère, la biosphère, et la lithosphère. Ces composantes interagissent
à travers des échanges d’eau, d’énergie et de carbone (Figure 2). Etudier le fonctionnement
du système climatique nécessite de bien comprendre les processus opérant dans chacune de
ces composantes ainsi que les mécanismes d’interaction entre les composantes.
Au cœur du fonctionnement du système, l’atmosphère et les océans jouent un rôle crucial
en redistribuant l’énergie par les vents et les courants marins des régions tropicales vers les
hautes latitudes. Les transferts radiatifs dans l’atmosphère, la formation des nuages, la
dynamique atmosphérique, la dynamique océanique, la formation d’eaux profondes (>1000
m) par plongée d’eau dense sont autant de processus physiques qui participent au
fonctionnement du climat.
Figure 2. Les facteurs du climat. Représentation simplifiée des composantes du système climatique, de leurs
processus et des interactions (GIEC, 2007).
On comprend le fonctionnement du système climatique en étudiant les paramètres qui
caractérisent les composantes du système. Par exemple, la composante atmosphérique est
décrite par la température, la densité et l’humidité des masses d’air dont elle est composée.
14
Ces paramètres, avec les différences de pression, sont à l’origine de la circulation
atmosphérique. La composante océanique, elle, est caractérisée par la composition de l’eau
de mer (salinité) ainsi que par sa température; celles-ci conjuguées avec la pression vont
définir la densité des masses d’eau. L'eau de mer se déplace à cause des différences de
densité qui existent d'un endroit à un autre. On appelle donc ce mouvement la circulation
thermohaline. Ces deux paramètres sont moteurs de la circulation océanique profonde.
L’étude des climats du passé va donc s’intéresser à la reconstitution de ces paramètres
climatiques clés.
1.1.2
Les archives du climat
Pour connaître les climats du passé il faut aller chercher les indices qui témoignent des
conditions climatiques qui prévalaient à l’époque de leur archivage. Ces indices se trouvent
sur le terrain là où la nature a bien voulu les préserver (Tableau I), notamment dans :
-
les sédiments marins, pour les très longues échelles temporelles,
-
les sédiments lacustres, pour les échelles locales et courtes en temps,
-
les concrétions (stalagmites), déposées lentement dans les grottes,
-
les glaces empilées, année après année, sur les continents des hautes latitudes ou
provenant des glaciers tropicaux,
-
les cernes d’arbres, pour les échelles annuelles à centennales.
Les sédiments sont des matériaux lithiques qui ont été transportés par le vent ou l’eau et qui
sont éventuellement accumulés à un endroit. On parle de sédiments marins s’ils sont
accumulés au fond de la mer.
Tableau I. Les paramètres climatiques et leurs échelles spatiales et temporelles (Berger, 1992)
Types d’archives
Résolution
temporelle dans
l’échantillonnage
Période
couverte
(ans)
Cernes des arbres
Sédiments lacustres
Carottes de glace polaire
Carottes de glace des latitudes
moyennes
Dépôts coralliens
Loess
Carottes océaniques
Pollens
Paléosols
Roches sédimentaires
Données historiques
an-saison
an
an
an
104
104-106
105
103
T
T
T
T
an
10 ans
100 ans
1000 ans
100 ans
2 ans
jour-heure
105
106
107
105
105
107
103
T
Paramètres climatiques dérivés
T
T
T
T
H
Ca
H
H
Ca
H
Cw
Cs
Cw
H
H
H
H
Cs
Ca
B
B
B
B
V
V
V
M
M
M
M
L
S
S
S
L
B
B
B
B
M
M
V
V
V
M
M
L
L
S
T=température, H=humidité ou précipitation, C=composition chimique de l’air (a), de l’eau (w), ou des sols (s),
B=information sur la biomasse, V=éruptions volcaniques, M=champ géomagnétique, L=niveau des mers, S= activité solaire.
15
Les variables climatiques enregistrées dans ces archives permettent de reconstituer
l’évolution de certains paramètres climatiques clés sur des échelles spatiales et temporelles
qui leur sont propres (Tableau I). Une variable est un attribut mesurable du système qui
peut varier avec le temps et qui prend une valeur numérique (ex. la température ou la
pression).
Les premières missions scientifiques du XIXe siècle ont fait découvrir que certains
sédiments marins calcaires (Figure 3) contenaient une proportion importante de coquilles
d’animaux ou de plantes microscopiques qui avaient vécu dans les eaux superficielles de
l’océan, à la verticale du point de prélèvement. Au moment de leur mort, leurs coquilles
tombent verticalement le long de la colonne d’eau et se déposent sur le fond. Le reste du
sédiment est constitué de fines particules qui sont des produits de l’érosion des continents.
Les sédiments déposés à grande profondeur ne sont pas perturbés par les vagues ni par les
tempêtes. Seules des avalanches marines, appelées courants de turbidité, peuvent
localement déstabiliser et désorganiser ces séries sédimentaires, mais dès que les bassins
sont protégés par quelques collines, les courants de turbidité n’y arrivent pas et
l’accumulation sédimentaire est beaucoup plus régulière.
La composition de la vase des grands fonds témoigne donc assez fidèlement des conditions
régnant dans les eaux superficielles. Le taux de sédimentation est conditionné par le climat
qui contrôle l’érosion et les apports détritiques, et par la richesse en éléments nutritifs
(nitrates, phosphates, silice ou fer) des masses d’eau qui contrôle le développement des
organismes vivants dans les eaux peu profondes. Ce dépôt sédimentaire se déchiffre comme
un livre, page par page, c’est-à-dire couche par couche, les couches profondes
correspondant aux dépôts des périodes les plus anciennes.
16
Figure 3. Distribution globale des principaux types de sédiments pélagiques sur les fonds océaniques (Davies, 1976)
1.1.3
La modélisation du climat
Le climat est un système complexe multi-composantes qu’il est difficile d’appréhender
dans son ensemble, notamment à cause de la difficulté d’observation de certains paramètres
ou à la complexité même des processus en jeu. La modélisation climatique offre une
solution pour produire des scénarii sur l’évolution du système.
Un des objectifs de la paléoclimatologie est de fournir des renseignements sur la variabilité
temporelle de certains paramètres du système climatique dans le passé. Ces informations
sont ensuite utilisées pour valider et affiner les modèles climatiques.
Un modèle de climat est un simulateur du climat terrestre et de son évolution dans le temps.
Il simule l’état moyen des composantes du système climatique (atmosphère, océans,
surfaces continentales, cryosphère) et leur évolution dans le temps et l’espace. Il se présente
sous forme de codes numériques utilisés par des ordinateurs très puissants.
La modélisation est une démarche complète (Figure 4) qui commence par l’élaboration de
théories sur le fonctionnement des composantes climatiques et la mise en équation de ces
théories. La discrétisation spatiale et temporelle décompose le système en « mailles »
interagissant. Cette discrétisation permet l’élaboration de codes numériques qui prennent en
17
compte les équations physiques régissant le fonctionnement intra et inter mailles. Ces codes
sont ensuite implémentés dans les supers calculateurs (type IPSL de l’Institut Pierre Simon
Laplace ou type Météo-France) et sont à l’origine des simulations climatiques. Ces
simulations doivent ensuite être validées par comparaison avec les données d’observations.
Figure 4. La modélisation, une démarche complète (Jeandel, 2011)
Un modèle de climat se compose donc d’un modèle physique plaqué sur une grille
horizontale et verticale adaptée à la résolution numérique des équations du système
climatique. Il doit prendre en compte tous les compartiments du système: atmosphère,
océans, continents, et les faire interagir, en leur superposant des perturbations extérieures
telles que celles attribuées à l’activité humaine (Figure 5).
Figure 5. Les modèles de climat (Livret Climat, CEA éditions 2006)
18
1.2
Le changement climatique
1.2.1
Qu’est-ce que la variabilité climatique ?
Lorsqu’on parle de météo, on fait référence aux conditions atmosphériques qui règnent à un
endroit donné et à un moment donné. Le terme climat indique les conditions
météorologiques générales, de même que la variabilité quotidienne et saisonnière de ces
conditions météorologiques, au cours d’une période de plusieurs décennies. On appelle
changement ou variabilité climatique les transformations ou modifications du climat de la
Terre au cours du temps.
La variabilité peut-être due à des processus internes au système climatique (variabilité
interne) tels que les phénomènes de moussons ou d’El Nino, ou à des changements liés à
des forçages externes d’origine naturelle (diminution ou augmentation de l’énergie solaire
reçue), ou d’origine anthropique (émission de gaz à effets de serre) (Figure 6).
Figure 6. Principales causes de changements du climat ainsi que quelques échelles de temps caractéristiques. En
rouge et en vert sont les forçages externes, en bleu les réarrangements interne au système et en noir les effets
anthropiques (Jeandel, 2011)
19
D’un point de vue statistique, il y a changement climatique entre 2 périodes de références si
leur différence moyenne dépasse l’écart type (Figure 7). Des fluctuations climatiques se
rapportent à des périodes plus courtes de l’ordre de la décennie. Il y a enfin une variabilité
interannuelle ou saisonnière qui relève du bruit statistique, c’est pourquoi les climatologues
considèrent qu’une durée de trente ans est nécessaire pour établir une référence climatique
dite « normale climatique » valable dans une région donnée. Cette référence permet
d’établir des écarts (ou anomalies) à une moyenne (ou «°normale ») pour analyser les
variations environnementales aux diverses échelles de temps.
Figure 7. Les différents types de variations climatiques (Hufty, 2001)
En utilisant la diversité des archives du climat, les géologues et paléoclimatologues ont
reconstruit un historique approximatif du climat global, en le décrivant par la température
moyenne ou l’écart de température avec une normale climatique choisie, à l’échelle des
temps géologiques. Cet historique montre qu’à certains moments, l’atmosphère terrestre
était significativement plus chaude dans le passé qu’elle ne l’est aujourd’hui. Au contraire,
elle était significativement plus froide à d’autres époques du passé (Figure 8 et 1). Les
variations de la température au cours des derniers 400 000 dernières années présentées dans
la Figure 8 illustrent également les différents types de variations climatiques, passant d’un
type oscillant sur une moyenne mobile, à une tendance quand la moyenne est prise sur des
périodes plus longues (100000 ans).
20
Figure 8. Variations de la température au cours des 400000 dernières années en Antarctique, par rapport à la
normale de 1950 (Petit et al., 1999)
Il est important de faire la distinction entre les changements climatiques à long terme, qui
se produisent sur plusieurs dizaines de millions voire de centaines de millions d’années, et
les changements climatiques à court terme, se produisant en l’espace de dizaines ou de
centaines de milliers d’années.
1.2.2
Les causes de changements climatiques
Les facteurs qui conduisent à un changement climatique à long terme (périodes de 10 à 100
millions d’années (Ma) comprennent essentiellement des forçages géologiques (Figure 6) :
-
la dérive des continents influence le climat en contrôlant l’agencement spatial des
courants océaniques qui distribuent la chaleur à la surface de la planète. Les
surfaces continentales suivant leurs tailles et où elles se situent (basses ou hautes
latitudes), jouent un rôle important dans la restitution ou non de chaleur dans le
bilan radiatif terrestre.
-
L’augmentation globale de l’activité volcanique à long terme peut contribuer à un
réchauffement global car elle accroit la concentration en gaz à effet de serre de
l’atmosphère.
-
Les événements tectoniques qui conduisent à la surrection des continents affectent
la concentration en CO2 atmosphérique en exposant les terrains à la météorisation
et à l’altération chimique qui tendent à absorber du CO2. L’effet de serre est
diminué, ce qui peut engendrer des périodes plus froides.
21
Les causes des changements climatiques à court terme, périodes de 10 à 100 milliers
d’années, sont initiées par des forçages astronomiques, géologiques et des facteurs
intrinsèques liées aux interactions entre l’atmosphère, l’océan et la cryosphère :
-
Les changements de l’orbite et de l’inclinaison de la Terre suivant la théorie de
Milankovitch, conduisent, par des cycles de 41000 ans (inclinaison de l’axe de la
Terre), 23000 ans (précession), et 100000 ans (excentricité de l’orbite terrestre), à la
variation de la quantité globale de chaleur qui atteint la Terre (Figure 9).
-
Les fluctuations des radiations solaires et des rayons cosmiques : la quantité
d’énergie produite et émise par le soleil varie avec le cycle des tâches solaires (9 à
11,5 années).
Figure 9. Les variations du mouvement de la Terre autour du soleil (cycles de Milankovic) observées dans
l’enregistrement des isotopes de l’eau contenus dans la glace de Vostok en Antarctique (Petit et al., 1999).
-
Les modifications des courants océaniques par des changements dans la
configuration des courants marins et donc de la redistribution de chaleur, ou par des
arrivées massives d’eau douce liées à une importante fonte de la banquise ou des
glaciers.
-
Les changements du degré de réflectivité (albédo) de l’atmosphère liés à
l’augmentation de la concentration atmosphérique en aérosols volcaniques : le
rayonnement solaire est d’autant plus réfléchi vers l’espace sans pouvoir réchauffer
la surface de la Terre.
22
-
Les modifications de l’albédo de surface : La proportion de surface terrestre
recouverte de neige et de glace affecte aussi le degré de réflectivité des rayons
solaires traversant l’atmosphère. Un albédo accru engendre un refroidissement,
tandis que la diminution de l’albédo cause un réchauffement.
Les changements climatiques à court terme peuvent être observés dans les archives des
dernières centaines de milliers d’années. Ces archives donnent une idée de l’ampleur et de
la durée du changement climatique à court terme. Durant cette période des derniers 400000
ans par exemple, il y a eu une succession de quatre ères glaciaires (Figure 8), marquées
elles-mêmes par des oscillations rapides, séparées par des périodes interglaciaires plus
chaudes. Les variations de température de l’Antarctique caractéristiques des transitions
glaciaire-interglaciaire (G-IG) sont de l’ordre de 6 à 10°C d’amplitude.
Figure 10. Ecarts de températures globales reconstituées par proxys. LGM : dernier maximum glaciaire, OD :
Drias ancien, B-A : Bolling Allerod, YD : Drias récent, Holocène (Shakun et al., 2012).
Si on se concentre sur la dernière transition G-IG entre 22000 et 6000 ans (Figure 10), on
voit que la température globale a augmenté d’environ 4°C entre le dernier maximum
glaciaire (LGM) et la période chaude plus récente de l’Holocène. Cet enregistrement,
obtenu à partir d’une moyenne de 80 reconstitutions de température par proxys réparties sur
toute la surface du globe, illustre l’augmentation de la température moyenne globale. On
note que cette évolution de température s’accompagne d’une augmentation de la teneur du
CO2 atmosphérique enregistrée dans les glaces de l’Antarctique (la discussion du décalage
entre les deux enregistrements n’entre pas dans le cadre de ce mémoire).
23
Figure 11. Reconstitution de la variation de température moyenne de l’hémisphère nord à partir de plusieurs
proxys (cernes d’arbres, carottes glaces, coraux, données historiques, mesures instrumentales) enregistrés sur plus
de 100 sites de l’hémisphère nord (Mann et al., 1998).
Beaucoup plus récemment, l’évolution de la température moyenne de l’hémisphère nord,
obtenue à partir d’une centaine de reconstitutions (Figure 11), montre une augmentation de
près de 1°C au cours du dernier siècle. Le rapport du GIEC de 2007 (GIEC, 2007) souligne
le rôle significatif des activités humaines dans ce changement dû à l’augmentation
conséquente de gaz à effet de serre rejetés dans l’atmosphère (Figure 12 A et B).
A
B
Figure 12. A) bilan énergétique moyen pour la période 2000-2004 : un déséquilibre du bilan de 0.9 W/m2 a été
calculé et attribué aux émissions de CO2 anthropiques (Hansen et al., 2005). B) évolution de la concentration en
CO2 atmosphérique depuis 10000 ans issue des carottes de glace (points violets, verts, bleus) et de prélèvements
d’air (points rouges) (GIEC, 2007)
24
1.3 Paléocéanographie et géochimie marine
1.3.1
La circulation océanique
L’océan est un grand réservoir d’eau salée dont la surface couvre environ 70% de la Terre.
Via sa grande capacité thermique (1000 fois plus que l’atmosphère), il occupe un rôle de
régulateur dans le système climatique terrestre. L’océan affecte le climat car les courants
transportent de la chaleur. Ainsi les courants chauds des couches de surface peuvent
réchauffer le climat d’une région, et à l’inverse, les eaux froides modèrent la température
des eaux des régions équatoriales. La circulation océanique est contrôlée, entre autre, par
les propriétés thermohalines des masses d’eau et la morphologie des bassins. Elle est initiée
dans les hautes latitudes Nord et sud de l’océan Atlantique par le plongeon d’eau froide et
salée assez dense pour atteindre les profondeurs océaniques. La partie atlantique nord de
cette boucle contribue ainsi à la redistribution de la chaleur à l’échelle du globe (Bryden et
Imakawi, 2001). Cette circulation est communément représentée comme un « tapis
roulant » (Figure 13) impliquant les masses d’eaux chaudes en surface, transportant la
chaleur des basses vers les hautes latitudes, et les courants profonds, froids parcourant le
trajet inverse (Broecker et Ostlund, 1991).
Figure 13. Schéma de la circulation océanique thermohaline (GIEC, 2001)
En océanographie, les paramètres de température (T) et salinité (S) sont particulièrement
importants. Ils servent de carte d’identité permettant d’identifier les différentes masses
25
d’eaux profondes. Grâce à elles, on définit des masses d’eau. La salinité de l’eau de mer
(Figure 14B) ne peut être modifiée qu’en surface de l’océan par le bilan entre l’évaporation,
les précipitations et les apports d’eaux douces continentales. De même, toujours à la
surface, la température de l’eau de mer (Figure 14A) peut être modifiée au contact de
l’atmosphère, par l’évaporation ou par rayonnement (absorption-émission des rayons
infrarouges). En revanche, en profondeur il n’y a pas d’échanges directs avec l’atmosphère,
T et S ne peuvent alors être modifiés que par mélange entre des eaux de T et S différentes.
Les masses d'eau profondes sont ainsi identifiées en fonction de leur température, de leur
salinité. Ces caractères sont acquis en surface suite à l'évaporation, aux précipitations, à
l'arrivée d'eaux douces continentales et à la congélation de l'eau de mer.
Arctique
Antarctique
Température (°C)
Figure 14A. Distribution de la température (°C) le long d’un profil nord-sud de l’océan Atlantique (Schlitzer, 2010)
Salinité (°/°°)
Figure 14B. Distribution de la salinité (°/oo) le long d’un profil Nord-Sud de l’océan Atlantique. Les différentes
masses d’eaux sont notées en blanc (Schlitzer, 2010)
26
Les eaux qui existent en profondeur dans les différents bassins de l’océan mondial
proviennent initialement de la surface aux hautes latitudes. Il faut environ 1000 ans à une
masse d’eau pour parcourir la boucle océanique globale. Au cours de leur trajet, ces eaux
sont d’abord des eaux de surface en contact avec l’atmosphère. Aux niveaux des hautes
latitudes, ces eaux superficielles se refroidissent, et la formation de glace de mer contribue
à augmenter leur salinité. Elles acquièrent ainsi une densité telle qu’elles plongent dans les
profondeurs abyssales, engendrant ainsi le mouvement de circulation générale (Figure 15).
Pour donner un ordre de grandeur du transport des masses d’eaux, on utilise le Sverdrup
(Sv = 10^6 m3/s). A titre indicatif, le débit de la masse d’eau profonde Atlantique (NADW)
est de l’ordre de 24 Sv (le fleuve Amazone a un débit moyen de 0,2 Sv).
Figure 15. Section nord-sud du bassin Atlantique moderne. L’océan présente une stratification verticale des masses
d’eau en fonction de leur densité (Marshak, 2010)
1.3.2
La paléocéanographie
La reconstitution de ces deux paramètres au cours du temps permet d’étudier l’évolution
des masses d’eau associée aux changements climatiques. Pour illustrer cette démarche, on
présente ici un autre outil permettant d’identifier les masses d’eau: la composition
isotopique du carbone de l'eau (δ 13C). Cet outil est utilisé comme un traceur conservatif des
masses d'eaux. Dans l'océan Atlantique, la distribution du δ13C de l'eau reflète la
distribution des masses d'eau. La figure 16A montre que le gradient du δ13C de l'océan
profond moderne (actuel) est corrélé avec la distribution de la salinité observée dans la
figure 14B. La masse d’eau Nord Atlantique (North Atlantic Deep Water, NADW) en
provenance des hautes latitudes Nord plonge vers le Sud. Les profondeurs abyssales de
27
l’hémisphère sont quant à elles baignées par une masse d’eau d’origine antarctique
(Antarctic Bottom Water, AABW), plus dense que NADW.
Les enregistrements de δ13C mesurés cette fois dans les foraminifères benthiques prélevés
dans les carottes de sédiments marins, permettent d'acquérir des informations concernant la
distribution des masses d'eaux profondes dans le passé. La reconstitution de la distribution
du δ13C au cours du dernier maximum glaciaire il y a 21000 ans (Figure 16B), met en
évidence une profonde réorganisation des masses d'eaux, avec le remplacement de NADW
par une masse d'eau moins profonde, la masse d’eau atlantique intermédiaire (Glacial
North Atlantic Intermediate Water, GNAIW) (flèche noire) et, plus profondément, par une
invasion d'eau intermédiaire Antarctique (Antarctic Intermediate Water, AAIW), jusqu'à
40°N (flèche blanche).
Figure 16. A) Comparaison de la distribution moderne du 13C de l’eau, avec B) la reconstitution de la distribution
glaciaire à partir du 13C des foraminifères benthiques (Duplessy et al., 1988)
Si la distribution du δ13C de l'eau reflète la distribution des masses d'eau, elle ne fournit
néanmoins pas d’information concernant la température, ni la densité des masses d’eau.
Ces informations peuvent être obtenues par d’autres proxys que nous présenterons dans la
suite de ce mémoire.
La paléocéanographie permet ainsi de reconstituer l’évolution des paramètres océaniques
dans le passé et de mieux comprendre le rôle de l’océan lors des changements climatiques.
28
1.3.3
Les archives sédimentaires marines
Les sédiments marins représentent des archives précieuses des changements climatiques.
Par exemple, la mesure du rapport
18
O/16O*1 dans la calcite des coquilles de plancton
fossile contenues dans les sédiments marins profonds (figure 17) montre les tendances à
long terme au cours des 70 derniers millions d’années (refroidissement entre 70 et 50 Ma
suivi d’un réchauffement). Le contenu fossilifère et la nature du sédiment ont permis de
dater et d’estimer la cyclicité climatique mis en évidence au Quaternaire (Hays et al. 1976).
Figure 17. En bas, rapport 18O/16O dans la calcite des tests de foraminifères contenus dans les sédiments marins
profonds. En haut, évolution de la température (18O/16O) au cours des 2 derniers millions d’années, la diminution
du rapport 18O/16O correspond à des avancées glaciaires (Marshak, 2010)
Pour accéder et étudier les dépôts de sédiment les plus anciens, les océanographes ont
développé dès la fin du XIXe siècle des carottiers constitués, encore aujourd’hui, d’un tube
permettant de ramener à la surface des carottes de sédiments (Figure 18). Une carotte est un
prélèvement d’un volume cylindrique de sédiment, par gravité ou par forage, à l’aide d’un
tube en acier de longueur variable selon le substrat échantillonné (de quelques mètres à
plusieurs centaines de mètres de long). La carotte conserve la position des différentes
strates qui la composent. Le sédiment le plus ancien sera le plus profond, et le plus récent
celui du sommet de carotte, à l’interface eau-sédiment.
1
Le rapport isotopique de l’oxygène est présenté en détail dans la partie 1.3.5
29
Figure 18. Sections de carotte de sédiment marin remontée à bord du N/O Marion Dufresne (Photo : LSCE)
Le sédiment marin a deux origines : l’une détritique et l’autre biogénique. Le sédiment
d’origine détritique correspond aux matériaux qui ont été arrachés aux continents. La nature
des roches détritiques terrigènes dépend de la nature des roches soumises à l'érosion, du
régime climatique de la région d'alimentation, des conditions hydro- et/ou aérodynamiques
de transport et de dépôt, ainsi que des transformations post-dépôt, la diagenèse. Le
sédiment biogène, quant à lui, est constitué de l'ensemble des micro-organismes fossilisés
qui ont vécu à la surface (planctonique) ou en profondeur (benthique) des océans. Une
grande proportion des micro-organismes planctoniques et benthiques possède un squelette
minéralisé, soit en carbonate de calcium (CaCO3, calcite ou aragonite), comme par exemple
les foraminifères ou certaines micro-algues du nannoplancton, soit en silice (SiO2), comme
les diatomées et les radiolaires. Après la mort d'un individu, son squelette devient une
particule sédimentaire. Il s'ensuit que la surface des océans produit une pluie continuelle de
très fines particules. Cette pluie, composée de matières organiques non encore oxydées, de
calcaire et de silice produit une couche sédimentaire sur le plancher océanique. Notons que
les foraminifères benthiques vivant à la surface du sédiment, existent même à très grande
profondeur (>5000m).
En somme, le gros des sédiments au large des marges continentales est produit par l'océan
lui-même, biologiquement ; ces sédiments forment, à la surface des plaines abyssales et des
zones de dorsales, une couche composée d'un mélange de matières organiques, de silice et
possiblement de carbonates, avec des proportions variables d'argiles et de poussières
atmosphériques.
Les alternances de climats chauds et froids que la Terre a connus au cours de son histoire
récente sont enregistrées dans les sédiments marins car la nature même de ce sédiment
30
apporte certaines informations globales. Au cours des périodes interglaciaires, la
sédimentation
est
dominée
par
des
apports
carbonatés
(foraminifères,
coccolithophoridés, ...), alors que durant les périodes glaciaires, la sédimentation devient
essentiellement terrigène, déposant des couches de matériel détritique, produits de l’érosion
continentale, au fond de l’océan (Figure 19).
___ 1mm
Figure 19. Vue sous loupe binoculaire d’une fraction détritique (quartz, feldspath) en bas à gauche, et d’une
fraction biogénique (foraminifères planctoniques) en haut à droite (Photo : LSCE)
La résolution temporelle d’une carotte va dépendre du taux de sédimentation, tandis que la
durée de l’enregistrement continu va dépendre étroitement de la longueur du carottage
sédimentaire obtenue au site de prélèvement. Ainsi, des carottes de même longueur peuvent
couvrir des centaines de milliers d’années à faible taux de sédimentation, ou bien offrir une
haute résolution de l’Holocène (0-10000 ans) à fort taux de sédimentation. Nous nous
intéresserons particulièrement aux techniques de carottage dans la deuxième partie de ce
mémoire.
1.3.4
Les foraminifères marins
Les foraminifères sont des organismes unicellulaires dont le test (ou squelette) est composé
de plusieurs loges (ou chambres) toutes remplies par du cytoplasme qui recouvre aussi le
test. Ils sont présents dans presque toutes les mers du globe. Les espèces planctoniques
occupent de façon très importante les deux cents mètres supérieurs des océans et sont
passivement entraînées par les courants mais susceptibles d’effectuer des migrations
verticales. Elles exigent des conditions physico-chimiques stables, et ne supportent pas, en
particulier, les nuisances liées aux eaux continentales (turbidité, baisse de salinité). Ces
foraminifères sont bien adaptés à la flottaison : test mince, inclusions protoplasmiques
graisseuses, capsules gazeuses (Figure 20B). D’autres, benthiques vivent sur le fond, soit à
la surface du sédiment, soit enfouies dans celui-ci (endofaune), soit sur des supports
végétaux ou des particules (épifaune) (Figure 20B). Ce sont aussi des micro-organismes
31
très sensibles aux conditions environnementales permettant ainsi de reconstituer de manière
précise les paramètres des eaux dans lesquelles leur croissance s’est effectuée. C’est ainsi
qu’en mesurant la composition chimique des tests des foraminifères planctoniques et
benthiques, on peut déterminer la composition chimique de l’eau de surface et de
profondeur de l’océan respectivement, ainsi que les paramètres des masses d’eau (T et S).
__ 100m
P. wuellerstorfi
Uvigerina peregrina
Figure 20A. Exemples de foraminifères benthiques vue au microscope électronique à balayage (MEB) (Photo :
université d’Angers)
__ 100m
Globigerina bulloides
Globigerinoides ruber
Figure 20B. Exemples de foraminifères planctoniques vue au MEB (Photo : université d’Angers)
Le grand intérêt géologique des foraminifères tient à leur immense productivité. Ils vivent
dans toute la colonne d'eau. Les plus fortes concentrations se trouvent à des profondeurs
comprises entre 10 et 50 m (planctoniques). Les populations vivantes comptent 1 à 200
individus par m2 en surface. Dans la nature actuelle, les individus et les espèces sont plus
abondants dans les eaux chaudes. Actuellement, on estime que 47% des fonds océaniques
sont couverts par leurs tests qui tombent en pluie constante, à la vitesse moyenne de 2 cm/s,
sur le sol marin.
1.3.5
La géochimie marine
La composition isotopique de l’oxygène des foraminifères est un des outils les plus utilisés
en paléoclimatologie depuis les travaux d’Emiliani (1955). Il permet de reconstituer
l’évolution du 18O de l’eau de mer qui est lié à la température, aux volumes des glaces et
32
donc à la salinité. C’est un outil essentiel pour la reconstitution des paramètres
hydrologiques des masses d’eau.
Deux isotopes d’un même élément présentent le même nombre atomique mais ils sont
caractérisés par des masses atomiques différentes. Ainsi on peut trouver l’oxygène sous
forme
16
O ou
18
O. On a découvert que le rapport normalisé entre
[((16O/18O)ech-(16O/18O)std)/(16O/18O)std]–1)
de
la
glace
16
O et
indique
18
O ou 18O (=
la
température
atmosphérique sous laquelle la neige qui constitue la glace s’est formée : ce rapport est plus
élevé pour la neige qui se forme dans un air plus chaud, et un rapport plus faible pour la
neige qui se forme dans un air plus froid. A cause de cette relation, le rapport isotopique
mesuré dans une succession de couches de glace au sein d’un glacier indique les
changements de température qui se sont produits au cours du temps. Ces archives glaciaires
couvrent une période qui atteint 800000 ans en Antarctique. De même le rapport
16
O/18O
dans le test de CaCO3 qui constitue les coquilles de foraminifères fournit également une
indication des températures du passé.
Dans les années 50 et 60, des études ont montré une relation entre la composition
isotopique de l’eau de mer, celle de la calcite des foraminifères et de la température de
l’eau de mer (Emiliani, 1955). En effet, le 18O de la calcite est directement lié à celui de
l’eau de mer par un fractionnement isotopique fonction de la température. Il augmente
d’environ 0,25 per mil quand la température baisse de 1°C. Cette relation est exprimée par
la relation des paléotempératures (1) par Shackleton, 1974.
T = 16.9 – 4.38*(18Of-18Ow) + 0.10*(18Of-18Ow)2
(1)
(T=température °C ; 18Of=signal isotopique des foraminifères, 18Ow= signal isotopique de l’eau de mer)
Un refroidissement local des eaux se traduit ainsi par une augmentation du rapport 18O/16O
de la coquille des foraminifères, au même titre qu’une augmentation du volume des glaces
continentales. L’analyse de la composition isotopique des foraminifères est donc un moyen
très sensible de suivre l’évolution moyenne du climat planétaire, mais il n’est pas possible
de faire d’une manière simple la part du signal global lié au changement de volume des
calottes glaciaires et celle des variations locales de la température des eaux de l’océan.
La mise au point d’autres paléothermomètres, indépendants, a donc été l’enjeu de
nombreux travaux de recherche, et au cours des 15 dernières années, un autre proxy, le
rapport entre la concentration en magnésium et en calcium (Mg/Ca) mesuré dans les tests
33
de foraminifères a émergé comme traceur potentiel. Nous reviendrons en détail sur cette
méthode qui est au cœur de ce mémoire.
L’étude de certains éléments à l’état de traces (ppm ou ppb, partie par million (10-6) ou
partie par billion (10-9)), comme pour le Mg des tests de foraminifères, apporte des
renseignements sur l’environnement de croissance de ces organismes. Ces éléments ne
peuvent être utilisés comme traceur des paramètres géochimiques et hydrologiques que si
un certain nombre de conditions sont réunies :
-
Il existe une relation établie entre l’ « élément trace » et le paramètre d’intérêt.
-
Cette relation est conservée à l’intérieur du carbonate biogénique même après
l’enfouissement.
-
L’élément trace peut être déterminé avec la précision et la justesse nécessaire pour
produire une donnée fiable.
C’est ainsi que la mise en évidence d’une relation entre le cadmium Cd et le phosphore P
dans l’océan a permis au rapport Cd/Ca des foraminifères d’être utilisé comme traceur du
phosphate en eau profonde et de circulation océanique profonde (Boyle, 1981, 1988, 1992).
La relation entre le barium Ba et alcalinité permet l’utilisation du rapport Ba/Ca comme
traceur de l’alcalinité (Lea et Boyle 1991 ; Lea 1993). Le rapport Zn/Ca combiné au rapport
Cd/Ca peut être utilisé comme traceur de la concentration en ion carbonate (CO32-) des
eaux profondes (Marchitto et al, 2000), et le rapport U/Ca des foraminifères benthiques
fourni un enregistrement des teneurs en uranium des eaux anciennes, possible indicateur de
l’étendue d’eau profonde anoxique ou faiblement oxygénée (Russel et al, 1994). La
composition isotopique du bore B et le rapport B/Ca des foraminifères planctoniques (Yu et
al, 2007) sont quant à eux utilisés comme traceur du pH des eaux de surface, tandis que le
rapport Ba/Ca des foraminifères benthiques reflète l’état de saturation en carbonates des
eaux profondes (Yu et Elderfield, 2007).
L’analyse de la composition en éléments traces peut apporter autant de renseignements en
partie grâce à l’essor de nouvelles technologies d’analyse par spectrométrie et aux
développements de protocoles analytiques liés à la géochimie des éléments majeurs et
mineurs et des éléments traces.
34
1.4 La détermination de paléotempératures de l’eau de mer : la méthode Mg/Ca
La mise au point d’outils permettant la détermination de la température passée des eaux
océaniques de surface et de fond est une des grandes priorités de la paléocéanographie pour
la compréhension des changements climatiques. Ces dernières années ont vu se développer
un outil particulièrement prometteur basé sur l’analyse du rapport Mg/Ca dans les tests des
foraminifères.
1.4.1
Le paléothermomètre Mg/Ca
Lors de la calcification du test des foraminifères, certains éléments chimiques de l’eau de
mer, de rayon ionique proche de celui du calcium, dont le magnésium, vont se substituer au
calcium dans le réseau cristallin du test. Il a été démontré expérimentalement que cette
substitution s’accroît quand la température augmente. La dépendance à la température du
rapport Mg/Ca des tests des foraminifères s’explique par l’influence de la température sur
le coefficient de répartition du magnésium entre la calcite et l’eau de mer, ainsi que sur les
processus physiologiques qui affectent l’incorporation du magnésium lors de la constitution
du test (Rosenthal et al., 1997). En mesurant le rapport Mg/Ca dans la calcite du
foraminifère conservé dans les sédiments, on peut donc espérer reconstruire les variations
de température de l’eau de mer dans le passé.
L’incorporation de traces de magnésium dissous dans l’eau de mer dans la calcite du
squelette peut être assimilée à une diffusion thermodynamique, modulée par le
métabolisme. Il est donc nécessaire d’établir des calibrations fondées sur l’étude de la
calcite biogénique. Le Mg et le Ca ont un temps de résidence dans l’océan qui est
relativement long, environ 13 millions d’années (Ma) and 1 million d’années (Ma)
respectivement, impliquant un rapport Mg/Ca de l’eau de mer presque constant dans des
échelles de temps inférieures au million d’années. Des calibrations en température sont
établies pour différentes espèces de foraminifères, à partir de la mesure même du rapport
Mg/Ca d’échantillons récents que l’on trouve les sédiments les plus actuels (dans les
sommets de carotte à l’interface eau/sédiment), et de la température de surface pour les
planctoniques (de fond pour les benthiques), issue d’atlas océanographique ou de mesures
in-situ.
Plusieurs travaux ont montré que le rapport Mg/Ca dans le test des foraminifères
planctoniques et benthiques est une fonction exponentielle (2) de la température de
35
calcification du test (Nürnberg et al., 1996 ; Mashiotta et al., 1999 ; Lea et al., 1999 ;
Rosenthal et al., 1997). Cette fonction est du type:
Mg/Ca (mmol/mol) = B * exp (A*T)
(2)
Avec A paramètre reflétant la sensibilité à la température et pouvant donc caractériser les
espèces étudiées, et B est une constante dépendante de paramètres cinétiques comme le
taux de croissance en fonction des conditions environnementales (Rosenthal et Lohmann,
2002).
Le rapport Mg/Ca donne ainsi une estimation directe de la température de l’eau lors de la
formation de la calcite, une fois A et B définis. La calibration de la Figure 21 est basée sur
une compilation de données de 11 espèces de foraminifères planctoniques vivant à
différentes températures. Elle met en évidence un certain degré de variabilité dans
l’incorporation du Mg entre les espèces, malgré une ressemblance dans la sensibilité à la
température (A=0.09 et B=0.38). Pour améliorer l’estimation de la température, des auteurs
ont mis en évidence que des calibrations différentes selon les espèces doit être établies.
Figure 21. Calibration Mg/Ca-température à partir des foraminifères planctoniques issus de sommets de carotte
(Anand et al., 2003)
1.4.2
Les limites de la méthode Mg/Ca
L’utilisation du rapport Mg/Ca en tant que thermomètre est un outil assez récent comparé
aux outils isotopiques. L’incorporation du Mg/Ca dans les tests de foraminifères contient de
nombreux biais qui ne sont pas encore bien compris dont voici les principaux :
36
L’effet de taille
Comme la composition isotopique de l’oxygène, le rapport Mg/Ca est aussi dépendant de la
taille du test des foraminifères (Elderfield et Ganssen, 2000). La modification du
fractionnement biologique au cours du cycle de vie ou les variations du milieu de
calcification pourraient être à l’origine de la relation entre la taille et le rapport Mg/Ca. Par
exemple, d’après Elderfield et Ganssen (2000), les rapports Mg/Ca des foraminifères G.
ruber et de G.bulloides augmenteraient respectivement de près de 0,8 et 0,3 mmol/mol
entre 250 μm et 500 μm. On peut ainsi limiter l’impact de la taille du test lors de
l’échantillonnage en se restreignant à n’utiliser qu’une certaine gamme de taille de tests,
soit ici la gamme 150-250 μm couramment employée pour les études isotopiques et
d’éléments traces sur foraminifères.
La calcite gamétogénique
Lors de leur développement, les foraminifères créent une couche de calcite sur l’ensemble
de leur test tous les quelques jours et cela en l’espace de quelques heures. A chaque étape,
on discerne deux sortes de calcite : la calcite dite primaire et la calcite dite secondaire. La
calcite primaire délimite le contour de la coquille et devient la lamelle intérieure de la
nouvelle loge. La calcite secondaire recouvre cette membrane et l’ensemble de la coquille
préexistante (Bentov et Erez, 2006; Erez, 2003).
De nombreuses espèces et particulièrement les foraminifères planctoniques profonds vont
déposer, avant de se reproduire, une dernière croûte additionnelle de calcite sur le test.
Cette croûte de calcite est appelée calcite gamétogénique, parce que son dépôt est associé
au processus de formation des gamètes pendant la phase de reproduction. On peut mesurer
expérimentalement que la calcite gamétogénique est appauvrie en Mg/Ca, contribuant à
abaisser le rapport Mg/Ca moyen du test. Deux hypothèses peuvent expliquer cette
différence de composition Mg/Ca entre les fractions du test : soit des changements de la
profondeur d’habitat (température de calcification différente) au cours du cycle de vie, soit
des mécanismes de calcification différents (Erez, 2003). Pour s’affranchir de cette couche
de calcite, durant la phase de nettoyage de l’échantillon, une légère attaque chimique des
tests à l’acide faible sera employée. Le plus souvent, cette étape sera suffisante pour
dissoudre cette couche de surface.
37
Les ions carbonates
Le rapport Mg/Ca des foraminifères benthiques peut aussi être significativement influencé
par des variables autres que la température. Plusieurs études récentes ont montré qu’il peut
exister une corrélation entre la teneur en ion carbonate ([CO32-]) de l’eau du milieu de vie
du foraminifère et la composition en éléments traces du test calcaire des foraminifères
(Bijma et al., 1999 ; Elderfield et al., 2006). Ces études conclues que le rapport Mg/Ca est
réduit lorsque le taux de saturation en ions carbonates est faible. L’influence de la
concentration en [CO32-] a été mesurée expérimentalement en laboratoire sur les
foraminifères. Ce phénomène serait cependant limité aux eaux sous-saturées et dont le
degré de saturation en ions carbonates, défini par [CO32-]=[CO32-]-[CO32-]sat , est négatif.
La dissolution
La calcite après dépôt dans le sédiment peut se dissoudre sous l’effet de l’agressivité de
l’eau de fond et de l’eau interstitielle sous-saturées en carbonates (Brown et Elderfield,
1996; Rosenthal et al., 2000). Nous avons cependant sélectionné des carottes sédimentaires
prélevées au-dessus de la lysocline, la profondeur dans l’océan à partir de laquelle la
solubilité de la calcite augmente fortement.
La mesure du rapport Mg/Ca des foraminifères planctoniques est aujourd’hui couramment
employée pour déterminer les changements de température de surface de l’océan (Lea et al.
1999 ; Elderfield et Ganssen 2000 ; Rosenthal et al. 2000) et commence à être de plus en
plus utilisée pour les eaux profondes. Cependant, les variations de température estimées
dans l’océan profond entre la dernière période glaciaire et l’Holocène, sont proches des
incertitudes de mesures (2 à 3°C). De plus, le matériel benthique est souvent peu abondant
dans les carottes. L’amélioration de la précision des analyses Mg/Ca permet aujourd’hui de
déterminer des concentrations d’élément proches de quelques dizaines de ppb avec
seulement quelques mg de test carbonaté par échantillon pour une détermination par ICPOES (Lear et al. 2002 ; Martin et al. 2002 ; Skinner et al. 2003). Ces améliorations seront
au cœur de la Partie 3 de ce mémoire. Auparavant on présente la principale source de notre
matériel d’étude : les carottes sédimentaires et les techniques de forages scientifiques
utilisées pour les prélever.
38
PARTIE 2 - Les techniques de forages scientifiques en mer et outils
géotechniques embarqués
2.1 Les forages scientifiques
Les forages sont utilisés principalement pour la reconnaissance et l’exploitation des
ressources naturelles enfouies, comme le pétrole, l’eau, ou les ressources minières. Ils sont
également utilisés à d’autres fins, telles que la géothermie, le drainage d’aquifères ou
encore l’enfouissement de gaz. Dans le domaine du bâtiment et des travaux publics, on
utilise les forages pour réaliser des injections et permettre la consolidation d’ouvrages ou
pour la reconnaissance du sous-sol par essais in-situ (pressiomètre, pénétromètre,
piézomètre, diagraphie…) et pour le carottage d’échantillons en place.
Dans l’industrie pétrolière, le forage est la clé de toute prospection. Il permet d’atteindre les
roches poreuses et perméables du sous-sol, susceptibles de contenir les précieux
hydrocarbures liquides ou gazeux, et il représente l’essentiel du coût total d’une
installation. Son implantation est décidée suite aux études géophysiques et géologiques,
comme par exemple en mer sur les plateaux continentaux, où l'on retrouve à faible
profondeur d’immenses réservoirs emprisonnés dans des formations sédimentaires. Une
autre utilisation de ces forages s’est développée autour des besoins de la recherche
scientifique pour l’acquisition d’échantillons issus du sous-sol continental ou océanique
ainsi que des calottes polaires ou des glaciers. Ces forages, avec les carottages scientifiques,
permettent d’apporter aux scientifiques un grand nombre d’échantillons en place et non
perturbés à étudier et analyser.
Nous allons tout particulièrement nous intéresser aux forages et carottages scientifiques
effectués dans les fonds marins, où l’on trouve le plus grand nombre d’archives naturelles
des environnements passés de la Terre. Nous ferons tout d’abord un rapide historique des
techniques de forage-carottage et des plus grands programmes scientifiques associés.
Ensuite une étude récente sur l’amélioration d’une technique de carottage sera développée
en détails. Enfin nous passerons en revue quelques outils géotechniques embarqués sur les
39
navires de la flotte océanographique française pour la caractérisation des propriétés
physiques du sous-sol marin.
2.1.1
Point de départ des forages scientifiques océaniques
Les techniques de forage scientifique de fond océanique sont issues de la technologie
pétrolière off-shore, qui en développant des forages grande longueur, ont dressés de
véritables coupes géologiques des plates-formes continentales et des mers peu profondes. A
la fin des années 60, les Etats-Unis mettent en service le programme de forage scientifique
océanique DSDP (Deep Sea Drilling Project) pour soutenir les études sur l’expansion
océanique et sur la tectonique des plaques. Ils débutent ainsi les grandes campagnes de
forage continu dans l’océan Atlantique, puis dans le Pacifique et l’océan Indien. Ce
programme, étendu en coopération internationale en 1983, est renommé ODP (Ocean
Drilling Program) et a représenté un énorme effort mondial dans la contribution de forage
scientifique des fonds océaniques avec plus de 2000 trous forés par le navire de forage
(Drilling Vessel) D/V Joides Resolution.
Aujourd’hui et depuis 2003, le programme intégré de forage océanique IODP (Integrated
Ocean Drilling Program) est devenu un partenariat international regroupant des organismes
de recherche et des scientifiques spécialistes des sciences de la terre et du vivant.
Successeur direct du programme ODP, il a pour vocation l’étude de la structure et de
l’évolution de la Terre en apportant des explications à des questions fondamentales sur les
transferts de chaleur et de matière, la déformation de la lithosphère, la dynamique du
manteau et du noyau, les ressources en hydrates de gaz ou encore le changement climatique
(Figure 22).
Plusieurs plateformes de forage permettent aux chercheurs du monde entier d’accéder à de
vastes carothèques riches de données géologiques, biologiques et environnementales
prélevées dans le plancher océanique. Les carottes sont la richesse des programmes, elles
renferment beaucoup d’informations que les chercheurs veulent déchiffrer. Pour les
conserver dans de bonnes conditions, elles sont stockées dans des carothèques à environ
4°C pour limiter les dégradations physiques et chimiques.
40
Figure 22. Objectifs scientifiques de IODP (IODP, 2001)
2.1.2 Le programme IODP
Le programme IODP regroupe aujourd’hui 8 partenaires représentant 26 pays : les ÉtatsUnis, le Japon, le consortium européen ECORD (European Consortium for Ocean Research
Drilling), auquel la France participe, la Chine, la Corée, le consortium Australie-Nouvelle
Zélande, l’Inde et le Brésil. Les États-Unis mettent en œuvre l’ancien navire de forage
conventionnel D/V Joides Resolution, déjà utilisé dans le cadre d’ODP. Le Japon apporte à
la communauté un nouveau navire de forage dit "riser", le D/V Chikyu, qui permet de forer
plus profondément que dans le passé.
Ce système riser est adapté de l’industrie pétrolière. Il s’agit d’une large enceinte d’environ
1 mètre entourant le train de tige permettant la circulation de la boue de forage afin de
maintenir l’équilibre de pression à l’intérieur du trou de forage ainsi que l’évacuation en
continu des débris de roche générés par le forage. Cette technique qui évite le blocage du
train de tige par les débris est essentielle pour forer à plusieurs milliers de mètres de
profondeur ou dans des zones au sous-sol instable (Figure 23). En tête de puits, un bloc
obturateur de puits a été conçu pour empêcher la formation de toute surpression dangereuse
pour protéger l'équipage et les équipements ainsi que l'environnement marin.
41
Figure 23. Le navire de forage Chikyu et ses tubes riser en attente de montage (Source : IODP)
L’unicité du D/V Chikyu réside dans son système de carottage et ses capacités de
laboratoire. Ce système permet en effet de collecter de très longs enregistrements continus
par section d’un mètre et demi de sédiments ou de roches, et de les examiner à bord
pendant les opérations. La carotte est extraite en utilisant des outils de carottage et
remontée dans le train de tige par un système de câbles, conçu spécialement pour un navire
de forage riser. Selon cette méthode, on envoie à l'intérieur du train de tige de forage l'un
des quatre types de carottier transporté à bord du Chikyu, chacun d’entre eux étant conçu
pour différentes conditions géologiques et permettre une collecte ininterrompue (Figure
25). Les 2 types de carottier les plus utilisés sont ; le carottier à piston hydraulique (HPCS)
utilisé pour les sédiments meubles non consolidés (Figure 24A), et le carottier à tube rotatif
(RCB), généralement utilisé pour forer dans les formations indurées ou dans la croûte
océanique (Figure 24B). Remontées à bord, les sections de carotte sont envoyées dans les
laboratoires répartis sur quatre ponts pour y être analysées :
- propriétés physiques (CT Scanner X-ray, colorimétrie, densité, vitesse de propagation des
ondes de compression P).
- paléomagnétisme (susceptibilité, rémanence).
- géochimie (analyse des gaz, des éléments majeurs/mineurs/traces, de l’eau interstitielle).
- microbiologie (matière organique, bactéries...).
42
Figure 24. (A) Photo d’une tête de carottier à piston HPCS utilisée pour les sédiments non consolidés. (B) Photo
d’une tête de carottier rotatif RCB destiné aux roches dures (Source : IODP).
Figure 25. Schéma synthétique du système de forage du D/V Chikyu (Source : IODP)
La participation française et européenne dans ECORD permet d'étendre la capacité
scientifique du programme IODP en apportant un soutien spécifique dans des domaines
43
clés tels que les régions arctiques et les mers peu profondes ou inaccessibles aux navires de
forage. Elle apporte ainsi des moyens d'investigation complémentaires tels que des
instruments robotisés ou la mise à disposition du navire océanographique polyvalent
français N/O Marion Dufresne et de son carottier géant Calypso.
2.1.3
Le Programme IMAGES
IMAGES (International Marine Past Global Change Study) est un programme international
de collaboration scientifique impliquant 26 nations et visant à la collecte et l'interprétation
de données paléoclimatiques de haute qualité issues des océans du globe. Il vise à
comprendre le rôle des processus marins dans le système climatique au cours du dernier
million d’années. Pour servir ces objectifs,
IMAGES organise des missions
océanographiques, des groupes de travail thématiques et régionaux, des ateliers et des
conférences.
Au milieu des années 90, IMAGES est pionnier dans l'utilisation du nouveau carottier à
piston Calypso, de type Kullenberg*, un outil capable de recueillir en routine des carottes
allant jusqu'à 50 m de longueur et embarqué sur le navire océanographique Marion
Dufresne (Lancelot et Balut, 1993) affrété par l’Institut polaire Paul Emile Victor (IPEV).
Associé aux autres systèmes de carottage comme le carottier grand volume CASQ, le
carottier Calypso fournit aux scientifiques une méthode souple et efficace pour
échantillonner le fond de l'océan. Avec une trentaine d’expéditions sur toutes les mers et
tous les océans, le programme IMAGES avec le soutien du N/O Marion Dufresne a permis
de collecter des archives remarquables de sédiments qui servent à enquêter sur des
questions scientifiques majeures.
*Le carottier « Kullenberg » a été dessiné pour la première fois par Börje Kullenberg, géologue en sciences
marines de l’université de Gothenburg en Suède, et pionnier de la paléocéanographie. Il s’agit d’un carottier
par gravité, c’est-à-dire s’enfonçant sous le poids de son lest. Il a été mis en œuvre lors de la «Swedish DeepSea Expedition» en 1947 et pouvant, à l’époque, prélever des carottes de 10 m de longueur.
2.1.4
Le N/O Marion Dufresne et ses carottiers
Le navire océanographique N/O Marion Dufresne (Figure 26) est un navire polyvalent à
deux fonctions principales : la logistique des îles australes françaises (Kerguelen, Crozet,
Amsterdam et Saint-Paul) et la recherche océanographique. En tant que navire scientifique
parmi les plus grands de la flotte mondiale (120 m de long), il bénéficie d’une tenue à la
mer exceptionnelle permettant de travailler par tous les temps et presque toutes les
44
latitudes. A la différence des navires de forage IODP, le N/O Marion Dufresne n’a besoin
que de quelques heures pour effectuer une carotte, autorisant un large choix de sites
géographiques au cours d’une mission.
Sa spécificité est reconnue sur le plan international en matière de carottage sédimentaire et
d'études paléoclimatologiques. Pour cela il est équipé à son bord de 3 types de carottiers :
-
Le carottier Calypso
-
Le carottier CASQ
-
Le carottier d’interface Multi-tubes
Figure 26. Le N/O Marion Dufresne armé de son carottier géant Calypso (Photo : LSCE)
-
Le carottier géant Calypso
Le carottier Calypso est un carottier géant à piston de type Kullenberg. Considéré comme le
plus pratique et le plus efficace pour la récupération des sédiments marins, il est le seul
système au monde à pouvoir collecter une carotte sédimentaire d’une seule traite et pouvant
atteindre 60 mètres de longueur.
La séquence d’un carottage est résumée à la Figure 27. A la mise à l’eau, le carottier est
descendu doucement par le câble porteur jusqu’au fond de l’eau. Lorsque le contrepoids
45
touche le fond, le déclencheur libère le carottier du câble porteur et le tube en acier
s’enfonce alors progressivement dans le sédiment sous le poids de son lest. Au sein du tube,
un piston est utilisé afin d’assurer le maintien des conditions de pression interne de la
carotte sur toute sa longueur, à l’image d’une seringue, ce qui minimise la déformation du
sédiment. Enfin, le piston permet de maintenir le sédiment jusqu’à la remontée à bord. Les
réglages du carottier et ses améliorations feront l’objet du paragraphe 2.2 de cette partie.
Figure 27. Séquence d’un carottage de type Calypso (Source : IPEV)
-
Le carottier CASQ
Le carottier carré CASQ (Figure 28) est de type gravité, il est plus court que le carottier
Calypso mais il offre une section plus large de 25x25cm permettant de recueillir une plus
grande quantité de sédiment et de bien le conserver en place, surtout au coeur de la carotte.
Cependant, une compression du sédiment peut parfois apparaitre en fonction de la friction
du sédiment sur l’intérieur du tube. Ce système est ainsi limité aux faibles longueurs de
carotte (6 ou 12 mètres) car il n’utilise pas de piston. Ce type de carottier est alors préféré
46
pour recueillir les premiers mètres de sédiments et permet si besoin de remplacer les
couches perturbées d’une carotte Calypso sur un même site (voir paragraphe 2.2).
Figure 28. Le carottier gravité carré CASQ et son sédiment (Photo : LSCE)
-
Le carottier d’interface multi-tubes
Le carottier d’interface multi-tubes (Figure 29) fabriqué par KC Denmark AS permet
d’échantillonner le sédiment qui se trouve à l’interface entre le sédiment et l’eau, sédiment
non consolidé donc très meuble. Ce mini carottier est constitué de quatre à huit tubes
plastiques de 50 cm à 80 cm de long pour une section de 10 cm. L’originalité est ici de
récupérer le sédiment déposé le plus récemment sans le perturber et avec son eau
d’interface. En effet avec le carottier Calypso et même avec le carottier CASQ, le sédiment
d’interface est souvent chahuté, voire manquant.
Figure 29. Le carottier d’interface multi-tubes KC Denmark AS (Photo : LSCE)
47
En prélevant une carotte de chaque type (Calypso, CASQ, et Multi-tubes) sur chaque site
d’étude, on obtient ainsi une carotte composite dont le sédiment est parfaitement intact sur
son intégralité.
Cependant des travaux récents ont montré que la longueur du sédiment récupéré par une
carotte Calypso était variable en fonction des conditions opératoires et que la géométrie des
couches sédimentaires étaient parfois mal préservée. Ces problèmes observés sur le
système de carottage ont amené les scientifiques et techniciens à entreprendre une étude
poussée sur l’amélioration de la qualité du carottier Calypso.
2.2 Etude sur l’instrumentation du carottier Calypso pour l’amélioration de la qualité
des carottes sédimentaires
Les techniques de carottage avaient peu évolué depuis l´apparition du carottier gravité de
type Kullenberg en 1947. Dans les années 90, l’IPEV (Institut Polaire) avec Y. Balut a
réussi le challenge de concevoir et mettre au point le carottier Calypso sur le N/O Marion
Dufresne. Ce carottier gravité géant peut prélever jusqu’à 60 m de sédiment en une seule
carotte.
Jusqu’ici inégalé, ce système de carottage complexe à mettre en œuvre a atteint ses propres
limites. En effet, les scientifiques ont émis des doutes sur la répétitivité et la
représentativité d’un carottage (Skinner et McCave, 2003 ; Szemereta et al., 2004). En
cause, la qualité variable des carottes suivant la profondeur d’eau (>4000 m) ou les
réglages utilisés, et le manque d’information sur la course et la pénétration réelle d’un
carottier.
A l’occasion de la modernisation du N/O Marion Dufresne, l’amélioration de la qualité du
prélèvement par carottage Calypso a donc été une priorité. L’installation de capteurs sur le
carottier Calypso a permis de définir les phases successives d’un carottage et de mettre en
évidence le rôle principal du piston. La mise au point de ces capteurs et l’interprétation des
mesures de cinématique du carottage ont permis de quantifier les déplacements du carottier
et de lier la qualité du sédiment au mode de fonctionnement du piston et au comportement
du câble (Bourillet et al., 2007). C’est dans ce cadre qu’une partie de ce travail a été menée
en octobre 2009 en parallèle de la mission océanographique RETRO au large de Fortaleza
(Brésil), sous la direction de P. Woerther de l’Ifremer et Y. Réaud du Centre de Carottage
et de Forage National du CNRS/INSU.
48
2.2.1
Les éléments du carottier à piston Calypso
Le carottier est composé de 7 parties solides : la plateforme de déclenchement, le
contrepoids, le piston, le lest, le tube métallique, l’ogive, le tube PVC ainsi que de 3
câbles : le câble porteur, le câble du contrepoids, le câble du piston (Figure 30).
Figure 30. Schéma des éléments du carottier géant Calypso. (Source : IPEV)
2.2.2
Principales perturbations de la qualité d’une carotte de sédiment
La qualité d’une carotte pourrait s’exprimer à travers le choix judicieux du site de carottage
ou bien encore la richesse en informations du sédiment qu’elle renferme. Pour cela il est
nécessaire de conserver au maximum l’intégrité de la structure sédimentaire d’une carotte
au cours de son prélèvement. La méthode de carottage Calypso peut dans certains cas
49
provoquer malgré elle des perturbations plus ou moins importantes de ces précieuses
archives terrestres. Beaucoup de progrès ont été fait depuis ses débuts, cependant il reste un
facteur qui reste toujours difficile à appréhender, la friction du sédiment sur le tube interne
en PVC qui vient doubler le tube extérieur en acier pour protéger le sédiment. Ce
phénomène de friction est dépendant du type de sédiment traversé, de par sa cohésion, mais
aussi des réglages du carottier. Les déformations apportées au sédiment sont variables :
étirement, compaction, discontinuité dans la structure sédimentaire initiale (Figure 31).
Figure 31. Section de carotte vue aux rayons X. La friction du sédiment sur le tube PVC lors de la pénétration
provoque une déformation des strates (Motillon et al., 2006)
Le principe du carottage est relativement simple : le tube du carottier lesté chute sous
l'action de la gravité, son énergie cinétique lui permettant de s'enfoncer dans le sol. A
l'intérieur du tube, le piston doit alors rester le plus possible stationnaire au niveau de
l’interface eau-sédiment pendant toute la durée de l’enfoncement du tube dans le sédiment
pour maintenir les conditions de pression internes et compenser la friction du tube avec le
sédiment, à l’image d’une énorme seringue (Figure 32 II). Cependant, il arrive que le piston
subisse une accélération vers le haut pendant le carottage. Cette accélération crée alors une
dépression à l’intérieur du sédiment et la friction tube/sédiment est alors surcompensée, tel
un effet de succion provoquant un sur-échantillonnage, c’est à dire un étirement progressif
du sédiment sur une longueur plus ou moins grande (Figure 32 III). A l’inverse, si le piston
ne joue pas son rôle comme c’est le cas avec un carottier gravité simple sans piston, la
friction du tube sur le sédiment est telle qu’on observe une compression de la colonne de
sédiments provoquant un sous-échantillonnage (Figure 32 I).
50
Figure 32. Schéma des effets associés aux modes de prélèvement de carottes. vz est la contrainte verticale en z, F
la force de friction tube/sédiments, Ax la section interne du tube, P0 la pression interne dans le tube à z=0 (au fond
de l’eau), et Pt est la différence de pression entre P0 et la pression au fond de l’eau Pd, (Skinner et McCave, 2003)
2.2.3
Importance des réglages liés au câble du piston
Après quelques essais de carottage, il a été conclu que les principales perturbations étaient
liées au piston et aux réglages de son câble.
Le piston est un cylindre métallique inséré dans le tube PVC de la carotte et chargé de faire
remonter de façon régulière le sédiment dans le PVC pour éviter de créer des phénomènes
de succion ou de compaction du sédiment lors de l’enfoncement. Pour ce faire, le piston
doit rester en position stationnaire à l’interface eau-sédiment pendant toute la durée de la
chute gravitaire de l’ensemble. De même, la longueur du câble du piston va être
déterminante pour le degré de pénétration du tube dans le sous-sol. Trois critères sont alors
particulièrement importants pour la détermination de la longueur de câble du piston: la
hauteur de chute libre (Hchute libre) et la longueur du carottier (Lcarottier), ainsi que la longueur
51
de boucle chargée de compenser le rebond élastique du câble porteur en aramide (0,1%
d’élasticité représente pour 4000 m de câble environ 4 m supplémentaires à intégrer à la
longueur totale de chute).
Hchute libre doit être fonction du type
de sol, de sa compaction, de la
longueur de carotte souhaitée, et du
poids du lest
Figure 33. Les longueurs spécifiques du carottier (Source : IPEV)
Longueur câble piston = Lcarottier + boucle câble piston
= Lcarottier + Hchute libre + compensation du rebond élastique
Pour illustrer l’impact du réglage du câble de piston sur la qualité d’un carottage avec un
câble, soit trop court, soit trop long :
1er cas : Longueur de câble piston trop courte
Si la longueur de câble du piston est trop
courte, on récupère dans ce cas de figure,
de l’eau au-dessus de la carotte et on crée
un arrêt prématuré de la pénétration. Les
carottes remontées sont plus courtes
qu’attendues.
Figure 34A. Schéma de carottage avec un câble de piston trop court (Source : IPEV)
52
2ème cas : Longueur de câble piston trop longue
De façon inverse, si la longueur de
câble du piston se trouve être trop
longue, l’interface eau-sédiment est
écrasée par le piston et en fin de
chute le lest vient s’enfoncer à son
tour dans le sédiment, risquant de ne
plus pouvoir être hissé à la surface.
Figure 34B. Schéma de carottage avec un câble de piston trop long (Source : IPEV)
2.2.4
Méthodes et réglages pour cette amélioration
Premièrement, une instrumentation du carottier a été mise en place de façon à pouvoir
étudier sa cinématique et donc son déplacement et son accélération (Figure 35).
Deuxièmement, les paramètres influençant cette cinématique ont été étudiés pour être
mieux contraints, notamment en jouant sur les longueurs des câbles, la hauteur de chute, la
boucle du piston, le rebond (ou rappel) élastique intrinsèque du câble porteur (0,1%
environ), le poids du lest, pour des profondeurs d’eau différentes. Enfin, une modélisation
de la cinématique du carottage est réalisée à partir des données recueillies.
Pour permettre un bon agrément entre les données cinématiques et la qualité réelle des
carottes prélevées, on s’est appuyé sur plusieurs outils qui sont :
-
Le profil du pénétromètre statique Penfeld (voir paragraphe 2.3.1)
-
Les photographies des sections de carotte
-
La description des carottes
-
Une analyse multi paramètres
53
Figure 35. Implantation des capteurs de mesure (Photo : IPEV)
Pour compléter l’instrumentation, le logiciel CINEMA a été développé par le service
Etudes Transverses de l’Ifremer (Brest), comme outil opérationnel pour modéliser la
cinématique des phases du carottage. Ce logiciel permet de calculer les abaques
d’ajustement des paramètres de carottage en fonction du type de site choisi.
2.2.5
Instrumentation pour l’étude de la cinématique du carottier
Une paire de sondes multi-paramètres, regroupant un capteur de pression piézorésistif 8
voies à membrane platine (0-6000m) et un capteur d’accélération piézorésistif, sont fixés
sur les deux éléments clés du carottier (lest et platine de déclenchement) pour suivre la
cinématique des phases du carottage.
Les caractéristiques techniques de ce capteur sont récapitulées dans le Tableau II.
54
Tableau II. Le capteur de pression et d’accélération type SPTH
Caractéristiques
valeurs
Pression maximale admissible
660 bars
Précision de la pression
0,3%
Résolution en mesure de déplacement
20 cm
Précision de l’accéléromètre
1%
Fréquence d’échantillonnage
100 Hz
Tenue mécanique limitée à
200 G
Réglage et lecture de données
Sans fil
Ces sondes multi-paramètres permettent d’enregistrer les déplacements et les accélérations
du lest et de la platine de déclenchement (déclencheur) pour connaître en temps réel leur
position dans l’eau ou dans le sédiment. Par extension, en insérant dans le logiciel les
longueurs de boucle du piston et du tube de carotte choisi, on peut déterminer les positions
du piston et de l’ogive respectivement. L’interface avec le logiciel CINEMA permet ainsi
de visualiser en temps réel les paramètres de déplacement et d’accélération des parties
instrumentées du carottier. Les enregistrements (Figure 36) offrent une description
complète des phases d’un carottage, du déclenchement (à t=0s) jusqu’à l’arrêt du carottier
en fin de course (ici observé à t=5s).
Il est possible de déduire du logiciel CINEMA la course du carottier à travers le sédiment et
de déduire la qualité globale de l’état du sédiment par la lecture du déplacement en temps
réel des parties du carottier permettant de caractériser le mode de travail du piston
(stationnaire, sur-pistonnage, ou compactage) et donc comme nous l’avons vu, d’obtenir
directement une estimation de la qualité du sédiment prélevé (Figure 37).
55
Figure 36. Exemple de mesures de la cinématique d’une opération de carottage à 2523 m de profondeur d’eau
Figure 37. Correspondance de la cinématique du carottier avec l’état physique réel du sédiment récolté (le code
couleur correspond au mode de travail du piston)
56
Lorsque la carotte est remontée puis ouverte, les photos ou clichés RX du sédiment des
sections de carotte aident à décrire physiquement la qualité du sédiment. On les qualifie par
des indices caractérisant leur état physique type (Figure 38):
-
sur-échantillonné (sur-pistonnage), le piston est remonté trop rapidement et étire le
sédiment de façon hétérogène.
-
sous-échantillonné (compactage), le piston n’est pas remonté assez vite ce qui
provoque un écrasement du sédiment compactant les strates de sédiments.
-
Bien échantillonné (piston stationnaire), le piston accompagne globalement bien la
remontée du sédiment et reste en position z=0, à l’interface eau-sédiment, évitant un
pistonnage ou un compactage du sédiment lors de l’enfoncement du tube. Il peut
arriver cependant qu’en traversant une couche indurée, le tube se bouche
brièvement donnant ponctuellement des indices de qualité moindre.
Figure 38. Qualité du prélèvement selon l’état du piston (sur-pistonnage, compactage, piston stationnaire, pieu
bouché)
Ces indices de qualification peuvent être ainsi associés aux paramètres de réglages
effectués. Ces informations sont enregistrées et gérées par le logiciel CINEMA pour devenir
une base de données de référence lors des prochaines opérations de carottage.
2.2.6
Modélisation du comportement du carottier
Après avoir permis de reconstituer la cinématique du carottage en temps réel, le logiciel
CINEMA offre la possibilité de modéliser le comportement du carottage dans de multiples
configurations de profondeur et de type de sol afin de proposer des réglages opérationnels
de carottage (longueur de boucle, longueur de câble du piston, etc…).
57
Ce type de modélisation n’est possible qu’après avoir calibré la cinématique du carottier
par rapport aux propriétés physiques de divers sédiments traversés. Il faut alors connaitre la
nature du sol et ses caractéristiques géotechniques. Lors des phases de calibration de
CINEMA, l’utilisation du pénétromètre statique sous-marin Penfeld développé par l’Ifremer
(Figure 39) a rendu cela possible. Cet appareil permet d’obtenir par des essais de
chargement statique, les caractéristiques du sol suivantes : effort de pointe, frottement
latéral, cohésion, gamma-densité, pression interstitielle différentielle.
Figure 39. Exemple des mesures effectuées par un pénétromètre statique Penfeld (Source : Ifremer)
Comme les propriétés du sol sont très proches d’un site de carottage à l’autre dans un
bassin donné, il a été possible d’établir des coefficients moyens liés aux réglages du
carottier : amortissement de platine, module élastique du câble, amortissement piston,
résistance de l’eau, frottement sédiment/tube.
Lors de la campagne en mer RETRO (2009), un total de 12 carottages à des profondeurs
allant de 605 à 3743 mètres a été effectué. Plusieurs réglages ont été opérés pour obtenir la
meilleure cinématique possible grâce à un piston stationnaire. Il a été possible de corréler
les niveaux des premières couches sédimentaires du carottier Calypso avec le carottier
58
gravité CASQ de courte longueur (6 ou 12m), qui lui n’induit très peu ou pas d’étirement
du sédiment (gros diamètre, pas de piston).
Voici deux exemples montrant une comparaison entre les deux types de carottage CASQ et
Calypso sur un même site au large de la marge du Brésil, effectués sur le N/O Marion
Dufresne (Figure 40).
1 er cas : fort rebond
élastique, la carotte a subi un
sur-échantillonnage
(étirement) sur toute sa
longueur et n’est donc pas
corrélée avec la stratification
de la carotte CASQ (pente de
0.8 à 1.8).
2 e cas : rebond élastique
compensé (par une plus
faible longueur de boucle
utilisée), la carotte n’est pas
perturbée, le piston est resté
stationnaire,
très
bonne
corrélation
avec
la
stratification de la CASQ.
Figure 40. Comparaison de carotte Calypso versus carotte CASQ
La comparaison stratigraphique du sédiment, a posteriori, entre carotte CASQ et Calypso
confirme que l’état du piston pendant un carottage donne une bonne estimation du
prélèvement et de la qualité de la carotte.
59
Cette étude du comportement du carottier à piston géant Calypso a permis de mieux
caractériser le câble grand fond en aramide pour tenir compte du rappel élastique
intrinsèque dans le réglage théorique de la hauteur de chute et de la boucle.
La mise en place de capteurs équipant le carottier est une étape déterminante pour
comprendre et modéliser la cinématique du carottier. Cette démarche de suivi de
déplacements a permis d’améliorer le taux et la qualité de la récupération de sédiment de la
carotte. En effet, de cette capacité à préserver les sédiments et la stratigraphie intactes au
sein de la carotte, vont dépendre toutes les études en aval de reconstruction des
environnements passés que l’on réussira à lire dans ces précieuses archives terrestres.
Un étalonnage du modèle mathématique a été effectué à l’aide de profils de sols et est à
l’origine de l’établissement d’abaques gérés par le logiciel CINEMA proposant aux équipes
opérationnelles des réglages théoriques de carottage.
Cependant, à partir d’une certaine profondeur (>4000 m), il devient difficile de compenser
en totalité le rappel élastique du câble afin d’obtenir une bonne cinématique. Un nouveau
type de câble aramide doté de fibres très haute résistance mais avec un allongement plus
faible est en cours d’acquisition sur le N/O Marion Dufresne pour s’affranchir de cet effet
de rappel lors d’utilisation en profondeurs extrêmes.
2.3 Les outils de géotechnique marine
L’étude des sédiments marins, et plus particulièrement de leurs propriétés géotechniques
sur les pentes ou les bassins profonds nécessite le développement d’outils nouveaux et
spécifiques, pouvant travailler à grande profondeur. Le comportement mécanique des
sédiments est habituellement étudié en laboratoire à partir des échantillons prélevés. Ces
analyses ne permettent cependant pas de prendre réellement en compte l’état des
contraintes in-situ. Plusieurs types d’instruments géotechniques ont été développés pour
pouvoir déterminer in-situ les propriétés géotechniques des sédiments marins et sont ainsi
embarqués sur des navires océanographiques. Avant d’envisager des études de la colonne
sédimentaire sur une grande épaisseur, le géologue marin va s’intéresser aux dépôts
sédimentaires proches de l’interface. La caractérisation géotechnique des sédiments
superficiels va venir compléter les connaissances acquises au moyen de reconnaissance
géophysique et de carottage. Lors de notre campagne de carottage, il n’a pas été nécessaire
60
de mettre en œuvre ces outils spécifiques. Nous allons cependant passer en revue quelquesuns d’entre eux, utilisés en recherche scientifique ou pour répondre par exemple, aux
besoins de reconnaissance des industries off-shore.
2.3.1
Le pénétromètre sous-marin PENFELD
Le pénétromètre Penfeld est conçu pour travailler jusqu’à une profondeur d’eau maximale
de 6 000 mètres. Le pénétromètre est doté d’une tige qui s’enfonce dans le sédiment sur une
profondeur maximale de 30 mètres. Cette tige flexible de 36 mm de diamètre est enroulée
sur un tambour de 2,20 mètres de diamètre et redressée lors de la pénétration suivant une
technique utilisée pour les forages inclinés par un tube flexible enroulé (coiled tubing).
(Figure 41).
Figure 41. Le pénétromètre embarqué Penfeld (Photo : Ifremer)
La pointe pénétrométrique (Figure 42) est une pointe multi-capteurs spécialement conçue
pour travailler par grande profondeur. Elle a été développée par l’Ifremer et réalisée par
Créatech Industrie (Meunier et al., 2004). Elle comprend les capteurs suivants :
-
Effort en pointe (gamme de mesures 0 – 30 MPa),
-
frottement latéral (gamme de mesures 0 – 3 MPa),
-
pression interstitielle différentielle (-3 MPa à +5 MPa),
-
gamma-densité (1000 à 2700 kg/m3),
-
température (-2°C à + 32°C),
-
inclinaisons dans deux directions perpendiculaires qui permettent de calculer la
trajectoire de la pointe.
61
Figure 42. Schéma de l’enroulement de la pointe statique (Source : Ifremer)
Ce type d’instrumentation est mis en œuvre sur les grands navires océanographiques (Le
N/O L'Atalante, le N/O Pourquoi Pas?, et le N/O Marion Dufresne). Le gréement comporte
un câble grand fond acier de 19 mm (effort de 376 kN à la rupture), un émerillon, un lest de
500 kg pour maintenir le câble en traction permanente, et un câble synthétique de 60 mètres
de longueur servant d’amortisseur.
Au cours d’une plongée le pénétromètre peut effectuer cinq à sept plantés en des
emplacements différents. Les séquences (nombre de plantés, nombre de paliers pendant
chaque planté, durée entre chaque planté, duré des paliers) sont programmées avant la mise
à l’eau. Des paliers (arrêt pendant la pénétration) permettent de mesurer l’évolution de la
pression interstitielle. Les mesures sont enregistrées au fond et disponibles dès le retour de
l’appareil en surface. Une liaison acoustique bidirectionnelle permet d’informer des phases
de déroulement des travaux et de l’état de l’appareil. Elle permet également de modifier la
programmation en temps réel (intervalle entre deux paliers).
Voici un exemple (Figure 43) de résultat dont la pénétration est de 22,5 mètres et s’est
arrêtée sous un effort total de 30 kN.
62
Limon
Sable
Profondeur (m)
Argile
Figure 43. Effort de point qc, frottement latéral fs et la surpression interstitielle u en fonction de la longueur de
tige filée. La lithologie est déduite des trois paramètres.
2.3.2
Le piézomètre différentiel
Ce type de piézomètre est un outil permettant de mesurer l'évolution de la pression et de la
température dans les sédiments. Il apporte des informations précieuses pour caractériser les
propriétés géotechniques du sous-sol marin. Sur les fonds sous-marins, la pente a un rôle
secondaire sur les instabilités mécaniques des sédiments marins par rapport aux
mécanismes externes. En effet, une vitesse de sédimentation élevée, un séisme, un gradient
thermique, une instabilité thermodynamique des hydrates de gaz (Sultan et al., 2010) une
expulsion de fluide d’un réservoir profond peuvent accroître la pression interstitielle dans
un sédiment marin. Dans le cas d’un sédiment peu perméable (argile ou limon argileux) la
dissipation de cette surpression s’effectue à long terme, ayant comme conséquence une
diminution voire une annulation de la contrainte effective du sol, induisant des instabilités
sur des faibles pentes par une perte de la résistance au cisaillement le long des surfaces de
rupture. C’est pour observer ce type de phénomène qu’il est nécessaire de pouvoir
déterminer la pression interstitielle dans les sédiments marins in-situ.
L’Ifremer a développé un piézomètre différentiel qui permet des mesures à long terme
(jusqu’à deux ans) de la surpression interstitielle sur une profondeur de 15 mètres de
63
sédiments, mais aussi à court terme à partir de la dissipation de la pression interstitielle
générée par l’enfoncement du piézomètre.
La pointe du piézomètre (Figure 44) est constituée de tubes et d'éléments de liaison
(manchon). Dans le manchon est intégrée une carte électronique qui numérise les données
du capteur de pression différentielle et de la sonde de température. Le manchon assure la
liaison mécanique entre les tubes, l'ensemble forme la pointe.
Figure 44. Schéma du piézomètre différentiel (Source : Ifremer)
2.3.3
Le scissomètre marin
Un essai in-situ de mécanique des sols adapté à la mesure de la cohésion non drainée
(résistance au cisaillement) est l'essai scissométrique. Les propriétés des sédiments cohésifs
(vases pures ou vases sableuses) sont très variables, particulièrement selon leur état de
consolidation. Lors de cet essai, le sol est cisaillé par un moulinet entraîné à vitesse
constante, le couple ainsi exercé est mesuré par un ressort de torsion.
Le dispositif peut être adapté pour des vases très peu consolidées grâce à un anneau muni
de 12 pales. Il a été conçu pour mesurer les contraintes de cisaillement limites (en N.m-²)
de ce sol particulier. Cet anneau peut aisément être adapté sur une tête dynamométrique, et
la résistance au cisaillement du sol dépend directement du moment de torsion.
Par exemple, lors d’une utilisation sur des zones à nodules polymétalliques, le scissomètre
permet de connaître la cohésion du sédiment (Figure 45 A et B). Ces données sont alors
importantes pour que de futurs engins de dragage ne s'enfoncent pas dans les sédiments
lorsqu’ils exploiteront ces nodules.
64
A
B
Figure 45. A) Scissomètre marin et B) son montage dans une cloche, manipulée par un robot sous-marin (Photo :
Ifremer)
2.3.4
Le module géotechnique
Cet outil permet de réaliser simultanément un carottage et des mesures de cohésion du sol
sur 2 mètres de profondeur. Mis au point par 1'Ifremer pour la caractérisation physique insitu des sédiments fins, ce système grand fond (6000 m) est constitué d'un châssis
instrumenté regroupant un carottier de 2 m (pénétration par fonçage) ainsi qu'un piézo-cône
de grande résolution (vitesse de pénétration de 2 cm/s) (Figure 46). Le système est
préprogrammé à bord pour une séquence de mesure avant la mise à l'eau. Il est possible de
réaliser plusieurs stations de mesure par simple déplacement du châssis près du fond. Pour
prévenir toute détérioration, le carottier et la pointe pénétrométrique sont équipés d'un
système de protection qui bloque la pénétration si la résistance des matériaux rencontrés est
trop grande (>1 000 kPa).
Figure 46. Le module géotechnique (Photo : Ifremer)
65
PARTIE 3 – Méthodes instrumentales et procédures analytiques pour la
détermination du Mg/Ca de la calcite des foraminifères
Ce chapitre retrace la partie du développement analytique de mon travail. Cette partie a
consisté, dans un premier temps, à définir et mettre en œuvre un protocole de nettoyage
chimique des échantillons de foraminifères avant leurs mesures. Dans un second temps,
cette partie retrace l’important travail d’optimisation et de validation de la technique
instrumentale permettant la mesure du rapport Mg/Ca de la calcite des tests de
foraminifères par spectrométrie d’émission optique à torche plasma (ICP-OES).
3.1
Les objectifs et étapes de la conduite du projet
Pour mener à bien ce projet, il m’a fallu connaître et comprendre un large champ de
sciences fondamentales, comme les sciences du climat, l’océanographie, ou la géochimie,
et constituer une bibliographie approfondie. Pour mobiliser ces ressources scientifiques et
pour maîtriser les méthodes et outils nécessaires à ce projet technique (protocole chimique,
analyse par spectrométrie optique), une démarche en conduite de projet a permis
d’identifier les objectifs et structurer les besoins (Figure 47). Pour cela j’ai analysé et
traduit en termes scientifiques et techniques, ainsi que d’organisation et de formation, les
critères pour mettre en œuvre les étapes de ce plan d’action. Toute une série de choix et
d’adaptations a été indispensable à la personnalisation de la méthodologie et trouver des
réponses adaptées aux besoins. Qu’ils s’agissent de problèmes techniques, de coûts ou
encore d’infrastructure de travail, il était nécessaire de prendre en compte les enjeux
économiques et professionnels du laboratoire qui ont, au final, orientés mes décisions.
Après la phase de réflexion et de structuration du plan d’action, la réalisation du projet s’est
déroulée par de la mise en œuvre d’actions techniques (achats et installations des
matériels). Il m’a fallu déterminer et acheter le matériel nécessaire à la création d’un petit
laboratoire propre de géochimie dédié au Mg/Ca (centrifugeuse, étuve, ultrasons …) et
adapté l’ICP-OES mis à ma disposition pour mettre en place la méthode d’analyse. Il s’en
est suivie d’une phase d’optimisation (séries de tests de sensibilité et de reproductibilité) et
de validation analytique (contrôles qualité des données), qui ont alors permis d’analyser le
66
Mg/Ca de séries d’échantillons de foraminifères benthiques et d’obtenir une précision
suffisante à leur interprétation en termes de températures.
objectifs et
besoins
plan d'action
détermination des
rapports Mg/Ca dans
les foraminifères
marins
moyens de mise en
oeuvre
obtention de carottes
sédimentaires et des
températures des eaux de
fond
organisation de campagne
océanographique de carottage
RETRO (Brésil)
lavage et tris par espèces de
foraminifères de chaque
sommet de carotte pour
l'obtention d'échantillons
personnalisation
choix et adaptations
choix des sites de carottage et
amélioration de la technique
de carottage Calypso
conception
actions
entreprises
bibliographie (courants
marins, sismiques....)
réflexion sur les problèmes
inéhrents au carottage
achat du matériel
mise en place d'un petit
laboratoire propre de
préparation d'échantillon pour
la géochimie des éléments
traces
choix strucurel pour
l'intégration du nouveau
laboratoire de préparation
installation du site
Formation aux méthodes de
préparation chimique LSCE
(France)
achat du matériel
nettoyage des échantillons de
foraminifères suivant un
protocole spécifique pour
l'analyse des éléments traces
choix technique et adaptation
de l'ICP-OES pour l'analyse
type Mg/Ca
mise en oeuvre de l'ICP-OES
installation du site
formation à l'analyse par ICPOES à Cambridge
tests de fiabilité
gestion des budgets et des
commandes labo "chimie" et
"instrumentation"
mesure par ICP-OES des
éléments Ca, Mg, Fe, Al, Mn
obtention d'un budget dédié
au laboratoire Mg/Ca
validation des données
exploitation des données
brutes
détermination des rapports
Mg/Ca
développement de tableurs
automatiques pour la gestion
de données
confrontation à la littérature
du Mg/Ca
compréhension du contexte
scientifique (climat,
océanographie, géochimie,
micropaléontologie)
obtention d'une courbe de
corrélation Mg/Ca=f(T°C) par
espèces
lecture des études publiées sur
le Mg/Ca et les techniques ICP
Figure 47. Schéma de la conduite du projet pour l’identification et la structuration des besoins
67
Tout ceci a pu se faire après un travail de recherche bibliographique complet et de visites
au sein du département des Sciences de la Terre de l’université de Cambridge (GB),
principal instigateur de cette méthode novatrice de paléothermométrie et au Laboratoire des
Sciences du Climat et de l’Environnement (LSCE) de Gif-sur-yvette auquel je suis rattaché
en France. Ce travail ici accompli représente une phase d’optimisation analytique
difficilement présentable dans sa totalité, mais qui a conduit à l’obtention d’une routine de
mesure très satisfaisante et encore utilisée au Bjerknes Center for Climate Research.
3.2
Contexte analytique de la méthode Mg/Ca
L’utilisation du rapport Mg/Ca des foraminifères planctoniques est maintenant couramment
employée pour déterminer les changements de température de surface de l’eau de mer
(Nürnberg et al., 1996; Lea et al., 1999; Elderfield and Ganssen, 2000; Anand et al., 2003).
Mais depuis la dernière décennie, des études ont aussi suggérées que cette méthode devrait
pouvoir être utilisée sur les foraminifères benthiques pour reconstituer cette fois la
température des eaux profondes (Lear et al., 2002 ; Skinner et al., 2003 ; Elderfield et al.,
2006 ; Marchitto et al., 2006, Healey et al., 2008). Cependant, les variations de température
estimées dans l’océan profond entre la dernière période glaciaire et l’Holocène (période
actuelle), sont faibles et proches des incertitudes de mesures comparées aux variations
observées pour les températures de surface. De surcroit, les foraminifères benthiques sont,
en règle générale, peu abondants dans les sédiments. L’amélioration des limites de
détection et de la précision instrumentale des analyses Mg/Ca ainsi que la publication de
nouvelles calibrations du rapport Mg/Ca d’espèces benthiques en fonction de la
température des eaux profondes contraintes pourraient néanmoins permettre de mieux
appréhender leur reconstruction.
Le développement préalable d’une méthodologie analytique fiable est donc nécessaire à
l’interprétation des mesures du rapport Mg/Ca des carbonates biogéniques marins. En effet
la variation, en fonction de la température, du Mg/Ca de la calcite de certaines espèces de
foraminifères, augmente exponentiellement d’environ 9% par °C (Anand et al., 2003), de
0,5 mmol/mol à plus de 5 mmol/mol sur une gamme de température de 0 à 30°C (Figure
20). Cela implique une précision de mesure d’au moins 2% sur ce rapport pour pouvoir
faire une estimation de température. Dans notre cas, la précision est d’autant plus critique
que nous travaillons sur des foraminifères benthiques dont la concentration en Mg est très
68
faible dû à la thermodynamique de calcification dans des eaux très froides.
La spectrométrie d'émission optique par plasma à couplage inductif (ICP-OES), est une
méthode d'analyse idéale pour la détermination du rapport Mg/Ca dans les carbonates
biogéniques (paragraphe 3.3). Le magnésium est présent comme élément mineur dans la
calcite des foraminifères, de l'ordre de 400 à 1000 fois moins abondant que le calcium
(Figure 48). L’abondance relative de Mg par rapport à Ca donne des concentrations en
solution qui sont dans la gamme de travail de l'ICP-OES. Environ 0,1 à 0,3 mg de
foraminifères (15-20 individus) produisent typiquement des concentrations en solution de
l'ordre de 50 à 100 ppm de Ca et 0,05 à 0,15 ppm de Mg.
Figure 48. Gamme de rapports en concentration des éléments composant la calcite de foraminifère
3.3
Procédure de préparation et nettoyage des échantillons de foraminifères
Au préalable à l’analyse par ICP-OES, une étape importante et cruciale de nettoyage des
échantillons dont va dépendre toute la fiabilité des mesures et qui est présentée en détails en
annexe 1. Cette phase de préparation est en effet capitale pour obtenir des résultats justes et
de grande précision, puisqu’elle est garante de la non contamination des tests de
foraminifères par du magnésium extérieur à la calcite primaire, Mg pouvant provenir de
sédiment argileux, de nodules de Fe-Mn, ou bien de la croûte de calcification
gamétogénique.
69
3.3.1
Les techniques de nettoyage
Les techniques de préparation d’échantillons pour la détermination des rapports Mg/Ca de
la calcite de foraminifère ont évolué depuis la méthode développée pour la détermination
du rapport Cd/Ca par Boyle (1981), puis modifiée par Rosenthal et al. (1997a).
Actuellement il existe deux « écoles » de nettoyage spécifique pour l’étude du rapport
Mg/Ca des foraminifères. La première méthode dite « américaine » ou « nettoyage Cd »
(Boyle et Keigwin, 1985) plutôt agressive pour les carbonates car elle utilise une étape
supplémentaire d’attaque à l’hydrazine, et la seconde méthode dite « européenne » ou
« nettoyage Mg», douce et progressive (Elderfield et Ganssen, 2000) ; Barker et al., 2003),
que j’ai utilisée dans ce travail. Il a été montré que la première méthode de nettoyage
diminuait de 15% environ les rapports Mg/Ca des foraminifères par rapport à la première
(Figure 49), en favorisant la dissolution des tests et donc la perte de Mg (Barker et al.,
Mg/Ca « nettoyage Cd »
2003 ; Rosenthal et al., 2004).
Mg/Ca « nettoyage Mg »
Figure 49. Comparaison des rapports Mg/Ca obtenus par « nettoyage Mg » (Elderfield et Ganssen, 2000), et avec le
« nettoyage Cd » (Boyle et Keigwin, 1985), sur plusieurs espèces de foraminifères planctoniques (Barker et al.,
2003)
Barker (2002) a montré que de toutes les étapes du protocole, celle de l’extraction des
argiles (séries de rinçage « eau+éthanol ») a de loin le plus d’effet sur la concentration
finale en Mg. En effet les argiles (particules< 2 m) sous la forme d’illite, kaolinite,
montmorillonite et chlorite contiennent de 1 à 10% de Mg en masse (Deer et al., 1992), et
sont présentes dans des proportions significatives dans le sédiment marin. Les fortes
teneurs en Mg dans les argiles en font des contaminants sérieux dans la détermination
finale du rapport Mg/Ca des foraminifères. Ainsi, un résidu après nettoyage de 1 g
70
d’argile contenant 1% de Mg ajouterait 10 ng de Mg à la solution à analyser, suffisamment
pour causer une contamination significative, particulièrement pour des échantillons petits
ou à faibles rapports Mg/Ca. Le potentiel de contamination par des argiles résiduelles est
aussi dépendant du type de morphologie du test de l’espèce de foraminifère. Les espèces
benthiques, vivant en profondeur, telles que Cibicidoides wuellerstorfi ou Uvigerina
peregrina tendent à être moins affectées car leurs lobes présentent des formes plus fermées
et leur test carbonaté est plus épais que les espèces planctoniques, vivant en surface.
3.3.2
Protocole de nettoyage utilisé
Le protocole de nettoyage chimique utilisé pour cette étude est inspiré de celui de Barker et
al., (2003), qu’il a mis en place au Département des Sciences de la Terre de l’université de
Cambridge (UK). Des modifications et améliorations ont été apportées par le LSCE, dont
les principales étapes sont développées ci-dessous (le protocole détaillé se trouve en
Annexe 1).
Pour chaque niveau stratigraphique de la carotte sédimentaire (généralement tous les cm),
le sédiment brut est sous-échantillonné et répertorié. Chacune de ces tranches de carotte est
ensuite rincée à l’eau distillée sur un tamis pour ne récupérer que la fraction biogénique ou
minérale passante entre 350 et 150 m. Cette fraction est triée à la loupe binoculaire pour
écarter la fraction détritique (quartz, manganèse, etc…) et ne sélectionner que les individus
des espèces de foraminifères à étudier.
Les tests de foraminifères sélectionnés sont délicatement écrasés entre 2 petites plaques de
verre pour permettre l’ouverture des loges et faciliter leur nettoyage. Ensuite les loges
écrasées sont passées aux ultrasons dans (1) de l’eau distillée puis dans (2) de l’éthanol,
plusieurs fois pour retirer les argiles, suivi (3) d’un nettoyage de la matière organique par
une réaction d’oxydation à chaud à l’eau oxygénée (H2O2). Enfin, une série d’étapes (4)
d’attaque à l’acide faible (nitrique) très dilué est ensuite mise en œuvre pour enlever les
contaminants inorganiques adsorbés en surface des fragments de test. Pour finir,
l’échantillon est passé à la centrifugeuse afin de séparer une dernière fois les fines
particules d’argile résiduelles de la fraction propre surnageante.
Juste avant la mesure, l’échantillon propre est dilué dans de l’acide nitrique très dilué
(matrice) pour être analysé en solution par ICP-OES.
71
3.4
Qualité des données et efficacité du nettoyage
La qualité de la détermination du rapport Mg/Ca des foraminifères est principalement
contrainte par trois conditions :
-
la justesse de l’instrument d’analyse en lien avec sa calibration
-
l’absence de contamination en élément magnésium provenant de phases non
carbonatées et non éliminées par le processus de nettoyage
-
un blanc analytique de la procédure le plus bas possible.
Les solutions de standards utilisées pour la calibration de l’ICP-OES ont été préparées au
laboratoire avec un soin tout particulier, par pesée gravimétrique à partir de solutions
mono-élémentaires de concentration connue à mieux de 0,1%.
En pratique, la qualité du rapport Mg/Ca mesuré est limitée essentiellement par une
possible contamination en magnésium résiduel ainsi que par la qualité du blanc analytique.
Au cours des analyses, Fe, Al, et Mn ont été mesuré en routine sur chaque échantillon. En
effet, les rapports Fe/Ca, Al/Ca, Mn/Ca, Fe/Mg sont considérés comme des indicateurs de
Mg non biogénique, permettant de discriminer certains échantillons douteux. Les critères
de rejets sont ceux énoncés par Barker et al. (2003), c’est-à-dire si l’on note des rapports
Al/Ca>0,1 mol/mol, ou alors si Fe/Ca>0,1 mmol/mol ou encore si Fe/Mg>0,1 mol/mol. Le
protocole de nettoyage utilisé ici permet, dans la plupart des cas, de faire chuter la
concentration en Al en dessous de la limite de détection de l’ICP-OES, et d’observer
couramment des rapports Fe/Ca en deçà de 0,1 mmol/mol.
3.5
Détermination du Mg/Ca de la calcite des foraminifères par ICP-OES
Les méthodes utilisées pour la détermination du rapport Mg/Ca dans les carbonates
biogéniques inclus la spectrométrie d'absorption atomique (AAS) (Boyle, 1981 ; Brown et
Elderfield, 1996), la spectrométrie d'absorption atomique par four graphite (GF-AAS)
(Brown et Elderfield, 1996), ainsi que la spectrométrie de masse couplée à un plasma
inductif (ICP-MS) (Lea et Martin, 1996 ; Rosenthal et al., 1999). La spectrométrie
d’émission n’a été utilisée qu’à partir du début des années 2000 pour les mesures de
Mg/Ca.
72
La spectrométrie d’émission repose sur la mesure de la quantité de photons émis par
désexcitation d’atomes ou de molécules après vaporisation de leur solution dans un plasma.
Ce nombre de photos est proportionnel à la concentration d’ion en solution. La source est
constituée par un plasma d’argon produit par couplage inductif.
L'avantage majeur de l'ICP-OES par rapport aux autres techniques est sa capacité à mesurer
tous les éléments simultanément. En plus de sa rapidité d'analyse, la détection simultanée
réduit les problèmes liés au temps, particulièrement ceux causés par des fluctuations dans le
plasma, apportant une excellente précision à court terme pour les déterminations de rapport
d'éléments (Schrag, 1999). Les ICP-OES peuvent être configurés pour voir le plasma
radialement ou bien axialement. La détection axiale offre une meilleure sensibilité alors que
la vue radiale est moins sujette aux effets de matrice à l'intérieur du plasma (Brenner and
Zander, 2000).
Cependant des effets de matrice ou des choix de sensibilité de raies d’émission suivant les
gammes de concentrations utilisées, viennent compliquer la mesure d’éléments en mode
simultané.
3.5.1
L'instrument et les conditions d'opération
Un spectromètre ICP peut se décomposer en 4 entités principales (Figure 50):
FLAMME
CONE D’INDUCTION
SYSTEME DE
DET ECTION
GENERATEUR
HAUTE
FREQUENCE
TORCHE
POMPE
PERISTALTIQUE
CHAMBRE DE
NEBULISATION
MICRONEBULISATEUR
ECHANTILLON
Figure 50. Schéma synthétique du système d’introduction de l’ICP-OES
73
-
Le système d’introduction de l’échantillon (nébuliseur, chambre de nébulisation,
pompe péristaltique, torche)
-
La source d’excitation (Plasma, excitation, et émission de photons)
-
Le système optique (polychromateur)
-
Le système de détection (Détecteur à transfert de charge)
Dans cette étude, un ICP-OES Thermo Elemental TJA Iris Intrepid, configuré en mode par
visée radiale, a été utilisé. L'instrument utilise un détecteur CID (Charge Injection Device)
composé de 262000 pixels et couvrant simultanément les longueurs d'ondes allant de 165
nm à 1000 nm.
Le système d'introduction d'échantillon pour l'analyse des carbonates comprend un
nébuliseur concentrique en verre à débit réduit (ESI, PFA microflow ST2028), celui-ci crée
un aérosol à partir de la solution à analyser. Avec une chambre de nébulisation cyclonique
en verre à faible volume (Glass Expansion, Cinnabar 20ml) autorisant une faible vitesse
d’aspiration (100-200 l/min) et une pompe péristaltique, il permet d’obtenir un débit
homogène de l’échantillon. Les volumes d'échantillon utilisés sont dans la gamme 250-500
l et requièrent un temps d'analyse autour de 2 minutes. Les conditions d'analyse sont
résumées dans le tableau III.
Tableau III. Conditions d’opération de l’ICP-OES Iris
Paramètre
Puissance RF
Débit plasma
Débit auxiliaire
Débit nébuliseur
Nébuliseur
Chambre nébulisat.
Capillaire aspiration
Vitesse pompe périst.
Mesure
3.5.2
Détails
Réglages
1,35 kW
15 L/min
0,8 L/min
0,5 L/min
ESI PFA microflow
0,2 mL/min
GlassExpansion, Cinnabar 20 ml
cyclonic
Orange/Vert
0,38 mm I.D.
0,175 mL/min
Réplicas :4
Temps intégration : 19s
Raies spectrales d'émission, sensibilité et effet de matrice
Grace au plasma dont la température est très élevée, l’objectif est de casser les édifices
moléculaires et de faire passer les éléments à doser sous la forme d’un aérosol atomique.
Sous l’effet des températures élevées, certains des atomes sont excités et voient leurs
74
électrons passer à des niveaux d’énergie supérieurs. Les niveaux excités sont instables et le
retour au niveau fondamental d’énergie minimale conduit à une libération d’énergie sous
forme d’un rayonnement électromagnétique de longueur d’onde caractéristique de l’atome
qui se désexcite. C’est la mesure de cette raie spectrale d’émission à une longueur d’onde
caractéristique de l’atome à mesurer qui fonde la photométrie d’émission atomique.
L’analyse du spectre total permet d’isoler des raies spécifiques d’éléments donnés (par
exemple, 330 nm pour Na, 232 nm pour Ni) et dont leur intensité est proportionnelle à leur
concentration.
Selon la quantité d’énergie fournie par le plasma d’Argon et selon l’énergie d’ionisation de
l’élément, on va pouvoir observer l’émission de plusieurs raies spectrales (Raie type I =
atomiques et raie type II = ioniques) correspondant à des raies de longueur d’onde uniques.
Les raies spectrales d'émission des différentes longueurs d'onde et leurs sensibilités de
mesure sont listées dans le tableau IV. En plus des raies du Ca et du Mg, ce tableau montre
les raies d'émission des autres éléments observés (Al, Fe, Mn, Si, Na, K) nécessaires à toute
détermination Mg/Ca pour vérifier l'efficacité de la procédure de nettoyage des éléments
contaminants.
Tableau IV. Raies d’émission et intensités de l’ICP-OES IRIS
Elément
Type*
Long. D’onde (nm)
intensité**
Ca
II
315,887
123
Ca
II
317,933
112
Ca
I
422,673
650
Mg
II
279,553
326
Mg
II
280,270
98
Mg
I
285,213
85
Al
I
396,152
115
Fe
II
238,204
125
K
I
766,491
69
Mn
II
257,610
401
Na
I
589,592
234
Si
I
251,611
193
* Raie Type I d’émission atomique, raie type II d’émission ionique
** intensité relative des raies pour une solution à 10 ppm de l’élément
75
Plusieurs tests sont effectués avec des solutions typiques de carbonates marins dissous. On
remarque que la raie I d’émission la plus sensible du Ca (422 nm) donne un signal trop
intense pour sa détermination à des concentrations de l’ordre de quelques dizaines de ppm.
Les intensités mesurées pour une concentration d'élément donnée et à un flux d’aspiration
de solution donné, sont fonction des énergies d'excitation propres à chaque élément, du
voltage du générateur radiofréquence (RF) et donc de la température du plasma, ainsi que
du débit du nébuliseur.
Le débit du gaz porteur d'Argon est un important moyen de contrôler l’intensité d’une raie,
le débit de gaz sortant du nébuliseur étant le plus critique. Les variations du flux de gaz du
nébuliseur diffèrent selon les raies spectrales d’émission, mais en général des débits plus
faibles apportent des intensités plus fortes tandis que des débits plus élevés améliorent le
rapport signal sur bruit. Un compromis doit être trouvé pour la plus grande précision des
mesures de rapport d’éléments.
Le rapport d’intensité des raies ionique/atomique du magnésium MgII 280 nm / MgI 285
nm est utilisé comme un facteur de qualité du plasma pour une optimisation des réglages
(Mermet et al., 1991). Des rapports Mg II/Mg I élevés vont correspondre à des plasmas
plus robustes, obtenus avec une haute puissance RF couplée à un faible débit du nébuliseur.
Cependant, ce paramètre est aussi influencé par d’autres facteurs, incluant les
caractéristiques de l’instrument et la disparition de certaines raies ioniques par la présence
de fortes concentrations en élément facilement ionisable tel que Ca et Na (Brenner et
Zander, 2000).
De fortes concentrations en calcium créent des signaux à fort bruit de fond sur les autres
raies spectrales, comme par exemple pour Al à 396,152 nm (Tableau IV), très proche de la
longueur d'onde du Ca 396,847 nm. Le calcium a aussi un effet de matrice sur lui-même
qui a été démontré par Ramsey et al. (1987) comme étant la cause principale de la courbure
asymptotique des droites de calibration. Une sensibilité nettement diminuée avec
l'augmentation de la concentration en calcium est observée pour les raies du calcium mais
aussi pour les raies des autres éléments (de Villiers et al., 2002). La magnitude de cet effet
croît avec l'énergie d'excitation des raies spectrales d’émission, celles avec la plus forte
énergie d'excitation sont les plus affectées, et montrent la plus forte courbure sur la
calibration. Cette observation démontre que l'utilisation de raies les plus intenses sont à
proscrire pour la détermination du Ca.
76
Les effets de matrice liés au Ca sur les sensibilités du Ca et Mg ont ainsi été testés en
utilisant plusieurs dilutions d'une solution contenant un rapport Mg/Ca=1,02 mmol/mol et
balayant une échelle de concentration de Ca allant de 10 à 200 ppm. Les sensibilités
relatives, exprimées comme le signal d'intensité du bruit de fond normalisé par l'intensité
obtenue à 40 ppm de Ca, sont montrées en figure 51. La raie spectrale d’émission la plus
intense Ca 422,673 nm montre une chute de 25% sur la gamme 10-200 ppm, comparé à la
baisse d'environ 7% et 8% respectivement sur les raies Ca 315,887 nm et Ca 317,933 nm.
Nous constatons le même type de phénomène pour le magnésium entre les raies Mg
285,213 nm et Mg 279,553 nm aux plus fortes concentrations de Ca (>50 ppm Ca),
cependant la raie Mg 285,213 nm n'est pas assez sensible à de très faibles concentrations de
Mg de l'ordre de 0,01 à 0,05 ppm soit pour 0<[Ca]<40ppm. Quant à la raie Mg 280,270
nm, elle est sur ce type d’ICP-OES, difficilement séparable de la raie 279,553 nm
Sensibilité de la raie Ca
juxtaposée, empêchant d’obtenir un pic bien défini à cette longueur d’onde.
1.05
1
0.95
0.9
0.85
0.8
0.75
0.7
Ca315
Ca317
Ca422
0
50
100
150
200
Sensibilité de la raie Mg
[Ca] ppm
1.05
1
0.95
Mg279
0.9
Mg280
0.85
Mg285
0.8
0
50
100
150
200
[Ca] ppm
Figure 51. Sensibilités relatives des raies d’émission de Ca et Mg en fonction de [Ca] pour des solutions à rapport
Mg/Ca=1,02 mmol/mol
77
Pour conclure, après avoir recherché un compromis entre sensibilité et effet de matrice, j’ai
sélectionné la raie spectrale d’émission ionique Ca 315,887 nm pour les calculs de rapport
d’éléments, et la raie d’émission ionique Mg 279,553 nm pour la détermination des
rapports Mg/Ca de la calcite des foraminifères.
Echantillons et solutions de calibration ne seront jamais égaux, et les effets de matrice liés
aux standards de calibration multiéléments peuvent être différents de ceux créés par les
solutions d’échantillons (Ramsey et Coles ; 1992). Ces effets de matrice peuvent être
minimisés. Par exemple une technique utilisée par Green et al. (2003) par dilution de
l’échantillon, permet la détermination de rapport Mg/Ca de la calcite biogénique en
abaissant la concentration totale de Ca dans l’échantillon et les standards pour s’écarter au
maximum de la zone de courbure.
Dans ce travail de mémoire, une méthode analytique particulière, développée par de
Villiers et al. (2002), a été utilisée pour améliorer un peu plus la précision de la
détermination des rapports Mg/Ca.
3.5.3
Calibration par rapport d’intensité
Cette méthode analytique non conventionnelle de calibration de de Villiers et al. (2002)
implique l’utilisation de solutions standard avec une même teneur en calcium mais à
rapport Mg/Ca croissants. Cette méthode est fondée sur le rapport d’intensité des éléments
étudiés, assurant un niveau de précision <0,3%, un ordre de grandeur inférieur aux
méthodes conventionnelles. L’optimisation de cette méthode est décrite en détail par de
Villiers et al. (2002)
Le calcul classique de rapport Elément/Ca (i.e. Mg/Ca, Fe/Ca, Mn/Ca, Al/Ca) à partir de
mesure de concentration est nécessaire quand les éléments sont déterminés séparément.
Mais là où une technique instrumentale multi éléments est utilisée (ICP-OES), il est
possible de déterminer des rapports directement à partir du signal des intensités brutes,
évitant les erreurs induites par les calibrations intensité/concentration conventionnelles. Les
standards et les échantillons sont ainsi dilués à concentrations similaires de Ca. Cela
implique une matrice simple et cohérente appropriée quand la composition globale est
dominée par un seul élément. C’est en effet le cas de la calcite biogénique où le Ca
représente environ 99% de la matrice.
78
La calibration nécessite une régression linéaire entre les rapports d’intensité pour les raies
spectrales d’émission sélectionnées, soit Mg285/Ca315, et les rapports de concentration
Mg/Ca des solutions standards. (Figure 52). La qualité de la régression linéaire montre que
les raies spectrales choisies ainsi que les gammes de concentration des éléments en solution
sont optimum.
Figure 52. Rapport d’intensités en fonction de rapport de concentration pour des solutions standards à 40 ppm de
Ca
Cette procédure a plusieurs avantages :
-
elle permet de s’affranchir de l’effet de matrice du Ca et des autres problèmes
associés à l’utilisation de standards conventionnels de concentrations.
-
Les standards de rapport d’éléments restent constants avec le temps. Sauf en cas de
contamination, l’erreur liée à l’évaporation des standards de concentration est
éliminée et comme les rapports d’éléments des échantillons sont calculés
directement, il n’y a pas de propagation des erreurs associées.
3.5.4
Précision instrumentale à court et long terme
Une bonne reproductibilité de la détermination du rapport Mg/Ca doit se situer autour de
0,5% d’écart-type relatif (Relative Standard Deviation, %RSD.). La précision est
déterminée par des analyses répétées d’une solution de standard durant une session. Cette
démarche est faite en routine par ICP-OES. Durant une session et entre les sessions, la
précision des mesures Mg/Ca a été déterminée par des analyses répétées d’un standard
interne (QC), préparé par dilution d’un standard M2-40 (voir partie 4) utilisé pour la
calibration à 40 ppm Ca. Cette solution (Mg/Ca = 1,02 mmol/mol) est passée en routine
79
approximativement une fois tous les 10 échantillons au sein de chaque session analytique.
Le nombre de standard QC varie en fonction de la longueur des sessions avec une moyenne
de 15 QC mesurés par jour de fonctionnement. Durant la période de mesure de septembre
2008 à septembre 2010, une reproductibilité journalière moyenne de 0,5% RSD a été
enregistrée. La reproductibilité à long terme sur cette période, déterminée par son écart
type, est de Mg/Ca=1,020 mmol/mol +/- 0,007 mmol/mol (1) sur 275 analyses de QC, ce
qui est très satisfaisant.
* un Intervalle de confiance à 1, donne un encadrement de valeurs avec une probabilité de 68% des chances
(il s’élève à 95% des chances à 2).
3.6 Blanc analytique et implications pour la détermination du Mg/Ca
Le blanc analytique est un paramètre important dans toute détermination analytique. Le
magnésium est particulièrement susceptible de contamination à cause de sa forte abondance
dans la nature. La présence de Mg dans de potentiels contaminants tels que l’eau, les acides
mais aussi les matériels utilisés (gants, flacons plastiques…), font du blanc analytique un
facteur critique de la détermination de rapport Mg/Ca.
Le tableau V illustre l’importance de ce blanc à partir de 31 valeurs mesurées. Ce qui est
remarquable dans ce tableau, c’est que la contribution du blanc est très différente pour l’un
ou l’autre des éléments analysés. Pour le Mg, une contribution moyenne de 0,002 ppm sur
31 blancs est obtenue. Cela correspond à moins de 10 fois la teneur moyenne en Mg d’un
échantillon de foraminifère benthique par exemple. En revanche la contribution moyenne
des blancs pour le Ca est de 0,03 ppm, ce qui est environ 1000 fois moins que la teneur
moyenne en Ca des échantillons. Les erreurs sur les mesures sont importantes mais l’idée
générale est claire ; l’effet du blanc analytique sur les rapports Mg/Ca peut être
considérable. Le blanc est particulièrement critique pour le Mg.
Tableau V. Blancs analytiques obtenus avec des flacons en polypropylène
Ca
Mg
(ppm)
(ppm)
Mg/Ca (mmol/mol)
Max
0,20
0,0080
1700
Min
0,00
0,0002
31
Moyenne
0,03
0,0021
314
Ecart type
0,04
0,0015
340
n
31
31
31
80
C’est pourquoi les flacons plastiques de stockage des acides et des solutions de standards
ont fait l’objet d’études précises car l’amplitude de la contamination des solutions qu’ils
contiennent va dépendre de la quantité de Mg retenue à l’intérieur de la structure du
polymère et de la cinétique de diffusion (Wara et al., 2003).
Des flacons en polyéthylène faible densité (LDPE) préalablement nettoyés 24h avec un
acide fort pour dissoudre toute trace de Mg, ont été utilisés car ils ne relâchent pas ou très
peu de magnésium.
3.7
Calibration inter-laboratoire de standards pour la thermométrie Mg/Ca
Avec l’essor de cet outil de reconstitution des paléotempératures océaniques, la
comparabilité des résultats est devenue très rapidement une phase critique. Cette phase s’est
d’autant plus imposée qu’un nombre grandissant de laboratoires a commencé à mesurer en
routine les rapports Mg/Ca des foraminifères planctoniques. De plus, dans le cadre de
nouvelles perspectives pour pouvoir caractériser les masses d’eau profonde, un intérêt s’est
porté sur l’obtention de températures déduites des faibles rapports de Mg/Ca (0,5 à 1
mmol/mol) issus des foraminifères benthiques vivant en profondeur dans la colonne d’eau.
Une étude comparative inter-laboratoire a donc été lancée (Greaves et al., 2008).
Les solutions de standard mono-élément du commerce ne sont pas idéales pour effectuer
une calibration inter-laboratoire à cause de la difficulté à préserver leur pureté au cours du
temps. Comme nous l’avons vu avec le blanc analytique, l’évaporation progressive, la
contamination pendant l’utilisation ou le stockage, sont des problèmes plus ou moins
critiques pour la mesure de rapports d’éléments. L’utilisation d’un standard externe, certifié
et référencé avec une valeur connue, peut nous aider à vérifier la reproductibilité et la
justesse de tout instrument impliqué dans la détermination de rapport d’éléments. L’objectif
à terme étant de minimiser l’écart-type autour de la valeur moyenne obtenue par cette
communauté de laboratoires.
Greaves et al. (2008) ont ainsi initié une étude inter-laboratoire avec l’utilisation de 3
matériaux carbonatés référencés et disponibles dans le commerce (BAM RS3, CMSI 1767,
et ECRM 752-1). Ces matériaux sont utilisés comme standards externes pour l’analyse des
rapports Mg/Ca. Ces standards couvrent la gamme typique des rapports Mg/Ca que l’on
peut trouver dans la calcite des foraminifères, soit de 0,8 mmol/mol jusqu’à 6 mmol/mol
81
(Tableau VI). Les 25 laboratoires participants à cette étude ont alors reçu un protocole bien
précis pour la dissolution de ces poudres carbonatées de façon à uniformiser la mise en
solution et réduire ainsi les erreurs pré-analytiques.
Tableau VI. Concentrations et rapports d’éléments des 3 standards externes
Si tous les ICP participants à l’étude étaient idéalement étalonnés de la même manière, la
mesure Mg/Ca de ces 3 références carbonatées serait assortie d’un écart-type quasi nul. En
pratique, chaque laboratoire utilise ses propres solutions standards qu’il fabrique, et il peut
apparaitre que certains d’entre eux obtiennent des mesures reproductibles à faible écarttype mais dont la justesse ne soit pas optimale. Cette étude a donc pu mettre en avant ce
type d’erreur systématique qui réduit la précision des estimations de paléotempératures.
Les résultats des mesures Mg/Ca effectuées sur le standard externe BAM RS3, référencé
par l’Institut Fédéral de Recherche sur les matériaux (Allemagne), par 18 laboratoires sont
résumés dans le tableau VII.
Tableau VII. Résultats statistiques des analyses conjointes du BAM RS3 obtenues par les 15 laboratoires retenus
82
La valeur moyenne des mesures Mg/Ca du BAM RS3 obtenue dans cette étude est de 0,791
mmol/mol, avec un écart-type inter-laboratoire de 3,79%, incluant les erreurs systématiques
de calibration instrumentale propres à chaque laboratoire. Ces erreurs représentent la source
majeure de la variabilité inter-laboratoires (Greaves et al., 2008).
La conversion de la reproductibilité inter-laboratoire (RSDR%) en matière d’impact sur la
détermination de paléotempératures, en utilisant la calibration de Anand et al. (2003) donne
une reproductibilité d’environ 1°C sur un rapport Mg/Ca de 0,79 mmol/mol (BAM RS3).
Dans cette optique de comparaison, j’ai analysé ces 3 matériaux standards. La mesure
obtenue au Bjerknes Centre for Climate Research de Bergen, en particulier sur le standard à
plus faible concentration (BAM RS3), a donné un rapport Mg/Ca de 0,784 mmol/mol
(Figure 53). Cette valeur est très proche de la valeur moyenne de référence (0,8 mmol/mol),
mais surtout de celle de l’étude inter-laboratoires (0,791 mmol/mol). De plus, ce résultat est
bien positionné dans l’écart-type de 0,03 mmol/mol.
Figure 53. Histogramme des résultats de Mg/Ca du standard BAM RS3 (centrifugé) mesuré par tous les
laboratoires ainsi que celui obtenu par le BCCR à Bergen dans ce mémoire
Ceci démontre que les efforts de méthodologie et de calibration instrumentale entrepris tout
au long de ce travail, ont permis d’obtenir une précision de mesure appropriée à la
détermination de faibles rapports Mg/Ca. La précision des mesures pour ces faibles
rapports Mg/Ca est d’autant plus critique quand la variabilité des températures des eaux
profondes est le sujet d’investigation. En effet, les variations de températures des eaux de
fond sont faibles; il n’y a pas d’échange possible avec la surface, et les eaux froides ne
83
peuvent pas refroidir en dessous de -2°C. De plus le matériel d’étude peut être limitant ; les
foraminifères benthiques sont moins abondants que les foraminifères planctoniques, les
mesures doivent donc se faire avec moins de matériel, avec une teneur en Mg d’autant plus
faible.
84
PARTIE 4 – Application : calibration du rapport Mg/Ca de la calcite des
foraminifères benthiques en fonction de la température des
eaux profondes de l’océan tropical occidental
Il s’agit ici de montrer un type d’application qui utilise directement la méthodologie mise
en place pour la détermination du rapport Mg/Ca de la calcite des foraminifères. Cette
illustration s’insère dans le travail de thèse d’Amandine Tisserand que j’ai encadré pour la
partie analytique et qui a bénéficié de cette technique instrumentale nouvellement mise en
œuvre au Bjerknes Center for Climate Research de l’université de Bergen.
Cette application s’appuie, d’une part, sur le travail de collecte d’échantillons de sédiments
grâce aux techniques de carottage océanique au cours des campagnes océanographiques
RETRO 1 et RETRO 3 (Brésil) effectuées respectivement, par le navire norvégien R/V GO
SARS et le N/O Marion Dufresne. Elle résulte, d’autre part, de l’analyse du rapport Mg/Ca
des tests de foraminifères de ces carottes. Nous situerons donc, dans un premier temps, le
contexte paléocéanographique de cette région et son intérêt d’étude. Ensuite, nous verrons
brièvement le matériel et la méthode utilisés pour la détermination des rapports Mg/Ca des
échantillons. Enfin, nous montrerons comment ces données de Mg/Ca sont utilisées pour
établir une calibration en température des eaux intermédiaires et profondes. Nous
aborderons la reconstitution des paléotempératures de ce secteur océanique dans ce
mémoire par des résultats préliminaires et non publiés montrant l’évolution de la
température des masses d’eau sur les 22000 dernières années, dont la dernière transition
climatique glaciaire-interglaciaire.
4.1
Contexte paléocéanographique
4.1.1
Les campagnes océanographiques RETRO
Le programme de recherche E.S.F. (European Science Foundation) EuroMARC RETRO
(Response of tropical Atlantic surface and intermediate waters to changes in the Atlantic
meridional overturning circulation) associant la France, la Norvège, les Pays-Bas et
l’Allemagne, a comme objectif de reconstituer l’évolution de la circulation méridienne
85
atlantique (MOC)2, lors des changements climatiques rapides des derniers 60 000 ans. Les
changements de la MOC sont associés à des réorganisations à grande échelle du transport
de chaleur et de la distribution des températures atmosphériques et de surface et donc des
variations climatiques globales. Une étude de modélisation a montré qu’une réduction de la
formation d’eaux profondes en Atlantique Nord provoque un refroidissement dans la région
nord atlantique (Manabe, 1997). Ce refroidissement dans les hautes latitudes s’accompagne
d’un réchauffement dans la thermocline tropicale (correspondant au plus fort gradient de
température entre les eaux chaudes de surface et les eaux profondes) et sépare les eaux
chaudes de surface des eaux froides profondes. L’hémisphère sud se réchauffe également.
Afin de reconstituer et de mieux appréhender les changements passés de la MOC ainsi que
la réorganisation des différentes masses d’eaux, des gradients de T et S sont reconstruits sur
une gamme de profondeurs associées à ces masses d’eaux. (Figures 54 et 55). Cette
approche est à la base des programmes actuels d’observation et de suivi de la MOC et a
guidé la conception du projet RETRO.
A
B
Figure 54. A) Courants de surface et profonds passant au niveau des sites de carottage, B) Concept de la
stratification verticale en température de la colonne d’eau comprenant les eaux profondes à partir de 1000 m, puis
la thermocline au dessus entre 200-1000 m, et la couche mixte jusqu’à la surface (eaux de surface).
Trois campagnes de carottage en mer RETRO à bord du N/O Marion Dufresne et du R/V
GO SARS ont été entreprises entre 2007 et 2009. Vingt carottes de type Calypso ont été
prélevées à des profondeurs différentes le long de transects en Atlantique tropical Est
(RETRO 2, Namibie 2008) et Ouest (RETRO 1, Brésil 2007 et RETRO 3, Brésil 2009) et
autant de carottes gravité de type CASQ (6 ou 12 m de long) et de carottes multi-tubes
2
La MOC correspond au transport méridien (nord/sud) des masses d’eaux via la circulation thermohaline
86
d’interface (80 cm). Ensuite en laboratoire, certaines de ces carottes ont fait l’objet
d’investigations poussées : en particulier, des analyses isotopiques et en éléments traces ont
été réalisées sur les foraminifères planctoniques et benthiques préservés dans ces
sédiments.
4.1.2
Localisation des carottes de RETRO 1 (Brésil)
Au cours de la première mission RETRO 1 au large du Brésil, 20 carottes d’interface de 80
cm ont été prélevées par le navire de recherche norvégien R/V GO SARS. Ces carottes
renfermant les sédiments les plus récents, vont permettre, associées aux données de
température des eaux de fond actuelles, d’établir les calibrations Mg/Ca=f(T) de chaque
espèce de foraminifères benthiques. Ces sites de carottage sont localisés sur le haut du talus
continental au large du Nord-Est du Brésil (Figure 55), et à des profondeurs allant de 479 à
2412 mètres (Tableau VIII).
Figure 55. Localisation et coupe du talus continental avec le transect de profondeur des stations de carottage
Cette zone d’étude est baignée par différentes masses d’eaux illustrées dans la figure 56.
Les eaux de surface (entre 0 et 200 m) sont caractérisées par le courant de surface NordBrésilien (NBC). Entre 200 et 500 m, on trouve le courant Sud-Atlantique au-dessus des
eaux intermédiaires Antarctique (AAIW) entre 500 et 900 m. Plus profond, on trouve les
branches supérieure et inférieure de la masse d’eau Nord Atlantique, Upper-NADW (UNADW) et Low-NADW (L-NADW) respectivement. Les sites sont positionnés le long du
talus continental, particulièrement bien localisés pour enregistrer les mouvements verticaux
des masses d’eau profondes NADW froide et dense avec les masses d’eau intermédiaire
Antarctique AAIW et les eaux de surface et de la thermocline (Figure 55 et 56).
87
Figure 56. Représentation simplifiée de la stratification de l’océan atlantique tropical occidental. Les masses d’eau
reconstituées sont la partie haute des eaux profondes (U-NADW), la thermocline (SACW), les eaux intermédiaires
(AAIW) et de surface (NBC) (Tisserand et al., 2009).
NBC : Courant Nord-Brésilien (prof. 0-200m)
SACW : Courant Sud Atlantique ((prof. 200-500m)
AAIW : Eaux intermédiaires Antarctiques (prof. 500-900m)
U-NADW : Eaux profondes Nord Atlantiques (prof. 900-2000m)
L-NADW : Eaux profondes Nord Atlantiques (prof. 2000-2500m)
Depuis le poste opérationnel du navire, la présence et la qualité des sédiments en place sont
observées par sismique réflexion (Figure 57) pour chaque station. Les mesures directes de
luminance (variations de couleur du sédiment) effectuées à bord, ont permis à posteriori de
vérifier l’exceptionnelle qualité des carottes prélevées sur cette gamme de profondeurs et
d’établir des corrélations sédimentaires entre les sites de carottage.
Figure 57. Profil sismique réflexion de la station 18 de carottage à 898m de profondeur d’eau sur le talus
continental de la marge brésilienne, au large de Fortaleza. On observe la présence d’environ 25 m d’épaisseur de
sédiments au site.
88
Tableau VIII. Liste de carottes d’interface multi-tubes prélevées par le R/V GO SARS lors de la mission RETRO 1
au large de la marge brésilienne. En jaune, les carottes utilisées dans cette application
station
4
5
6
7
8
10
11
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
nom carotte
GS07-150-4/1
GS07-150-5/1
GS07-150-6/1
GS07-150-7/1
GS07-150-8/1
GS07-150-10/1
GS07-150-11/1
GS07-150-14/1
GS07-150-15/1
GS07-150-16/1
GS07-150-17/1
GS07-150-18/1
GS07-150-19/1
GS07-150-20/1
GS07-150-21/1
GS07-150-22/1
GS07-150-23/1
GS07-150-24/2
GS07-150-25/1
GS07-150-26/1
type carotte
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
Multi-Tube
prof. eau (m)
795
693
599
479
763
939
728
551
590
652
1000
898
800
700
656
598
550
2412
766
750
lat.(°)
04°36.743’S
04°37.586’S
04°38.084’S
04°37.833S
04°37.832’S
04°49.418S
04°45.314S
04°17.803S
04°17.803S
04°17.725S
04°12.980S
04°13.827S
04°14.868S
04°15.655S
04°15.981S
04°16.231S
04°16.436S
03°46.473S
04°14.098S
04°15.268S
long.(°)
36°37.796’W
36°38.009’W
36°38.167’W
36°36.760W
36°36.761’W
34°52.882W
35°03.351W
37°08.339W
37°08.339W
37°07.299W
37°04.515W
37°05.945W
37°07.197W
37°08.243W
37°08.711W
37°09.051W
37°09.335W
37°03.850W
37°08.070W
37°07.762W
Nous avons étudié plus particulièrement 7 d’entre elles, positionnées entre 600 et 1000m,
pour établir, entre autres, de nouvelles données pour l’amélioration de 2 courbes de
calibration en température préexistantes pour 2 espèces de foraminifères benthiques.
4.2 Matériel et méthode
4.2.1
Echantillonnage
Les échantillons de sédiment d’interface analysés dans cette étude correspondent à
l’intervalle 0-0,5cm de chaque sommet de carotte, représentant les conditions de
l’Holocène moderne ou tardif (0-2000 ans BP). Les carottages ont été accompagnés de
prélèvements d’eau de mer sur chaque site afin de calibrer nos outils de reconstruction
paléocéanographique par rapport aux conditions actuelles. Nous avons bénéficié de profils
de salinité et de température lors de chaque opération de carottage grâce aux capteurs
nouvellement installés directement sur les carottiers. La température actuelle des eaux de
fond (Bottom Water Temperature, BWT) est mesurée à chaque site pour pouvoir faire
89
correspondre cette température au rapport Mg/Ca des tests de foraminifères benthiques
contenus dans ces sédiments les plus récents. Des coquilles aragonitiques de ptéropodes ont
été trouvées dans toutes les carottes, suggérant une dissolution post-dépôt des carbonates
négligeable. Les données Mg/Ca et de T°C collectées nous ont permis d’établir des
calibrations Mg/Ca=f(T) pour chaque espèce de foraminifères retenue. Comme nous
l’avons vu précédemment, l’évolution du rapport Mg/Ca en fonction de la température est
spécifique à chaque espèce de foraminifère, et suit une courbe empirique de type
exponentiel.
Dans le cadre de cette application, deux espèces benthiques présentant dans les sédiments
une abondance suffisante ont été étudiés : Cibicidoides wuellerstorfi et Cibicidoides
kullenbergi. Ces deux espèces ne vivent pas dans les mêmes conditions et ont des
comportements indépendants vis-à-vis de l’incorporation d’éléments traces, donc des
paramètres A et B différents dans la loi exponentielle.
Les sept sommets de carottes sélectionnés définissent une gamme de profondeurs entre les
eaux intermédiaires et les eaux froides et profondes (Figures 55 et 56) pour des
températures respectives allant de 4°C à 6°C. Ici la salinité varie très peu d’un site à l’autre,
et la forte teneur en ions carbonates montre que les eaux sont suffisamment saturées
([CO32-] > 25mol/kg) pour ne pas influencer le rapport Mg/Ca (Tableau IX).
Tableau IX. Noms, profondeurs d’eau, température de l’eau, salinité, concentration des ions carbonates, et
profondeur d’échantillonnage dans chaque carotte utilisée dans cette application
Carotte
Prof.eau
m
T°eau
Salinité
o
C
[CO32-]calcite
Prof.éch
mol/kg
cm
GS07-150-22/1MC
598
6,06
34,5
33,2
0-0,5
GS07-150-21/1MC
656
5,67
34,47
33,6
0-0,5
GS07-150-20/1MC
700
5,38
34,46
37,5
0-0,5
GS07-150-26/2MC
750
4,92
34,45
37
0-0,5
GS07-150-19/1MC
800
4,64
34,44
36,4
0-0,5
GS07-150-18/1MC
898
4,3
34,47
34,7
0-0,5
GS07-150-17/2MC
1000
4,17
34,56
33
4-4,5
90
4.2.2. Méthode analytique
Chaque échantillon, contenant entre 7 et 25 foraminifères benthiques, a subi la procédure
de nettoyage exposée dans la partie 3 issue et modifiée de Barker et al. (2003), incluant
l’étape de nettoyage des argiles, de la matière organique et d’encroûtement d’oxydes de
manganèse ou de calcite gamétogénique.
Les rapports Mg/Ca puis Fe/Ca, Mn/Ca, Al/Ca ont été déterminés ensuite par ICP-OES
suivant la méthode de de Villiers et al. (2002) avec une précision à long terme de 0,043
mmol/mol (écart-type à 1d’intervalle de confiancesoit 68% de la distribution) obtenue
sur la mesure de 60 réplicas d’un standard interne de Mg/Ca=1,02 mmol/mol. Les valeurs
de Mn/Ca et Al/Ca sont toutes inférieures aux limites de rejets établies par Barker et al.
(2003). Les rapports Fe/Ca pour l’ensemble des échantillons de C. wuellerstorfi sont
inférieurs à 0,1 mmol/mol. Certains échantillons de C. kullenbergi ont un rapport
Fe/Ca>0,1 mmol/mol mais il n’y a pas de corrélation évidente entre les rapports Mg/Ca et
Fe/Ca de cette espèce (r2=0,1). Ceci montre l’absence de contamination et souligne que les
variations de Mg/Ca ne sont pas imposées par celles de Fe/Ca pour cette espèce de
foraminifères.
4.3 Résultats
Nous présentons dans un premier temps, les nouvelles données Mg/Ca de foraminifères
benthiques (C. kullenbergi et C. wuellerstorfi) issus du sédiment de sommet de 7 carottes
(dépôt le plus actuel) sur la gamme de profondeurs 600–1000 m de l’océan atlantique
tropical de l’ouest. Ces données sont utilisées pour établir une calibration des rapports
Mg/Ca en fonction de la température. Dans un deuxième temps, nous présentons les
résultats de l’application directe de ces calibrations à une série de 3 carottes prélevées dans
le même secteur géographique. La reconstitution des paléotempératures à différentes
profondeurs au cours des derniers 22000 fait ainsi l’objet de la discussion finale.
4.3.1 Données Mg/Ca des Cibicidoides kullenbergi
Afin de vérifier la cohérence des résultats de Mg/Ca obtenus, il est intéressant de mettre en
parallèle ces résultats avec ceux des calibrations déjà existantes sur cette espèce dans la
littérature (Healey et al., 2008 ; Raitsch et al., 2008 ; Yu et Elderfield, 2008). Comme
91
toutes ces données n’ont pas été obtenues par une même méthode de nettoyage, un
coefficient d’ajustement de + 0,09 mmol/mol est systématiquement ajouté aux données
obtenues à partir de la méthode réductive de Boyle et Keigwin, (1985) (partie 3). Ce
coefficient a été déterminé à partir de nombreuses mesures d’inter-calibration menées par
différents laboratoires au cours des dernières années. (Barker et al. 2003, Greaves et al.
2008, Yu and Elderfield, 2008).
On remarque que les nouvelles données de température augmentent de 2°C la gamme
existante des calibrations (0-4°C) pour l’étendre jusqu’à 6°C (Figure 58). On observe une
large dispersion des données qui sont significativement plus forte que celles déjà publiées
pour l’océan atlantique. Seuls les points entre 5°C et 6°C semblent suivre la tendance
exponentielle, les autres points ont des rapports Mg/Ca plus importants qu’attendu. Les
mesures de rapports des autres éléments, notamment Fe/Ca, montrent des valeurs assez
fortes et nous ne pouvons pas complètement exclure une potentielle contamination par des
argiles récalcitrantes et pouvant expliquer ces données Mg/Ca surestimées.
L’équation de calibration obtenue avec toutes les données de C. kullenbergi, y compris les
nôtres, est :
Mg/Ca(mmol/mol) = 0.75±0.08 exp [0.31±0.03 * BWT(°C)]
R2=0.56
Figure 58. Données Mg/Ca des C. kullenbergi de sommets de carottes mesurés dans cette application (en bleu), en
fonction de la température de l’eau profonde (BWT). La ligne noire représente la courbe de tendance de la
calibration pour la gamme 0-6°C. Les diamants noirs correspondent aux données de Raitzsch et al. (2008), les
diamants blancs à celles de Healey et al. (2008), et les ronds blancs sont les données de Yu et Elderfield (2008).
92
Le coefficient de corrélation de cette calibration est assez faible, en raison de la dispersion
des données de cette espèce sur la gamme de température concernée (R²=0,56). Cette
dispersion est un critère discriminant pour notre démarche de reconstitution de l’évolution
historique de la température des eaux de fond qui exige une grande précision. On ne pourra
pas, en premier lieu, utiliser ces données comme extension de la calibration existante entre
0-6°C.
4.3.2 Données Mg/Ca des Cibicidoides wuellerstorfi
De même qu’avec C. kullenbergi, on vérifie la cohérence des résultats de Mg/Ca obtenue
avec ceux des calibrations existantes déjà publiées sur C. wuellerstorfi (Elderfield et al.,
2006 ; Raitsch et al., 2008; Yu et Elderfield, 2008). Seules les données publiées et
préparées avec la méthode de Barker et al. (2003) sont utilisées ici pour réduire
l’incertitude liée au type de nettoyage appliqué. Il n’y a donc pas besoin d’appliquer le
coefficient correcteur de 0.09 mmol/mol.
Les nouvelles données étendent aussi de 2°C la gamme existante des calibrations (0-4°C)
pour atteindre 6°C. Les rapports Mg/Ca suivent cette fois plus fidèlement la tendance
exponentielle de la courbe synthétique issue de la compilation de nos données et des
données publiées de Mg/Ca sur C. wuellerstorfi de l’océan atlantique par Elderfield et al.
(2006), Raitzsch et al. (2008) et Yu et Elderfield (2008). Dans cette gamme de température,
on trouve une corrélation avec un R2 = 0,76 (Figure 59).
Ainsi, pour C. wuellerstorfi , l’équation de calibration est :
Mg/Ca (mmol/mol) = 0,82±0,04 exp [0,20±0,01 * BWT(°C)]
R2=0,76
Cette espèce benthique C. wuellerstorfi semble être plus sensible à la température que C.
kullenbergi. Dans cette région, la variation de salinité est faible et la teneur en ions
carbonates est homogène entre 500 et 1200 m de profondeur, apportant un contexte
favorable à la paléothermométrie Mg/Ca.
93
Figure 59. Données Mg/Ca des C. wuellerstorfi de sommets de carottes mesurés dans cette application (en bleu), en
fonction de la température de l’eau profonde (BWT). La ligne noire représente la courbe de tendance de la
calibration pour la gamme 0-6°C. Les diamants noirs sont les données de Raitzsch et al. (2008) et les ronds blancs
proviennent de l’étude de Yu et Elderfield (2008).
La principale conclusion de ces données est la mise en évidence d’une calibration étendue
sur la gamme de température 0-6°C. Cette extension de calibration est déterminante pour
l’étude et la reconstruction de l’évolution des températures des eaux de fond. Ces travaux
ont donc une grande portée pour la communauté des paléocéanographes. En effet, cette
nouvelle calibration va pouvoir être utilisée pour reconstituer les paléotempératures des
eaux de fond à partir de la détermination des rapports Mg/Ca des C. wuellerstorfi présents
dans les couches plus anciennes des carottes longues de type Calypso.
4.3.3 Reconstitution des paléotempératures de l’Atlantique tropical occidental au
cours de la dernière déglaciation
Dans la mesure où ces travaux ne sont pas encore publiés, il semble important de rappeler
que cette dernière partie découle directement des travaux de thèse d’Amandine Tisserand.
N’ayant pas la propriété des données, je ne suis pas en mesure de présenter dans le détail
les modèles d’âge, ni les caractéristiques précises de l’échantillonnage, je ne peux que
présenter de manière générale le raisonnement ayant conduit à la figure 62.
94
Les rapports Mg/Ca de foraminifères planctoniques et benthiques ont été déterminés dans
les sédiments de 3 longues carottes Calypso prélevées sur la marge brésilienne pour étudier
les variations de températures des masses d’eau caractérisant la partie supérieure de la
circulation océanique méridienne (MOC) pendant la dernière transition G-IG (9-22000
ans). Cette période est en effet marquée par une variabilité climatique importante
enregistrée dans les glaces du Groenland (Figure 60), et qui a été présentée brièvement dans
la partie 1 (Figure 10).
Figure 60. 18O des glaces du Groenland illustrant la variabilité climatique ayant affectée l’hémisphère nord au
cours de la dernière déglaciation (Waelbroek, 2001)
Le dernier maximum glaciaire (LGM) se termine vers 21000 ans. L’hémisphère nord
enregistre ensuite un refroidissement rapide pendant l’événement de Heinrich 1 (H1),
caractérisé par une débâcle glaciaire dans les hautes latitudes. Cet épisode froid est suivi
d’une période de réchauffement rapide pendant le Bølling-Allerød (B-A, autour de -14000
ans), puis d’un nouvel épisode froid rapide d’une durée de 1000 ans, le Dryas récent
(Younger Dryas, YD) qui se termine vers -12000 ans. Ce dernier épisode froid est suivi par
un réchauffement progressif puis une stabilisation caractérisant la période récente de
l’Holocène.
Pour étudier la sensibilité des masses d’eau de la partie supérieure de la MOC et l’évolution
de la thermocline au cours de ces variations climatiques rapide, on s’est intéressé à 3
carottes en particulier : GS07-150-20 prélevée à 700 m de profondeur, GS07-150-18 à 898
m et GS07-150-17 à 1000 m de profondeur. Ces 3 carottes baignent dans la masse d’eau
95
AAIW. La dernière, GS07-150-17, est néanmoins en limite de l’influence de U-NADW.
(Figure 61)
Figure 61. Schéma en coupe de l’océan atlantique tropical de l’ouest montrant les carottes et les espèces de
foraminifères avec leurs profondeurs d’habitat. Les masses d’eau reconstituées sont la thermocline, les eaux
intermédiaires et de surface. (Tisserand et al., non publié) Les données Mg/Ca des foraminifères benthiques C.
wuellerstorfi de ces carottes sont donc directement associées aux températures profondes à 700, 898 et 1000 m, et
donc aux températures de AAIW.
Pour étudier l’évolution de la thermocline dont la profondeur se situe entre 100 et 500 m, il
convient d’utiliser des espèces de foraminifères ayant vécu dans cette gamme de
profondeur et qui se retrouvent dans le sédiment sous-jacent. Sur ces mêmes carottes, le
rapport Mg/Ca de certaines espèces planctoniques appropriées a donc été mesuré.
G. ruber est une espèce planctonique, vivant dans la couche de mélange supérieure
représentant les conditions de surface de l'océan (Figure 61). La profondeur de calcification
de G. ruber, c’est à dire la profondeur à laquelle se construit sa coquille de calcite, est
estimée entre 20 m et 50 m de profondeur. Le rapport Mg/Ca de cette espèce sera donc lié à
la température caractérisant cette profondeur de masse d’eau de surface. De même, l’espèce
de foraminifère planctonique G. siphonifera, calcifie à environ 120 m de profondeur d'eau.
Enfin, G. truncatulinoides est une espèce planctonique profonde dont la profondeur de
calcification est affectée par les conditions de la basse thermocline, c’est à dire autour de
300-400 m.
96
Figure 62. Reconstitution des paléotempératures Mg/Ca des eaux de 50 et 1000 m de profondeur à l’aide de 3
espèces de foraminifères G. ruber, G. truncatulinoides, et C. wuellerstorfi. YD : Younger Dryas, B-A :BollingAllerod, HS-1 :Heinrich event 1, LGM :Dernier Maximum Glaciaire (Tisserand et al., non publié)
Pour chacune de ces 3 carottes, des datations au carbone 14 ont été réalisées, permettant
d’établir des modèles d’âges, et donc de faire associer à des profondeurs précises de
carottes, à un âge calendaire absolu.
Les 3 sites ont un taux de sédimentation moyen de 10 cm par 1000 ans. Un échantillonnage
du sédiment tous les 5 cm a été réalisé pour ces 3 carottes, mais certains niveaux de
sédiments ne présentaient pas une abondance suffisante de l’une ou l’autre des 4 espèces
planctoniques et benthique considérées. Le pas d’échantillonnage n’est donc pas
nécessairement régulier.
Les données Mg/Ca mesurées des foraminifères planctoniques et benthiques sont ensuite
converties en température en utilisant des calibrations adaptées à chaque espèce (Tableau
X).
Tableau X. Récapitulatif des espèces et des calibrations Mg/Ca=f(température) utilisées. Les coefficients B et A
correspondent aux coefficients des courbes exponentielles du type Mg/Ca = B*exp (A*T).
R2
Espèce étudiée
B
A
G.ruber
0.449
0.09
Anand et al. 2003
0.532 0.532
Anand et al. 2003
G. truncatulinoides
0.62
0.074 0.64
Cléroux et al. 2008
C. wuellerstorfi
0.82
0.20
G. siphonifera
97
Référence
0.74 Tisserand et al. 2013
L’enregistrement rouge de la figure 62 correspond à la compilation des données Mg/Ca de
G. ruber et converties en température des 3 carottes étudiées. Les données pour chaque
niveau temporel commun sont moyennées. C’est donc ce qu’on appelle une courbe
composite. C’est également le cas pour les données Mg/Ca des 2 autres espèces de
foraminifères planctoniques. La courbe bleue est également une courbe composite obtenue
à partir de l’ensemble des données Mg/Ca converties en température de C. wuellerstorfi des
2 sites les plus profonds entre 898 m et 1000m. En effet pour ces deux sites, du fait de la
faible abondance de l’espèce benthique dans le sédiment, l’échantillonnage a été très limité.
Et le seul moyen d’obtenir un enregistrement continu sur la période considérée était de
combiner les données de ces 2 carottes voisines, et baignées par la même masse d’eau.
A partir des mesures conjointes des espèces benthiques et planctoniques, il a été possible de
reconstituer l’évolution de la température sur une gamme de profondeur couvrant toute la
partie supérieure de la colonne d’eau de 20 à 1000 m. Notons néanmoins qu’aucune donnée
n’est disponible entre 400 et 700 m profondeur. Ceci s’explique du fait que cette gamme de
profondeur est trop importante pour permettre le développement d’espèces planctoniques,
mais pas assez profonde non plus pour être propice au développement de C.wuellerstorfi.
D’autres espèces benthiques se développent à ces profondeurs, mais des études
préliminaires ont montré qu’aucune d’entre elles n’avait une sensibilité satisfaisante vis à
vis de la température pour permettre la mise en place d’une calibration Mg/Ca=f(T)
(Tisserand et al., 2013).
Nous trouvons que les températures de la zone de la thermocline (200-900 m) du dernier
maximum glaciaire (LGM), représentée par G. truncatulinoides et C. wuellerstorfi, étaient
plus fraiches que de nos jours, depuis la surface jusqu'à une profondeur de 400 m d’eau
(Figure 62). Au contraire, sous les eaux de la thermocline, les eaux intermédiaires à 7001000 m de profondeur, montrent qu’elles ont été plus chaudes de 1 à 2ºC à la fin du LGM
par rapport à l’Holocène récent ou la dernière période glaciaire (à 700 m). Cela indique que
la région ont été sensibles aux variations de la circulation thermohaline durant la dernière
transition G-IG.
Combiner ces données de températures aux données isotopiques 18O réalisées sur les
mêmes espèces de foraminifères permettra de reconstituer le signal local 18O de l’eau de
mer, directement lié à la salinité des masses d’eaux. Cette démarche va être étudiée
98
ultérieurement permettant ainsi de contraindre les paramètres T et S des masses d’eau, et de
discuter leur évolution au cours de la déglaciation. Ceci fera l’objet de la discussion du
papier en préparation d’Amandine Tisserand, mais dépasse le cadre de cet exposé.
Ainsi, la mise en place de la technique analytique a permis le développement de ce nouvel
outil au sein du BCCR. Le degré de précision atteint a permis la reconstitution des
variations de la température de l’ordre du degré des eaux de l’océan atlantique tropical
occidental, observables au cours de la déglaciation, ce qui est en soit un challenge
analytique.
99
Conclusion générale
L’étude du système climatique nécessite d’identifier et de quantifier les paramètres qui
interagissent au sein de chacune des composantes de ce système.
De nombreux efforts sont actuellement portés sur l’amélioration et la quantification
d’indicateurs climatiques existants et nouveaux. La température des masses d’eau
océanique est un de ces paramètres importants, reliant les océans au système climatique par
d’importants échanges de chaleur. Ainsi la reconstruction des paléotempératures
océaniques sur de longues périodes de temps à partir d’archives sédimentaires reste un des
enjeux majeurs en paléoclimatologie.
L’objectif de ce mémoire a été de mener au sein d’un laboratoire de recherche norvégien
sur le climat, le Bjerknes Center for Climate Research (BCCR), un projet de
développement et de mise en œuvre d’une technique d’analyse précise du rapport Mg/Ca de
la calcite des tests de foraminifères marins pour la détermination des paléotempératures des
masses d’eau océanique. Les multiples difficultés de la méthode, depuis la capacité de
collecte de carottes sédimentaires non perturbées, à la mesure par ICP-OES, en passant par
le choix d’espèces de foraminifères et de leur préparation analytique, ont chacune fait
l’objet d’une réflexion et d’une analyse particulière.
Après avoir expliqué le contexte d’étude en présentant le système climatique, la
paléocéanographie et les archives sédimentaires comme support de proxy dans la méthode
Mg/Ca (partie 1), nous avons défini les enjeux et les moyens techniques à notre disposition
pour l’obtention de carottes sédimentaires de qualité et non perturbées (partie 2). La
réalisation du projet s’est poursuivie par de la mise en œuvre d’actions techniques (achats
et installations des matériels), suivie de phases d’optimisation et de validation analytique
(séries de tests et contrôles qualité des données) (partie 3). Plusieurs séries d’échantillons
de foraminifères ont été mesuré avec une précision suffisante à leur interprétation dans la
partie 4.
A propos de la problématique technique, la mise en oeuvre du protocole de préparation des
échantillons s’est avérée efficace et adapté. Nous avons pu exclure la contamination en Mg
et Ca et isoler le signal primaire du proxy avant l’analyse instrumentale. Les travaux
d’optimisation analytique sur l’ICP-OES ont aussi permis de répondre aux exigences de
précision et de reproductibilité imposées par la méthode. Le challenge analytique visant à
pouvoir mesurer de manière fiable des rapports Mg/Ca très faibles a été relevé.
100
Concernant la problématique scientifique, plusieurs espèces de foraminifères benthiques
ont été étudiées afin de déterminer leur capacité à enregistrer de faibles amplitudes de
température. L’espèce C.wuellerstorfi a montré les résultats les plus encourageants, ils ont
permis d’établir une extension de la calibration Mg/Ca= f(T) de cette espèce dans l’océan
atlantique sur la gamme de température 0-6°C. En revanche, l’espèce C. kullenbergi n’a pas
montré une aussi bonne capacité à restituer un signal de température robuste malgré une
certaine sensibilité à la température. Elle demandera donc à être étudiée plus en détails.
Concernant les perspectives scientifiques, il sera nécessaire de continuer à améliorer les
calibrations de température à travers, par exemple, des études sur le fonctionnement de
l’assimilation du Mg par différentes espèces de foraminifères de culture sous des conditions
de températures contrôlées en laboratoire. Il faudra bien évidemment aussi continuer à
étendre à des nouvelles zones océaniques clés, la collecte de nouvelles carottes de
sédiments non perturbés en bénéficiant des dernières avancées techniques de carottage en
mer.
Enfin, les résultats préliminaires de reconstitution des 22000 dernières années des
paléotempératures des masses d’eau de l’Atlantique tropical occidental, et encore non
publiés, sont très encourageants. Ils démontrent la sensibilité de la circulation thermohaline
tropicale aux changements de conditions environnementales et climatiques entre la période
chaude de l’Holocène et période froide du dernier maximum glaciaire, contribuant à un des
premiers et principaux objectifs du programme européen RETRO.
Les travaux de ce mémoire ont directement permis de répondre aux besoins liés à la mise
en place d’un outil de recherche important pour la communauté des paléocéanographes. Cet
outil est maintenant utilisé en routine au BCCR pour les mesures de paléothermométrie
Mg/Ca, et a permis à un ingénieur de recherche d’être recruté pour reprendre la
responsabilité de ce laboratoire.
101
Résultats et faits marquants
Fiabilité
technique
•participation et très bon classement dans l'inter-calibration internationnale
entre 40 laboratoires (Greaves et al., 2006).
•monitoring des éléments (Fe, Mn, Al) potentiellement contaminants.
•mesures de standards internes comme contrôle de qualité.
•mesures de standards externes en routine (inter-calibration).
•précision instrumentale à long terme: 0.58%.
•précision instrumentale à court terme: 0.50%.
Formations
Missions de terrain
Mesure d'impact
•LSCE-CNRS/CEA/UVSQ: organisation d'une visite pour
l'apprentissage de méthodes de préparation
d'échantillon aux mesures d'éléments traces.
•Université de Cambridge: organisation d'une visite pour
l'apprentissage des méthodes analytiques par ICP-OES
sur des carbonates marins.
•Campagne océanographique RETRO II (marge
namibienne) sur N/O Marion Dufresne.
•Campagne océanographique RETRO III (marge
brésilienne) sur N/O Marion Dufresne.
•1 article publié dans Geophysics, Geochemistry, Geosystems
(janvier 2013).
•2 articles en préparation.
•1 thèse en rédaction au Bjerknes Center (A. Tisserand).
•pérénisation de la méthode analytique et du matériel au
Bjerknes Center par l'embauche d'un ingénieur de recherche
pour continuer les analyses et les projets associés.
102
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Tisserand A., Dokken T. M., Waelbroeck C., Gherardi J.-M., Scao V., Fontanier C.,
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(consulté le 15/11/12)
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109
Valorisation scientifique
Articles
Tisserand A., Dokken T. M., Waelbroeck C., Gherardi J-M., Scao V.; Fontanier C.;
Jorissen F. (2012). Refining benthic foraminiferal Mg/Ca-temperature calibrations using
core-tops from the western tropical Atlantic: Implication for paleotemperature estimation.
Geochemistry Geophysics Geosystems.14, doi: 10.1002/ggge.20043.
Erbs-Hansen D. R., Knudsen K. L.; Gary A. C., Jansen E. Gyllencreutz R. Scao V.,
Lambeck K. (2011). Late Younger Dryas and early Holocene palaeoenvironments en the
Skagerrak, eastern North Atlantic: a multiproxy study. Boreas,.40, doi: 10.1111/j 15023885.2011.00205.
Communications
Tisserand A., Dokken T. Scao V., Jorissen F., Fontanier C. (2009). New Mg/Ca calibration
of benthic foraminifera species: Mapping of the tropical thermocline dynamics.
Geochimica et cosmochimica acta, Vol.73 Num.13 p.1332.
Scao Vincent (2009). Paleoceanography and Climate studies. Unifob Teknikerforum,
University of Bergen (NO), personal communication.
110
Annexe 1
Protocole de nettoyage
Ce protocole s'inspire largement de celui utilisé à Cambridge. Il est fait pour des
échantillons de type benthique ou planctonique froid (Mg/Ca <2mmol/mol). Il préconise
l'utilisation de tube "non-relargueur" de Mg avant les étapes impliquant de l'acide. Ce
protocole a été utilisé pour les échantillons de C.wuellerstorfi et C. kullenbergi de cette
étude.
Il est important de noter que ce protocole pourra varier en fonction de chaque espèce.
(pour des échantillons à fort Mg/Ca avec peu d'argiles, il sera possible de raccourcir
quelques étapes, alors que pour des échantillons froids contenant des IRD il faudra être plus
rigoureux.)
Il faut compter 4 heures pour la totalité du protocole pour 18-20 échantillons.
Afin d'obtenir de bonnes statistiques il est préférable d'utiliser entre 10 à 20 individus par
échantillon si possible.
1. Crushing
L'objectif de cette étape est d'ouvrir les loges des forams afin de facilement vider l'intérieur
des loges au cours des étapes de nettoyages qui suivront. Pour cela, il faut écraser
l'échantillon délicatement entre deux plaques de verre. ATTENTION : trop écraser
l'échantillon résultera de la perte d'échantillon au cours du nettoyage.
1) Déposer une goutte d'eau sur les forams préalablement déposés sur la plaque de verre.
2) Déposer la seconde plaque sur la première et exercer une pression pour permettre
l'ouverture des chambres.
ASTUCE : 2 tours de scotch sur chaque extrémité de la plaque de verre supérieure
permettent un crushing efficace.
3) Relever la plaque de verre supérieure et regrouper tous les fragments sur la plaque
inférieure.
4) Avec un pinceau humide, transférer les fragments dans un µtube de 0,5mL.
2. Extraction des argiles
Pour cette étape, il est conseillé de traiter les échantillons un par un afin d’optimiser
l’efficacité du nettoyage.
Taper les µtubes sur la paillasse pour bien faire descendre les " morceaux " de forams au
fond.
111
1) Introduire 500µL d’eau UHQ dans chaque micro tube afin de mettre en suspension la
matière organique (les bulles d’air présentes au fond du tube peuvent être retirées en
tapotant la base du tube de l’ongle).
2) Attendre 30 secondes pour permettre aux carbonates de sédimenter dans le fond.
3) À l'aide d’une pipette 500µL, aspirer l’eau au-dessus de l’échantillon
Après ces étapes, tous les tubes doivent contenir environ 10 à 20µL d’eau.
4) Passer les échantillons aux ultrasons 2 minutes. (Ceci permet la séparation des argiles
toujours présentes à la surface des tests).
Des argiles en suspension apparaissent sous la forme d'un résidu laiteux juste au-dessus de
l’échantillon.
5) Avec une pipette de 500µL, ajouter de l’eau ultra pure dans chaque tube (pour agiter
l’échantillon et mettre en suspension des argiles toujours fixées).
6) Attendre que l’échantillon se soit redéposé au fond du tube. Cette étape prendra quelques
secondes (assez de temps pour que les carbonates aient le temps de se redéposer au fond).
Après cette étape, la partie de l’échantillon restante sera principalement contaminée par des
particules silicatées.
7) Retirer (aspirer) l’eau au-dessus de l’échantillon contenant les argiles.
8) Renouveler les étapes de (4) à (7), 4 fois. Répéter encore si des argiles en suspension
sont toujours visibles après passage aux ultrasons.
Après ces étapes de nettoyage à l’eau, on utilisera l’éthanol qui permet de mettre en
suspension les argiles les plus récalcitrantes. La faible viscosité de l’éthanol permet de
détacher le matériel toujours attaché aux tests de carbonates.
9) Introduire 250µL d’éthanol à chaque échantillon.
10) Passer 2 minutes aux ultrasons.
11) Traiter chaque tube individuellement. Aspirer l'éthanol avec une pipette de 250µL et le
remettre rapidement dans le µtube afin de mettre les argiles en suspension.
12) Attendre quelques secondes (30’’) que l’échantillon repose au fond du tube et retirer
l'éthanol.
13) Répéter les étapes 9 à 12, 1 fois.
14) Répéter les étapes 5 à 7 afin d’enlever l’éthanol, 2 fois.
112
3. Extraction de la matière organique
1) Ajouter 250µL d’H2O2 à 0,3% (*) à chaque tube. Fermer les capsules des tubes
hermétiquement, les disposer et les sécuriser, entre le rack plexiglas et son couvercle afin
d’éviter que les tubes s’ouvrent lorsqu’ils seront sous pression.
2) Placer le porte échantillons dans un bain d’eau bouillante pendant 10 minutes (se servir
d’un chronomètre). À 2’30’’ et à 7’30’’, retirer, et secouer ou taper le porte échantillons
contre la paillasse, pour enlever les bulles de condensation. À 5 minutes, passer les
échantillons 30 secondes aux ultrasons puis les remettre aux bains d’eau bouillante après
les avoir débarrassés des bulles d’air formées. (Retirer les bulles permet de maintenir le
contact entre le réactif et l’échantillon.
3) À la fin des 10 minutes, utiliser la centrifugeuse pendant 1 minute à 5000tr/min, pour
enlever les bulles et faire déposer les forams au fond. S’assurer que l’échantillon s’est
redéposé au fond du µtube avant de retirer l’eau oxygénée à l’aide d’une pipette.
4) Répéter les étapes 1 à 3.
5) Rincer les échantillons à l’eau ultra pure 2 fois en veillant à rincer le bouchon (avec une
pipette de 500µL).
* Préparée à partir de NaOH à 0.1M (100µL d’H2O2 30% dans 10mL de NaOH 0.1M)
4. Attaque à l’acide faible
Un acide dilué est utilisé afin de retirer des contaminants incorporés aux fragments de test.
1) Ajouter 250µL d’HNO3 0.001M à chaque échantillon.
2) Passer 30 secondes aux ultrasons.
3) Retirer rapidement l’acide
4) Ajouter avec une pipette de 500µL de l’eau UHQ rapidement afin d’éviter une
dissolution excessive des carbonates.
5) Retirer le surplus d’eau.
6) Répéter les étapes 4 et 5.
7) En utilisant une pipette de 10µL, retirer avec précaution le reste de solution pour chaque
échantillon (essayer de ne pas laisser plus de 10µL).
À la fin de cette étape, les échantillons peuvent être stockés en attendant l’analyse. Ils
seront dissous et dilués le même jour que leur analyse.
113
5. Dissolution
Afin d’assurer des dilutions précises, il est important que tous les volumes soient
précisément pipetés à partir de cette étape.
1) Ajouter 350µL d’HNO3 0.075M (Pour les gros échantillons 500µL peuvent être ajoutés).
2) Passer quelques instants aux ultrasons en fonction des échantillons (vérifier si les
échantillons sont bien dissous). Au cours de cette étape, tapoter les échantillons contre la
paillasse afin de faire s’échapper les bulles de CO2 et de permettre à la dissolution de se
faire correctement.
3) Dès que la production de CO2 cesse, secouer l'échantillon pour mélanger.
4) Centrifuger les échantillons (5000 tour/min pendant 5 minutes) pour déposer au fond les
petites particules de silices toujours présentes.
5) Transférer 300µL de la solution dans un tube propre, en laissant 50 µL au fond de
l'ancien tube (ou 450µL en en laissant 50 µL également).
6. Dilution
Après nettoyage et dissolution, 10 foraminifères benthiques doivent donner une
concentration de Ca comprise entre 100 et 200 ppm, en fonction de l'espèce de forams et de
la fraction d'échantillon perdue au cours du nettoyage.
La méthode pour la mesure de Mg/Ca et Sr/Ca en utilisant l’ICP-OES Iris requiert, pour
une précision et une justesse optimales, des solutions contenant une concentration connue
de Ca autour de 40 ppm, et utilise une solution de ~350µL ou 500µL par analyse.
Deux runs pour chaque échantillon sont nécessaires. Un 1er run pour déterminer la
concentration en Ca de l'échantillon et un 2nd run à une concentration optimum de Ca pour
la détermination des rapports Mg/Ca et Sr/Ca.
Pour les échantillons contenus dans 300µL d'HNO3 à 0,075M après centrifugation, une
dilution d'un facteur 5 doit être faite avant le 1er run, suivie par une dilution du reste de
l'échantillon en fonction de la concentration de Ca désirée.
1) Préparer une série de tubes propres pour la dilution
2) Ajouter 280µL d'HNO3 à 0,075M à chaque tube
(Ou 250µL pour une dilution de facteur 3 si on a ajouté 500µL au départ).
3) Ajouter 70µL d'échantillon afin d'obtenir une dilution de facteur 5
(Ou ajouter 125µL d'échantillon pour une dilution de facteur 3).
Si dilution /5 il reste 230µL d'échantillon pour le 2nd run
(Si dilution /3 il reste 325µL d'échantillon pour le 2nd run)
Un pipetage précis des volumes est nécessaire afin d'assurer une estimation correcte de la
concentration en Ca et des dilutions effectuées avant le 2nd run.
114
Préparation des réactifs
Préparation de l'acide à 10% pour vaisselle
ATTENTION : mettre en route l’extraction de la hotte.
-Remplir la bouteille prévue pour la préparation du 10% (sous la hotte) avec d' H 2O UHQ
jusqu'à la marque (850mL).
-Prendre la flacon de 125mL avec 2 traits de jauge à 50 et 100mL marqués au feutre.
-Verser 100ml d’HNO3 (69%) (sous la hotte) dans la bouteille de préparation.
-Verser 50ml d’HNO3 (69%) (sous la hotte) dans la bouteille de préparation.
Rinçage des pointes :
Acide (10%, HNO3) 3 fois
H2O Elga UHQ 3 fois
Extraction des argiles
H2O Elga UHQ
Éthanol
Oxydant (pour extraire la matière organique)
On veut du H2O2 0,3%
250 µL de solution est nécessaire par échantillon
Une préparation du réactif doit être réalisée pour chaque série d'échantillons
Préparation à partir de H2O2 30% w/v et NaOH 0,1M.
Préparation du NaOH 0,1M
-Mettre un peu d'eau UHQ dans une fiole de 50 mL.
-Ajouter 500µL de NaOH (30%) dans la fiole.
-Compléter au trait de jauge avec de l'eau UHQ.
Préparation du H2O2 0,3%
-Sortir la bouteille du frigo avant pour atteindre la T° ambiante avant utilisation.
-Prendre le flacon au bouchon orange.
-Mettre 100µL d'H2O2 30% w/v (pipeter dans petite fiole relais de 5 mL).
-Compléter à 10ml avec NaOH (0,1M).
Préparation du HNO3 0,1M
-Utiliser comme acide de départ le HNO3 65% (15M) distillé ou Normatom ultra pur
-Prendre la bouteille sous l’hôte prévue pour préparation.
-Remplir d'eau jusqu'à la marque H2O.
-Ajouter 6,67 mL d’HNO3 (65%).
Préparation du HNO3 0,001M pour leaching
À partir du HNO3 0,1M.
-Mettre une peu d'eau UHQ dans fiole de 25 mL.
-Ajouter 250 µL d'acide 0,1M.
-Compléter avec de l'eau UHQ jusqu'à 25 mL.
Préparation du HNO3 0,075M pour dissolution
-Mettre 1mL d'eau UHQ dans flacon de 30mL = peser environ 1g d'eau.
-Ajouter 22,5 g d'acide 0,1M.
-Compléter avec H2O UHQ pour atteindre 30g.
115
=75mL d’acide à 0,1M dans 1 fiole de 100mL.
Nettoyage des micro tubes de 0,5 ml
1) Préparer un bain d'acide nitrique à 10%.
2) Mettre de l'acide avec un compte-gouttes dans chacun des tubes (et dans chaque
couvercle) en s'assurant qu'il ne reste pas de bulles d'air dedans. Puis les plonger dans le
bain d'acide à 10% avec leurs couvercles ouverts.
3) Fermer le récipient cylindrique et laisser 24 heures.
4) Retirer l'acide de chaque tube : ouvrir le couvercle et verser l'acide dans un nouveau
récipient identique pour récupérer l'acide. Refermer le couvercle, agiter le récipient pour se
débarrasser de l'acide encore présent au fond des tubes, rouvrir et retirer l'acide une
nouvelle fois.
6) Rincer trois fois avec de l'eau UHQ Elga la totalité du récipient en agitant pour chaque
rinçage.
7) Faire un dernier rinçage avec de l'eau Elga en prenant cette fois les tubes
individuellement.
8) Faire sécher les micro-tubes à l'étuve.
116
Détermination des paléotempératures des océans à partir du rapport Mg/Ca
des foraminifères
Mémoire d’ingénieur CNAM, Paris, juin 2013
_________________________________________________________________________
RESUME : Une des finalités de la paléoclimatologie est de reconstituer certains
paramètres climatiques clés, comme par exemple, la température des masses d’eau
océanique. Cette étude, menée au sein du Bjerknes Center for Climate Research de
l’université de Bergen (Norvège), a consisté à mener un projet de développement
analytique pour la détermination du rapport Mg/Ca de la calcite des tests de foraminifères
marins, un proxy ou traceur de la température de l’eau de mer.
La première partie est une présentation du système climatique et des moyens à notre
disposition pour étudier les climats du passé, avec une attention particulière sur l’intérêt des
archives sédimentaires prélevées au fond des océans : les carottes. La seconde partie traite
de la technique de carottage océanique et de son optimisation, ainsi que de quelques outils
géotechniques embarqués. La troisième partie du mémoire est la description du
développement analytique. Elle comprend la définition et la mise en œuvre d’un protocole
de nettoyage chimique des échantillons, et retrace le travail d’optimisation et de validation
pour leur analyse par spectrométrie d’émission optique à torche plasma (ICP-OES). Enfin,
la dernière partie consiste à l’amélioration d’une calibration de l’espèce de foraminifères
benthiques C.wuellerstorfi en températures. Cette calibration permet l’interprétation de
données Mg/Ca en termes de températures des masses d’eau de l’océan atlantique tropical
occidental au cours de la dernière déglaciation.
climats, paléocéanographie, Mg/Ca, carotte sédimentaire, ICP-OES,
foraminifères, océan atlantique tropical occidental.
MOTS CLES :
_________________________________________________________________________
ABSTRACT: One of the purposes of paleoclimatology is to reconstruct some of the key
parameters of the climate system, such as the temperature of ocean water masses. The aim
of this study, conducted at the Bjerknes Centre for Climate Research, University of Bergen
(Norway), was to carry out a project of analytical development for the determination of
foraminiferal Mg/Ca ratios, a proxy for seawater temperature. In a first part we introduce
the climate system and the means at our disposal to study past climates, with particular
attention to sedimentary archives taken from the bottom of the oceans: cores. The second
part presents ocean coring technique and optimization, as well as some on-board
geotechnical instrumentations. The third part of the thesis is the description of the
analytical development. It includes the definition and implementation of a protocol for
chemical cleaning of samples, and describes the work of optimization and validation for
analysis by optical emission spectrometer (ICP-OES). The last part is the improvement of a
temperature calibration for the benthic foraminifera specie C.wuellerstorfi. This calibration
allows the interpretation of Mg/Ca data in terms of water masses temperatures from the
western tropical Atlantic Ocean during the last deglaciation.
climates, paleoceanographie, Mg/Ca, sediment core, ICP-OES, foraminifera,
western tropical atlantic ocean.
KEYWORDS :
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