Paléo-magnétisme/Magnéto-stratigraphie

Paléo-magnétisme/Magnéto-stratigraphie
-- mesures de susceptibilité magnétique
-- inversions du champ magnétique terrestre: polarité normale/inverse
-- enrégistrées dans les basaltes au fond de l ’Atlantique
--2 catégories de périodes avec magnétisme invariable:
1) Epoch (époque): > 500,000 ans
2) Event (événement): < 100,000 ans
-- aujourd’hui: Brunhes Normal Epoch (700,000 ans)
avant: Matuyama Reversed Epoch (0,7 - 2,4 Ma)

Position du Pôle Nord Magnétique
Année Latitude Longitude
(°N) (°W )
2001 81.3 110.8
2002 81.6 111.6
2003 82.0 112.4
2004 82.3 113.4
2005 82.7 114.4

Zones magnétiques au fond de l’Océan Atlantique

Paléo-magnétisme/Magnéto-stratigraphie
Avantages Magnéto-stratigraphie:
-- les inversions sont des événements synchrones
-- corrélations entre continent et océan
-- liens entre des fossiles stratigraphiques
et des échelles de temps absolu
Désavantages Magnéto-stratigraphie:
-- signal individuel non diagnostique
-- intensité magnétique parfois très faible
-- overprints d’événements plus jeunes
-- lacunes sédimentaires invisibles
-- bioturbation peut detruire le message initial
-- « time lags » entre dépôt sédiment et consolidation

Tephrochronologie
Tephra = couche de cendre volcanique
Avantages:
1) isochrone
2) composition minéralogique distincte
Désavantages:
1) repartition dépend du vent
2) dilution par sédiment hémipélagique
et bioturbation

Isotopes stables
Carbonates marines – Oxygène and Carbone
Isotopes d'oxygène:
16 O – 99,76%
17 O – 0,04%
18 O – 0,20%
La pression de vapeur es plus élevée pour 16 O que pour 18 O fractionnement
Evaporation plus de 16 O dans la vapeur
eau douce enrichie en 16 O
eau de mer enrichie en 18 O
Condensation plus de 18 O dans le fraction condensée (l'eau)
l'eau atmosphérique qui reste en forme gaseuse
est encore plus enrichie en 16 O

Isotopes stables d'Oxygène
Résultat final: l'eau atmosphérique contient 1% moins de l'isotope
18 O que l'eau océanique
Situation extrème: la neige au cœur de l'Antarctique contient 5.7%
moins de l'isotope 18 O qu'une eau océanique moyenne

La composition isotopique de l'eau de mer est enregistrée dans les tests carbonatés
des organismes marins (foraminifères), sécrétés en équilibre avec la composition de l'eau
Les temps de mélange de l'eau océanique sont relativement courts (≈ 1000 years)
les changements isotopiques se font d'une façon synchrone
Composition isotopique carbonate:
∂ 18 O = ( ( 18 O/ 16 O) sample - ( 18 O/ 16 O) standard)/ ( 18 O/ 16 O) standard) * 1000
exprimé en ‰:
+ 2‰ signifie: 2 parts par 1000 plus de l'isotope 18 O
dans l'échantillon que dans le standard
Standards:
♦ PDB (Pee Dee Belemnite Formation)
♦ SMOW (Standard Mean Ocean water)
Mesures: Spectromètre de masse; précision: 0,1‰

Fractionnement:
1) changement de phase (gaz liquide; eau
neige, etc)
2) calcification:
une carbonate contient plus de 18 O que l'eau de mer
dans laquelle elle se forme.
La différence dépend de la température:
T > ∂ 18 O carbonate <
d18O Carbonate
(permille)
3
2
1
0
-1
-2
-3
0 10 20 30 40
Temperature (°C)

Uray (1948) part de l'hypothèse qu'un foraminifère secrète son test
en équilibre avec ce fractionnement chimique……..
alors il suffit de mesurer la composition isotopique du test, et
……….. on trouve la paléo-temperature!
Paléo-thermomètre!!
Travaux d'Epstein (1953) et Craig (1965) Calibration:
T (°C) = 16,9 - 4,2 (∂ 18 O sample - ∂ 18 O water) + 0,13 (∂ 18 O sample - ∂ 18 O water) 2
18 Le grand problème: ∂ O de l'eau de mer du passé = inconnu!!

Problème: le ∂18O de l'eau de mer dans le passé est inconnu!
2 solutions:
1. Solution pratique (et incorrecte): suivre le développement du ∂ 18 O
au cours du temps, et considerer le ∂ 18 O water comme constant!
2. Considérer un système avec deux phases carbonatées différentes:
calcite aragonite
(aragonite: CaCO 3 -- structure cristalline différente)
calcite:
T (°C) = 16,9 - 4,2 (∂ 18 O sample - ∂ 18 O water) + 0,13 (∂ 18 O sample - ∂ 18 O water) 2
aragonite:
T (°C) = 21,36 - 4,83 (∂ 18 O sample - ∂ 18 O water)

Autres facteurs qui influencent le ∂ 18 O:
Effet glaciaire:
♦ Calotte glaciaire permanente (South pole, North Pole, Greenland)
fortement enrichie en 16 O
♦ Calotes polaires >> en période glaciaire
niveau de la mer plus basse
eau océanique enrichie en 18 O
♦ Différence glaciaire-interglaciaire ∂ 18 O seawater ≈ 1,8‰
(equivalent à un effet de Température de ≈ 7,5°C);
♦ Ces 1,8‰ sont dues à la température et à l'effet glaciaire.
♦ Quel partie de ces 1,8‰ est due à l'effet glaciaire??
♦ Shackleton: étudier les foraminifères benthiques: changements de
température au fond de l'océan sont négligables!

Autres facteurs qui influancent le ∂ 18 O:
Effet vital
Hypothèse de départ des études isotopiques:
La calcification du test des foraminifères se fait en équilibre avec
la composition isotopique de l'eau et les lois thermodynamiques, c'est
un processus inorganique
Ceci n'est pas (toujours) vrai !
Les organismes vivant ne secrètent pas toujours leur coquille en équilibre
avec la composition de l'eau de mer
Urey (1947): "Effet vital" = "species-specific";
certines espèces sont en équilibre (e.g. Uvigerina), d'autres ont un
décalage constant.
Espèces avec algues symbiontes (coraux, beaucoup d'espèces de
foraminifères planctoniques) encore + compliqué, généralement allégé!

Ontogenetic and Habitat effects
Premiers 200 m (superficiels) de la colonne d'eau: forts gradiënt en
température et salinité
c'est important de connaître le habitat des différentes espèces de
foraminifère planctonique; où est-ce qu'ils secrètent leur test?
y-a-t'il des migrations au cours de l'ontogénie?
Oui! Pour certaines espèces:
-- les adultes vivent à la surface,
-- les juveniles vivent beaucoup plus profondement
les analyses sont basées sur des classes granulométriques
bien définies!
la profondeur de vie est contrôlée par la densité de l'eau
périodes glaciaires salinité > foraminifères vivent moins
profondement indiquent un SST plus élevée!!
conséquence: différences glaciaires/interglaciaires apparaissent moins
importantes!
Conclusion: loin d'être évident d'appliquer le ∂ 18 O des foraminifères
planctonique comme paléothermomètre!

Stratigraphie des Isotopes Stables
Temps de mélange de l'eau océanique relativement court
Les signaux isotopiques sont isochrones
La pratique des datations:
l'inversion magnétique Matuyama-Brunhes est datée à 730,000 BP
on assume un taux de sédimentation constant entre cette limite
et le sommet de la carotte
On passe par une datation 14 C pour dater le sommet de la carotte
Par interpolation on trouve les ages de toutes les limitis isotopiques

Stades Isotopiques:
périodes glaciaires – nombres pairs
périodes interglaciaires – nombres impairs
L'effet de la temperature et de l'effet glaciaire se renforcent
le signal a une amplitude importante
stratigraphie isotopique marche bien!
N.B.
la glaciation du Pôle Nord a commencé 3 Ma
la glaciation du Pôle Sud a commencé au Miocene moyen, 14 Ma
Avant la présence des calottes glaciaires sur les pôles, les courbes
isotopiques étaient surtout modulées par des changements de température
amplitude moins importante!