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GÉOCHIMIE MARINE
9.10. Les échelles de temps et les flux de sédiments
L’évolution d’un sédiment dépend du bilan entre les flux de particules arrivant dans
les sédiments, les réactions de diagenèse et le transport par diffusion des espèces dissoutes
dans ou hors du sédiment. Pour contraindre cette dynamique, il faut déterminer les taux
d’accumulation et de bioturbation des sédiments, les vitesses de réaction et de diffusion
et les éventuelles redistributions de sédiments. Les particules qui atteignent les sédiments
ont été fortement enrichies en nucléides insolubles tels que 230Th, 234Th, 231Pa, 210Pb durant
leur chute dans la colonne d’eau. Ces nucléides, qui sont donc en excès dans les sédiments
par rapport à leurs pères solubles, servent alors de chronomètres. Le mélange rapide des
sédiments de surface (en général quelques centimètres à une dizaine de centimètres) dû à la
bioturbation est un phénomène omniprésent dans les sédiments marins : cela se traduit par
la présence d’excès d’isotopes de courtes périodes (234Th, 210Pb) et d’isotopes anthropiques
(Pu, l37Cs) en profondeur dans des sédiments (Exercice d’approfondissement 6). En dessous
de la couche bioturbée, les sédiments sont datés par des isotopes de plus longues périodes :
le l4C permet de dater des sédiments jusqu’à 50000 ans, à condition qu’ils contiennent
des carbonates biogènes ou de la matière organique (Exercice d’approfondissement 7). La
désintégration de 2,'Th en excès permet de déterminer les taux de sédimentation sur des
échelles de temps de quelques centaines de milliers d’années, même en l’absence de carbonates (Figure 9.28). Au-delà, la datation des sédiments marins se fait fréquemment de façon
indirecte :
e n mesurant ô1RO des foraminifères benthiques et en comparant les valeurs obtenues sur
des carottes déjà datées ;
- en mesurant l’aimantation naturelle que les sédiments acquièrent lors de leur formation,
on peut situer les sédiments sur l’échelle des inversions du champ magnétique terrestre
au cours du temps (0-160 millions d’années) ;
- en identifiant des fossiles caractéristiques présents dans d’autres couches datées
(0-600 millions d’années) ;
-wTh (dpm.g'1)
Figure 9.28. Détermination du taux de sédimentation
par la décroissance de 230Thxs.
L’activité en excès de 230Th est calculée par rapport l’activité
de ^“U qui reste constante au cours du temps (on néglige les
variations d’activités de 234Th et 234U dont les demi-vies sont
relativement courtes par rapport à celle de 238U). 23OThxs es’
reporté en fonction de la profondeur dans un diagramme semilogarithmique. En supposant que la vitesse de sédimentation
S est constante, on prédit en prenant le logarithme de l’équation 6.43 que les points doivent s’aligner sur une droite d’équation ln(230Thw) = Inf^Th^ (0) ) - Â/ws x z. La pente de la droite
permet donc de déterminer que le taux de sédimentation est de
1,9 cm.ka Modifié d’après Thomson et al., 2005.
GÉOCHIMIE MARINE
9.10. Les échelles de temps et les flux de sédiments
L’évolution d’un sédiment dépend du bilan entre les flux de particules arrivant dans
les sédiments, les réactions de diagenèse et le transport par diffusion des espèces dissoutes
dans ou hors du sédiment. Pour contraindre cette dynamique, il faut déterminer les taux
d’accumulation et de bioturbation des sédiments, les vitesses de réaction et de diffusion
et les éventuelles redistributions de sédiments. Les particules qui atteignent les sédiments
ont été fortement enrichies en nucléides insolubles tels que 230Th, 234Th, 231Pa, 210Pb durant
leur chute dans la colonne d’eau. Ces nucléides, qui sont donc en excès dans les sédiments
par rapport à leurs pères solubles, servent alors de chronomètres. Le mélange rapide des
sédiments de surface (en général quelques centimètres à une dizaine de centimètres) dû à la
bioturbation est un phénomène omniprésent dans les sédiments marins : cela se traduit par
la présence d’excès d’isotopes de courtes périodes (234Th, 210Pb) et d’isotopes anthropiques
(Pu, l37Cs) en profondeur dans des sédiments (Exercice d’approfondissement 6). En dessous
de la couche bioturbée, les sédiments sont datés par des isotopes de plus longues périodes :
le l4C permet de dater des sédiments jusqu’à 50000 ans, à condition qu’ils contiennent
des carbonates biogènes ou de la matière organique (Exercice d’approfondissement 7). La
désintégration de 2,'Th en excès permet de déterminer les taux de sédimentation sur des
échelles de temps de quelques centaines de milliers d’années, même en l’absence de carbonates (Figure 9.28). Au-delà, la datation des sédiments marins se fait fréquemment de façon
indirecte :
e n mesurant ô1RO des foraminifères benthiques et en comparant les valeurs obtenues sur
des carottes déjà datées ;
- en mesurant l’aimantation naturelle que les sédiments acquièrent lors de leur formation,
on peut situer les sédiments sur l’échelle des inversions du champ magnétique terrestre
au cours du temps (0-160 millions d’années) ;
- en identifiant des fossiles caractéristiques présents dans d’autres couches datées
(0-600 millions d’années) ;
-wTh (dpm.g'1)
Figure 9.28. Détermination du taux de sédimentation
par la décroissance de 230Thxs.
L’activité en excès de 230Th est calculée par rapport l’activité
de ^“U qui reste constante au cours du temps (on néglige les
variations d’activités de 234Th et 234U dont les demi-vies sont
relativement courtes par rapport à celle de 238U). 23OThxs es’
reporté en fonction de la profondeur dans un diagramme semilogarithmique. En supposant que la vitesse de sédimentation
S est constante, on prédit en prenant le logarithme de l’équation 6.43 que les points doivent s’aligner sur une droite d’équation ln(230Thw) = Inf^Th^ (0) ) - Â/ws x z. La pente de la droite
permet donc de déterminer que le taux de sédimentation est de
1,9 cm.ka Modifié d’après Thomson et al., 2005.