“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 196 — #219
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Paléoclimatologie
en
13 C, provoquant un accroissement du δ
13 C du CO 2 atmosphérique (reflété dans le δ
13 C des carbonates) et une augmentation de la teneur en O 2
de l’atmosphère (l’oxygène créé par la photosynthèse n’étant pas entièrement
consommé lors de la dégradation de la matière organique car la préservation de
celle-ci augmente). La question du budget de l’oxygène au Paléoprotérozoïque
est toujours débattue à ce jour, en particulier le rôle d’une possible diminution
de la quantité de gaz réduit dégazé par le manteau (voir références dans Catling et Claire, 2005 [3]). Mais l’accumulation d’O 2 entre 2,3 et 2,1 Ga ne fait
aucun doute (Catling et Claire, 2005 [3]). Le GEO est également enregistré
par les variations de la composition isotopique en fer de pyrites sédimentaires
d’âge compris entre 2,6 et 1,8 Ga, suspectée d’être reliée à la composition
isotopique de l’eau de mer (Fig. 5.6). Le δ
56 Fe de ces sédiments présente des
valeurs très dispersées avant 2,3 Ga, mais cette dispersion se réduit considérablement après 2,3 Ga. Ces changements sont interprétés par l’existence
d’un océan riche en fer alimenté par les sources hydrothermales (à l’état de
fer dissous Fe
2+ ) avant 2,3 Ga, et qui se vide épisodiquement d’une certaine
quantité de son fer lors de la précipitation d’oxydes de fer se produisant dans
des remontées d’eau profonde (upwellings) épisodiques, entraînant l’eau vers
des zones plus ou moins oxygénées. Cette précipitation soustrait de préférence
l’isotope 56 du fer ; ce processus de précipitation fractionnée du fer est donc
capable de modifier la composition isotopique δ
56 Fe de l’océan profond tant
que tout le fer emporté par les upwellings n’a pas précipité et qu’une partie
revient dans l’océan profond. Après 2,3 Ga et le GEO, l’océan protérozoïque
est stratifié, caractérisé par une zone de surface oxygénée en permanence et de
manière globale et un océan profond anoxique. Cette configuration autorise
la précipitation de la totalité du Fe
2+ d’origine hydrothermale qui remonte
avec les upwellings (formations de fer rubanées) (voir références dans Catling
et Claire, 2005 [3]). De cette manière, la composition isotopique de l’océan
profond n’est plus affectée, puisque tout le fer emmené par les upwellings a
précipité, et elle se stabilise entre 0 et 1 %%. Enfin, des données récentes utilisant le fractionnement indépendant de la masse des isotopes du soufre Δ
33 S
confirment une oxydation progressive des enveloppes superficielles à partir de
2,4–2,3 Ga (Papineau et al., 2007 [23]).
Les conséquences climatiques du GEO sont importantes. Le temps de résidence du méthane dans l’atmosphère décroît alors fortement et la concentration de CH 4 atmosphérique tombe probablement aux alentours de 300 à
100 ppmv, soit une diminution d’un facteur 5 à 16 en comparaison des valeurs archéennes. Il en résulte un refroidissement important que le bas niveau
de CO 2 ne peut immédiatement compenser. Les glaciations huroniennes se
mettent en place, le temps pour le paléothermostat de laisser la pression partielle en CO 2 remonter. Cette phase glaciaire majeure peut avoir comporté
au moins un épisode de glaciation totale, mais les données paléomagnétiques
sur la position des masses continentales restent peu abondantes et difficiles à
interpréter. Des études paléomagnétiques récentes montrent néanmoins que la
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Paléoclimatologie
en
13 C, provoquant un accroissement du δ
13 C du CO 2 atmosphérique (reflété dans le δ
13 C des carbonates) et une augmentation de la teneur en O 2
de l’atmosphère (l’oxygène créé par la photosynthèse n’étant pas entièrement
consommé lors de la dégradation de la matière organique car la préservation de
celle-ci augmente). La question du budget de l’oxygène au Paléoprotérozoïque
est toujours débattue à ce jour, en particulier le rôle d’une possible diminution
de la quantité de gaz réduit dégazé par le manteau (voir références dans Catling et Claire, 2005 [3]). Mais l’accumulation d’O 2 entre 2,3 et 2,1 Ga ne fait
aucun doute (Catling et Claire, 2005 [3]). Le GEO est également enregistré
par les variations de la composition isotopique en fer de pyrites sédimentaires
d’âge compris entre 2,6 et 1,8 Ga, suspectée d’être reliée à la composition
isotopique de l’eau de mer (Fig. 5.6). Le δ
56 Fe de ces sédiments présente des
valeurs très dispersées avant 2,3 Ga, mais cette dispersion se réduit considérablement après 2,3 Ga. Ces changements sont interprétés par l’existence
d’un océan riche en fer alimenté par les sources hydrothermales (à l’état de
fer dissous Fe
2+ ) avant 2,3 Ga, et qui se vide épisodiquement d’une certaine
quantité de son fer lors de la précipitation d’oxydes de fer se produisant dans
des remontées d’eau profonde (upwellings) épisodiques, entraînant l’eau vers
des zones plus ou moins oxygénées. Cette précipitation soustrait de préférence
l’isotope 56 du fer ; ce processus de précipitation fractionnée du fer est donc
capable de modifier la composition isotopique δ
56 Fe de l’océan profond tant
que tout le fer emporté par les upwellings n’a pas précipité et qu’une partie
revient dans l’océan profond. Après 2,3 Ga et le GEO, l’océan protérozoïque
est stratifié, caractérisé par une zone de surface oxygénée en permanence et de
manière globale et un océan profond anoxique. Cette configuration autorise
la précipitation de la totalité du Fe
2+ d’origine hydrothermale qui remonte
avec les upwellings (formations de fer rubanées) (voir références dans Catling
et Claire, 2005 [3]). De cette manière, la composition isotopique de l’océan
profond n’est plus affectée, puisque tout le fer emmené par les upwellings a
précipité, et elle se stabilise entre 0 et 1 %%. Enfin, des données récentes utilisant le fractionnement indépendant de la masse des isotopes du soufre Δ
33 S
confirment une oxydation progressive des enveloppes superficielles à partir de
2,4–2,3 Ga (Papineau et al., 2007 [23]).
Les conséquences climatiques du GEO sont importantes. Le temps de résidence du méthane dans l’atmosphère décroît alors fortement et la concentration de CH 4 atmosphérique tombe probablement aux alentours de 300 à
100 ppmv, soit une diminution d’un facteur 5 à 16 en comparaison des valeurs archéennes. Il en résulte un refroidissement important que le bas niveau
de CO 2 ne peut immédiatement compenser. Les glaciations huroniennes se
mettent en place, le temps pour le paléothermostat de laisser la pression partielle en CO 2 remonter. Cette phase glaciaire majeure peut avoir comporté
au moins un épisode de glaciation totale, mais les données paléomagnétiques
sur la position des masses continentales restent peu abondantes et difficiles à
interpréter. Des études paléomagnétiques récentes montrent néanmoins que la