“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 220 — #243
i
i
i
i
i
i
i
i
220
Paléoclimatologie
océaniques. F cd et F od sont respectivement les flux de dépôts de carbonates,
tout environnement confondu, et l’enfouissement de carbone organique. Les
δ sont les δ
13 C correspondant à chacun de ces flux : δ cw est proche de 0 %%,
δ ow de −25 %% ; δ MOR est estimé à −5, voire −6 %%. δ vol est moins bien connu,
mais sa valeur doit être comprise entre la valeur du manteau et celle des carbonates déposés sur les fonds abyssaux, soit ∼0 %% en moyenne sur une longue
échelle de temps. ε carb est le fractionnement isotopique entre le DIC de l’eau
de mer et les minéraux carbonatés. Ce fractionnement est faible (de l’ordre
de 1,2 %%) (Hayes et al., 1999 [16]), de sorte que les dépôts de carbonates
ne peuvent être responsables de l’évolution temporelle de δ oc . Par contre, le
fractionnement entre la matière organique enfouie et le DIC océanique ε MO
est très important (∼20 %% aujourd’hui). À cause de ce fractionnement, les
flux organiques F ow et F od dominent le budget, leur produit flux multiplié
par δ
13 C étant un ordre de grandeur plus important que les autres termes.
Les variations des flux qui dominent l’évolution temporelle du δ
13 C de l’océan
sont donc celles qui affectent les processus dont le δ
13 C s’éloigne le plus de la
valeur océanique, c’est-à-dire l’oxydation du carbone organique sédimentaire
exposé sur les continents ou l’enfouissement de carbone organique dans les
sédiments. Mais il est impossible de les discriminer avec le seul signal δ
13 C.
L’interprétation géochimique est néanmoins possible pour certaines excursions majeures. En particulier, l’excursion positive très ample du Carbonifère
(4 %% d’excursion positive pendant tout le Carbonifère (Veizer et al., 1999 [28])
est interprétée comme l’enregistrement d’un enfouissement très important de
carbone organique (c’est le moment du dépôt de grands gisements de charbon
en Europe, en Russie et en Amérique du Nord), qui soutire préférentiellement
le
12 C du système exosphérique. Il en résulte une consommation accrue de CO 2
atmosphérique et un refroidissement du climat qui coïncide raisonnablement
bien avec la glaciation Permo-Carbonifère. Cette constatation a d’ailleurs incité à associer toute excursion positive du δ
13 C à un refroidissement climatique, d’autant plus que de nombreuses excursions positives coïncident avec
des épisodes d’enfouissement efficace de matière organique (épisodes d’anoxie
globale et de formation de schistes noirs). C’est le cas de la fin du Dévonien
(épisode Frasnien-Famennien, ∼375 Ma) ou des événements anoxiques globaux du Crétacé (Aptien ∼120 Ma et Turonien ∼90 Ma). Mais cette interprétation n’est pas définitive. Pour illustrer la complexité de l’interprétation du
signal δ
13 C en termes géochimiques et climatiques, il faut noter que certains
épisodes anoxiques, avec formation de schistes gris ou noirs, s’accompagnent
d’excursions négatives du δ
13 C de l’océan, tel l’épisode anoxique du Toarcien.
De tels événements indiquent probablement des conditions de préservation de
la matière organique très favorables (milieu anoxique) mais des quantités totales de matière organique enfouie finalement faibles. Concernant le Toarcien,
l’excursion négative peut être interprétée comme le résultat d’un dégazage important de CO 2 en provenance du manteau lors de la mise en place des traps
de Karoo-Ferrar en Afrique du Sud et pourrait donc être associée à un réchauf-
i
i
i
i
i
i
i
i
220
Paléoclimatologie
océaniques. F cd et F od sont respectivement les flux de dépôts de carbonates,
tout environnement confondu, et l’enfouissement de carbone organique. Les
δ sont les δ
13 C correspondant à chacun de ces flux : δ cw est proche de 0 %%,
δ ow de −25 %% ; δ MOR est estimé à −5, voire −6 %%. δ vol est moins bien connu,
mais sa valeur doit être comprise entre la valeur du manteau et celle des carbonates déposés sur les fonds abyssaux, soit ∼0 %% en moyenne sur une longue
échelle de temps. ε carb est le fractionnement isotopique entre le DIC de l’eau
de mer et les minéraux carbonatés. Ce fractionnement est faible (de l’ordre
de 1,2 %%) (Hayes et al., 1999 [16]), de sorte que les dépôts de carbonates
ne peuvent être responsables de l’évolution temporelle de δ oc . Par contre, le
fractionnement entre la matière organique enfouie et le DIC océanique ε MO
est très important (∼20 %% aujourd’hui). À cause de ce fractionnement, les
flux organiques F ow et F od dominent le budget, leur produit flux multiplié
par δ
13 C étant un ordre de grandeur plus important que les autres termes.
Les variations des flux qui dominent l’évolution temporelle du δ
13 C de l’océan
sont donc celles qui affectent les processus dont le δ
13 C s’éloigne le plus de la
valeur océanique, c’est-à-dire l’oxydation du carbone organique sédimentaire
exposé sur les continents ou l’enfouissement de carbone organique dans les
sédiments. Mais il est impossible de les discriminer avec le seul signal δ
13 C.
L’interprétation géochimique est néanmoins possible pour certaines excursions majeures. En particulier, l’excursion positive très ample du Carbonifère
(4 %% d’excursion positive pendant tout le Carbonifère (Veizer et al., 1999 [28])
est interprétée comme l’enregistrement d’un enfouissement très important de
carbone organique (c’est le moment du dépôt de grands gisements de charbon
en Europe, en Russie et en Amérique du Nord), qui soutire préférentiellement
le
12 C du système exosphérique. Il en résulte une consommation accrue de CO 2
atmosphérique et un refroidissement du climat qui coïncide raisonnablement
bien avec la glaciation Permo-Carbonifère. Cette constatation a d’ailleurs incité à associer toute excursion positive du δ
13 C à un refroidissement climatique, d’autant plus que de nombreuses excursions positives coïncident avec
des épisodes d’enfouissement efficace de matière organique (épisodes d’anoxie
globale et de formation de schistes noirs). C’est le cas de la fin du Dévonien
(épisode Frasnien-Famennien, ∼375 Ma) ou des événements anoxiques globaux du Crétacé (Aptien ∼120 Ma et Turonien ∼90 Ma). Mais cette interprétation n’est pas définitive. Pour illustrer la complexité de l’interprétation du
signal δ
13 C en termes géochimiques et climatiques, il faut noter que certains
épisodes anoxiques, avec formation de schistes gris ou noirs, s’accompagnent
d’excursions négatives du δ
13 C de l’océan, tel l’épisode anoxique du Toarcien.
De tels événements indiquent probablement des conditions de préservation de
la matière organique très favorables (milieu anoxique) mais des quantités totales de matière organique enfouie finalement faibles. Concernant le Toarcien,
l’excursion négative peut être interprétée comme le résultat d’un dégazage important de CO 2 en provenance du manteau lors de la mise en place des traps
de Karoo-Ferrar en Afrique du Sud et pourrait donc être associée à un réchauf-