Impact de la tansition climatique Eocène – Oligocène sur les écosystèmes continentaux

La limite Eocène-Oligocène et la transition Eocène-Oligocène

Présentation générale

C’est au cours du Cénozoïque que les prémices du climat actuel vont s’établir. Le mode greenhouse (i.e. sans glaces aux pôles) installé durant le Mésozoïque va faire place au mode icehouse (i.e. avec glaces aux pôles) que nous connaissons actuellement. La transition progressive entre les deux modes s’opère durant un intervalle enregistrant de nombreux déséquilibres climatiques : la période « doubthouse » (Pälike et al., 2001 ; Figure I-A.1).

La diminution des températures est effective depuis l’Optimum Climatique de l’Eocène inférieur (Early Eocene Climatic Optimum, EECO ; Zachos et al., 2001 ; Bohaty et Zachos, 2003 ; Bijl et al., 2009 ; Figure I-A.1) et résulte de la longue décroissance de la pCO2 durant le Cénozoïque. Consécutivement à cette longue décroissance, les premières glaces s’installent aux pôles (en Antarctique dans un premier temps) et entraînent des changements climatiques et environnementaux en cascade : refroidissement global (Lear et al., 2008), modifications des circulations océaniques et atmosphériques (Borrelli et al., 2014), changements faunistiques et floristiques majeurs (cf. revue historique de Hooker, 2010), etc. De nombreux changements se produisent au cours de la transition entre l’Eocène (littéralement : « l’aube du nouveau » en référence à l’apparition de nouvelles espèces de mammifères à cette période) et l’Oligocène (littéralement : « peu nouveau » en référence à la quasi absence de nouveaux groupes de mammifère, Beyrich, 1854).

Positionnement stratigraphique

La limite Eocène-Oligocène est une limite entre deux époques au sens chronostratigraphique du terme. Elle correspond à la limite entre les étages du Priabonien (Eocène supérieur) et Rupélien (Oligocène inférieur). Conventionnellement, on décrit un étage ou une époque par sa limite inférieure. C’est pourquoi nous présentons ci-après la définition internationale du Rupélien. Le Rupélien, correspondant à la première des deux subdivisions de l’époque de l’Oligocène, a été défini par Dumont, en 1849, dans la Formation des Boom Clay affleurant le long des rivières Rupel et Scheldt, en Belgique (cf. la brève revue historique dans la Geological Time Scale, GTS, Vandenberghe et al., 2012). Par corrélations et études chimiostratigraphiques et biostratigraphiques (Figure I-A.2), la base du Rupélien a ensuite été proposée entre les zones à nannoplancton NP21 et NP22 (Figure IA.2) et est associée à deux évènements majeurs : 1) l’excursion isotopique Oi-1 et 2) la Grande Coupure (changement faunistique et floristique majeur sur le continent). Après définition du GSSP (Global boundary Stratotype Section and Point) à Massignano (Italie), la base du Rupélien a été définie comme correspondant stratigraphiquement à l’extinction du foraminifère benthique Hantkenina alabamensis et constitue alors également la limite entre l’Eocène et l’Oligocène (EOb pour Eocene-Oligocene boundary). L’extinction de ce foraminifère est calibrée comme équivalente au chron C13r.86 (c’est-à-dire à 86% de la durée du C13r, et donc 14% avant le passage au chron C13n) sur le GSSP (Silva et Jenkyns, 1993 ; Vandenberghe et al., 2012). Elle est actuellement proposée à 33.9 Ma (Vandenberghe et al., 2012). En domaine continental et en Europe de l’Ouest, elle coïncide peu ou prou avec l’apparition de la forme pollinique Boelhensipolli hohli (Eleagnaceae, Sittler et Schuler, 1976).

La GTS ayant subi des révisions régulières, l’âge de l’EOb utilisé dans les études a évolué. Dans le cadre de notre étude, il sera proposé : 1) de mettre un zéro relatif marquant l’EOb; 2) d’utiliser l’échelle temporelle de la GTS en vigueur (Vandenberghe et al., 2012, Figure I-A.2), positionnant de ce fait l’EOb à 33,9 Ma. Ainsi, ce travail pourra être réutilisé de façon indépendante de l’évolution de l’âge numérique de la limite.

La transition Eocène-Oligocène (TEO) a été définie entre 33,48 Ma et 34,02 Ma sur la GTS de 1995 (Berggren et al., 1995), soit entre +220 ka et -320 ka de l’EOb (Figure I-A.3, Lear et al., 2008). Elle est associée à de nombreux événements isotopiques corrélables stratigraphiquement, dont l’Oi-1 (pour Oligocene isotope cooling event) à 33,545 Ma sur la GTS 1995 (soit 155 ka post EOb), défini par Miller et al. (1991) et qui représente un enrichissement isotopique de 1 ‰ du δ 18O des foraminifères benthiques. Cet évènement est précédé de trois autres évènements isotopiques définis par Katz et al. (2008) sur la GTS de 1995 (utilisant de ce fait une limite EO positionnée à 33,7 Ma) :

– Le Late Eocene Event (à 34,1 Ma avec l’EOb à 33,7 Ma, soit 400 ka pré-EOb) identifié sur quelques enregistrements marins non affectés par des hiatus (sites 1218 et 522, Figure I-A.3, Katz et al., 2008). Il est marqué par un enrichissement de 0,5 ‰ du δ 18O des foraminifères benthiques ;

– L’EOT-1 (pour Eocene-Oligocene Transition event -1, à 33,8 Ma avec l’EOb à 33,7 Ma, soit 100 ka pré-EOb, Figure I-A.3) représente une augmentation de 0,9 ‰ du δ
18O des foraminifères benthiques ;

– L’EOT-2 (pour Eocene-Oligocene Transition event 2, à 33,63 Ma avec l’EOb à 33,7 Ma, soit 70 ka pré-EOb, Figure I-A.3) est marqué par un enrichissement isotopique de 0,8 ‰ du δ 18O des foraminifères benthiques.

Une chute des températures

Le long refroidissement qui affecte le Cénozoïque depuis l’EECO (Bijl et al., 2009) va être accéléré durant la TEO. Les températures sont déduites de l’utilisation du paléothermomètre Mg/Ca (Lear et al., 2008 ; Wade et al., 2012), de l’interprétation des données δ18O (Katz et al., 2008 ; Lear et al., 2008 ; Miller et al., 2009 ; Wade et al., 2012), de l’utilisation du Tex86 (Wade et al., 2012), de l’utilisation de l’UK’ 37 (Plancq et al., 2014) et de l’interprétation des assemblages fossiles (nannofossiles : Vila et al., 2008 ; dinoflagellés : Houben et al., 2012). Elles montrent pour la plupart que le refroidissement affectant la TEO se produit en plusieurs étapes, dont certaines sont concomitantes avec les évènements isotopiques précédemment définis (Late Eocene Event, EOT-1, EOT-2 et Oi-1 ; FigureA-1.5.b). Bien que les amplitudes de variation des températures au cours de chaque évènement soient largement discutées dans les études (FigureA-1.5.b), un refroidissement de 3 à 8°C des eaux superficielles et de 2 à 4°C des eaux profondes au cours de l’EOT est généralement suggéré (Zachos et al., 2001 ; Lear et al., 2008 ; Katz et al., 2008; Miller et al., 2009 ; Wade et al., 2012 ; Plancq et al., 2014).

La mise en place de la glaciation antarctique 

La présence de calotte glaciaire est déduite des apports détritiques issus du continent antarctique, dont la minéralogie évolue, témoignant du passage d’un mode altérant (lessivage purement chimique) à un mode érosif (Erhman et Mackenson, 1992 ; Salamy et Zachos, 1999 ; Basak et Martin, 2013). Le calendrier de la mise en place de la calotte antarctique enregistrée par le paléothermomètre δ18O (Eocène supérieur vs Oligocène inférieur, FigureA-1.5.c) et le volume de glace produit à chaque refroidissement (Late Eocene Event, EOT-1, EOT-2 et Oi-1) font largement débat. Ceci est en partie lié au fait que le δ18O enregistre à la fois les changements de température de l’eau de mer, mais aussi les variations de la composition isotopique des océans, dépendante du volume de glace. Afin de remédier à ce problème, certains auteurs (Lear et al., 2000, 2008 ; Miller et al., 2009) ont proposé de déconvoluer les signaux de δ18O avec un autre proxy de température, indépendant de la salinité : le rapport Mg/Ca des foraminifères benthiques. Ils en concluent que des deux « étapes » composant la TEO, seule la première antérieure à l’EOb est associée à une chute réelle des températures comprise entre 2°C et 4°C, tandis que la seconde étape, postérieure à l’EOB, est uniquement le résultat d’une croissance de la calotte.

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Table des matières

Introduction
Partie I – Contexte scientifique et géologique
A. Contexte scientifique
A.1. La limite Eocène-Oligocène et la transition Eocène-Oligocène
A.1.1. Présentation générale
A.1.2. Positionnement stratigraphique
A.2. Evènements enregistrés
A.2.1. Au niveau global (domaine marin)
A.2.1.1. Une chute des températures.
A.2.1.2. La mise en place de la glaciation antarctique
A.2.1.3. Une chute du niveau eustatique qui entraîne des hiatus sédimentaires, des érosions et des changements minéralogiques
A.2.1.4. Une augmentation de la profondeur de compensation des carbonates (Calcite Compensation Depth, CCD)
A.2.1.5. Une modification de la circulation thermohaline et de la ventilation des océans
A.2.1.6. Des impacts sur la faune marine : une augmentation de la productivité et des extinctions
A.2.2. Au niveau régional (domaine continental)
A.2.2.1. Un changement faunistique et floristique majeur : la Grande Coupure
A.2.2.2. Des changements climatiques, une augmentation du gradient latitudinal et la mise en place de saisons contrastées
A.3. Causes
A.3.1. Une chute de la pCO2
A.3.2. Des ouvertures océaniques
A.3.3. Des positions orbitales favorables
A.4. Objectifs de la thèse
B. Contexte géologique et site d’étude choisi
B.1. Les enregistrements sédimentaires continentaux d’âge Eocène-Oligocène en Europe
B.1.1. Les bassins d’avant pays alpins (Figure I-B.1)
B.1.1.1. Le Bassin Aquitain
B.1.1.2. Les bassins péri-alpins
B.1.1.3. Le bassin du Sud Est
B.1.1.4. La péninsule ibérique
B.1.2. Les bassins de rift
B.1.2.1. Le Fossé Rhénan
B.1.2.2. Les Limagnes
B.1.2.3. Le Massif Armoricain
B.1.3. Les marges continentales
B.1.3.1. La Mer du Nord et la Mer Celtique
B.1.3.2. Le pourtour téthysien
B.1.4. Les bassins intracratoniques
B.1.4.1. Le Bassin Anglo-parisien
B.1.4.2. Le Bassin de Rennes
B.2. Les sédiments étudiés
B.2.1. Description des Formations
B.2.2. Environnements de dépôt
B.2.3. Découpage séquentiel
B.2.4. Modèle d’âge
B.2.5. Evolution des assemblages minéralogiques et polliniques
B.2.6. Les échantillons étudiés
Partie II – Clefs de lecture et méthodes
A. Clefs de lecture
A.1. Variation de l’apport de chaleur et répartition de la chaleur à la surface de la terre
A.1.1. Apports de chaleur externe à la Terre et conséquences climatiques
A.1.1.1. Les variations d’insolation : la modulation des paramètres orbitaux
A.1.1.2. Variation de l’activité solaire
A.1.2. Modulation de la répartition de la chaleur à la surface de la Terre : mécanismes climatiques impliqués
A.1.3. La modulation d’enregistrement des paramètres orbitaux dans les sédiments : une information paleoenvironnementale
A.1.3.1. Une influence des paramètres orbitaux sur le niveau marin ?
A.1.3.2. Des modifications du cycle dominant liées à des modifications du système climatique terrestre ?
A.1.3.3. Une sélectivité du cycle dominant enregistré selon les supports ?
A.2. L’enregistrement des paléoclimats et des paléoenvironnements dans la matière organique sédimentaire lacustre
A.2.1. Reconstitution des conditions physico-chimiques et de l’environnement de dépôt
A.2.2. Informations sur les sources biologiques de la MO
A.2.2.1. La MO autochtone
A une échelle microscopique,
A.2.2.2. La MO allochtone
A.2.3. Informations sur les paléoclimats
A.2.3.1. Reconstitutions de tendances climatiques générales
A.2.3.2. Reconstitution des températures
A.2.3.3. Reconstitution des conditions hydrologiques
B. Méthodes
B.1. Analyses du contenu organique
B.1.1. La pyrolyse Rock Eval
B.1.2. Le comptage palynofaciès
B.1.3. Identification et quantification des biomarqueurs lipidiques
B.1.4. Mesure des compositions isotopiques en carbone et en hydrogène
B.1.4.1. Détermination du δ13Corg
B.1.4.2. Détermination du δ 13C et du δ2H des n-alcanes et du δ13C de la miliacine
B.2. Analyses non destructives des faciès laminés
B.2.1. L’analyse semi quantitative par microfluorescence des rayons X
B.2.2. La spectrométrie de masse d’ions secondaires à temps de vol
B.2.3. L’extraction du niveau de gris
B.3. L’analyse spectrale
B.3.1. Élimination de la tendance générale et technique de filtrage du signal
B.3.2. La méthode 2π-MTM
B.3.3. La Calibration orbitale
B.3.4. Vérification de la pertinence de la calibration : la méthode temps-fréquence
B.3.4.1. Les spectrogrammes d’amplitude
B.3.4.2. Les ondelettes
Partie III – Résultats
A. Résultats de l’étude du contenu organique des dépôts dans le cas d’analyses climatique
A.1. Résultats des analyses Rock Eval
A.1.1. Tmax
A.1.2. COT
A.1.3. IH
A.1.4. IO
A.2. Résultats des comptages palynofaciès
A.3. Résultats de l’analyse du δ13C sur la matière organique totale
A.4. Résultats de l’analyse des biomarqueurs
A.4.1. Biomarqueurs identifiés dans la fraction aliphatique
A.4.1.1. Les n-alcanes
A.4.1.1.1. La Carbone Preference Index, ou CPI (Bray et Evans, 1961)
A.4.1.1.2. Le Paq
A.4.1.1.3. L’ACL (Average Chain Lengh)
A.4.1.1.3. La somme des n-alcanes
A.4.1.2. Les dérivés de triterpènes pentacycliques : les des-A triterpènes
A.4.1.3. Les fernènes
A.4.1.4. L’onocérane
A.4.1.5. Les hopanes
A.4.1.6. Les stéranes
A.4.2. Biomarqueurs identifiés dans la fraction aromatique
A.4.2.1. Les diterpènes tricycliques aromatiques
A.4.2.2. Les triterpènes pentacycliques aromatiques
A.4.2.3. Les hydrocarbures aromatiques polycycliques (HAP)
A.4.3. Biomarqueurs identifiés dans la fraction cétones
A.4.3.1. Les diterpènes tricycliques
A.4.3.2. Les triterpènes pentacycliques
A.4.3.3. Les hopanones
A.4.3.4. Les stéranones
A.4.4. Biomarqueurs identifiés dans la fraction polaire : les GDGTs
A.5. Résultats des analyses isotopiques sur composés spécifiques
A.5.1. δ2
H des n-alcanes
A.5.2. δ13C des n-alcanes et de la miliacine
A.5.1.1. δ
13C des n-alcanes
A.5.1.2. δ13C de la miliacine
B. Résultats de l’étude du sédiment laminé
B.1. Analyse statistiques des résultats de l’analyse du contenu élémentaire et de l’extraction du niveau de
gris
B.2. Analyse de portions au ToF-SIMS
B.2.1. Prospection des éléments et molécules présentes dans les échantillons et cartographie
B.2.2. Caractérisation de quelques particules organiques par ToF-SIMS
Conclusion

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