Soutenance mémoire
Les grands changements climatiques de l’Éocène au Miocène moyen
Évolution des températures océaniques profondes
La transition depuis un climat globalement chaud vers des conditions climatiques plus tempérées avec présence de calotte glaciaire à la Transition Éocène-Oligocène a été mise en évidence par Kennett et Shackleton (1976) à partir des variations du rapport isotopique de l’oxygène (δ18O) de foraminifères benthiques (δ18Obf) provenant d’un forage proche de la Nouvelle-Zélande. Cette découverte a été le précurseur de milliers d’autres analyses réalisées sur des dizaines de forages provenant de campagnes DSDP (Deep Sea Drilling Project ; 1966 – 1983) / ODP (Ocean Drilling Program ; 1983 – 2003) et IOPD (Integrated Ocean Drilling Program ; depuis 2003). Une excursion positive du δ18Obf de l’ordre de 1 à 1.5 ‰ est observable à toutes les latitudes et dans tous les grands océans (Océans Atlantique, Pacifique, Indien et Australe). Cet accident isotopique synchrone à tous les océans témoigne d’un évènement climatique global (Kennett et Shackleton, 1976 ; Miller et al., 1991 ; Zachos et al., 2001). Cette excursion, si elle est directement traduite en température de fond aussi appelée « Bottom Water Temperature » (BWTs) en supposant un δ18O de l’océan, ne représente qu’une chute des BWTs de l’ordre de 1 à 4°C (Tableau I.1 ; Zachos et al., 1996 ; Katz et al., 2008 ; Miller et al., 2008 ; Lear et al., 2008 ; Pusz et al., 2011 ; Bohaty et al., 2012). Une chute légèrement plus importante des BWTs peut être observée pour l’Océan Austral et l’Océan Atlantique Sud, à l’exception des sites 744 et 522, et est probablement liée à la proximité du continent Antarctique, occasionnant des eaux de fond plus froides causées par la glaciation de la calotte, contrairement aux sites de l’Océan Indien et de l’Océan Atlantique Nord où la chute des BWTs semble plus faible. Cependant, le δ18Obf fluctue avec la température mais aussi avec le δ18O de l’eau de mer (δ18Osw) qui est étroitement lié à la croissance de la calotte polaire Antarctique. L’utilisation d’un second marqueur uniquement thermodépendant est donc nécessaire afin de découpler le signal de température et le signal du δ18Osw. L’utilisation du marqueur élémentaire Mg/Ca couplé aux mesures de δ18Obf permet ainsi de proposer des températures de fond mais aussi des valeurs de δ18Osw permettant d’estimer le volume de calotte. La plupart des études multimarqueurs observent donc une augmentation du δ18Osw comprise entre 0.4 et 1.2 ‰ à la Transition Éocène Oligocène. Ces variations de δ18Osw que l’on retrouve dans la littérature sont principalement causées par la variabilité latitudinale des sites d’études et par les paléothermomètres utilisés (Lear et al., 2008 ; Katz et al., 2008 ; Liu et al., 2009 ; Peck et al., 2010 ; Pusz et al., 2011 ; Cramer et al., 2011 ; Bohaty et al., 2012 ; Petersen et Schrag, 2015).
De nouvelles études à haute résolution temporelle ont permis de mieux comprendre le déroulement de la Transition Éocène-Oligocène (Figure I.2A) et de mettre en évidence la succession de plusieurs évènements isotopiques brefs appelés EOT-1 (33.8 Ma), EOT-2 (33.63 Ma) et Oi-1 (33.545 Ma ; Katz et al., 2008). Pour chacune de ces trois excusions positives, la part liée aux variations de température des eaux de fond et celle liée aux variations du δ18Osw ont pu être dissociées grâce au couplage des mesures de δ18Obf avec le rapport Mg/Ca (Katz et al., 2008 ; Lear et al., 2008 ; Miller et al., 2008 ; Puzc et al., 2011 ; Bohaty et al., 2012). Ces études multi-marqueurs ont pu mettre en évidence une baisse des BWTs globales lors de l’évènement EOT-1 sans formation majeure de glace, puis à l’inverse, peu de changements significatifs en termes de température des eaux de fond pour l’évènement Oi-1 mais avec la formation pérenne d’une calotte polaire au pôle Sud (Figure I.2B). Cette hypothèse d’une Transition Éocène-Oligocène en plusieurs étapes est également soutenue par les données de pCO2 pour cet intervalle qui montrent une augmentation de la concentration en CO2 atmosphérique vers des valeurs proches des conditions pré-EOT enregistrées, en parallèle de la diminution du δ18Obf entre les évènements EOT-1 et Oi-1 (Pearson et al., 2009 ; Katz et al., 2008).
Contrairement à la Transition Éocène-Oligocène, le Miocène moyen n’est étudié que depuis peu. Deux changements climatiques importants marquent l’époque du Miocène (Wright et al., 1992 ; Holbourn et al., 2007, 2014, 2015 ; Herbert et al., 2016), et sont mis en évidence par une excursion négative du δ18Obf appelée MMCO (entre 17 et 14.5 Ma) traduisant un réchauffement des eaux profondes, suivi par une excursion positive du δ18Obf appelé MMCT (entre 14.5 et 13.5 Ma) correspondant à un refroidissement des eaux profondes (Figure I.3). Le MMCO fait aujourd’hui l’objet de nombreuses études notamment en ce qui concerne la coévolution de la pCO2 et des températures au cours de cette période du fait d’importantes analogies climatiques entre cet épisode et le réchauffement climatique actuel. En effet, les valeurs de pCO2 reconstruites (500-600 ppm) se rapprochent fortement des données de pCO2 proposées par les modèles prédictifs pour la fin du siècle. Le refroidissement MMCT est quant à lui tout autant étudié pour comprendre les processus à l’origine de la chute des températures globales et de la formation de la calotte Antarctique Ouest. En effet, contrairement au refroidissement apparaissant à la Transition Éocène-Oligocène dont l’origine est largement attribuée à une importante chute de la pCO2 (chute supérieure à 500 ppm), le MMCT ne coïncide qu’avec une diminution beaucoup plus limitée de la pCO2, de l’ordre de 200 ppm, qui semble insuffisante pour expliquer l’englacement total de la calotte Antarctique de façon pérenne à elle seule (Pekar et DeConto, 2006 ; Beerling et Royer, 2011).
Évolution des températures marines de surface
A l’inverse des BWTs, les températures marines de surfaces aussi appelées « Sea Surface Temperatures » (SSTs) enregistrent les changements climatiques de façon plus contrastées. Leur étude peut également permettre de reconstruire l’évolution des gradients latitudinaux lors des grands changements climatiques globaux. Les données de SSTs présentées dans la littérature pour la Transition Éocène-Oligocène couvrent la plupart des latitudes des grands océans alors que les forages d’âge Miocène moyen sont assez dispersés dans l’Océan Atlantique Nord et sont absents dans l’Océan Pacifique Nord et Sud, l’Océan Atlantique Sud ou encore l’Océan Indien (Figure I.4). Pour cette compilation, nous avons sélectionné uniquement les paléothermomètres dépendant de la seule température, comme les marqueurs organiques Uk’ 37 et Tex86, les marqueurs élémentaires Mg/Ca et B/Ca et le marqueur isotopique Δ47 (ou « isotopologues multi-substitués »). Les données de δ18O réalisées sur les foraminifères planctoniques, ou autres organismes carbonatés vivants dans la zone photique (e.g. bivalves, brachiopodes, bryozoaires, coraux) ont été exclus de cette compilation car les eaux de surface sont sujettes à d’importantes variations du δ18Osw, contrairement aux eaux de fond des océans uniquement impactéés par la formation de calottes glaciaires. Ses variations (détaillées dans le chapitre III) sont notamment liées au rapport évaporation/précipitation et aux potentiels apports d’eaux douces des continents par les rivières, les fleuves et les nappes d’eaux souterraines.
Évolution des SSTs aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord
Les températures de surface aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord, toutes concentrées dans l’Océan Atlantique, sont comprises entre 10 et 35°C pour l’intervalle couvrant la Transition Éocène-Oligocène et le Miocène moyen (Figure I.5A). Une diminution progressive des SSTs peut être observée, de l’ordre de 10°C, pour les sites 903, 336, 913 et Kysing-4 qui débute bien avant le refroidissement EOT (Liu et al., 2009 ; Brassell, 2014 ; Śliwińska et al., 2019). Cette diminution des températures est également visible pour le site SSQ mais l’amplitude du refroidissement varie en fonction du paléothermomètre utilisé. En effet, celui-ci est estimé à 10 ± 2.2°C pour les températures calculées à partir du Mg/Ca et à 5 ± 2.5°C pour les températures déduites du marqueur organique Tex86 (Wade et al., 2012).
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Table des matières
Introduction générale
Références
Chapitre I : État de l’Art
I.1. Les grands changements climatiques de l’Éocène au Miocène moyen
I.1.1. Évolution des températures océaniques profondes
I.1.2. Évolution des températures marines de surface
I.1.2.1. Évolution des SSTs aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord
I.1.2.2. Description des SSTs aux basses latitudes
I.1.2.3. Description des SSTs aux hautes latitudes Sud
I.1.3. Évolution des températures de l’air en milieu continental
I.1.3.1. Description des MATs en hémisphère Nord
I.1.3.2. Description des MATs en hémisphère Sud
I.2. L’origine des changements climatiques associés à la Transition Éocène-Oligocène et au Miocène moyen
I.2.1. Variation du cycle du carbone : pCO2 atmosphérique
I.2.2. Paléogéographie : Changement de circulation océanique
I.2.2.1. Ouverture des passages de Drake et de Tasmanie : Mise en place du courant ACC
I.2.2.2. Fermeture de la Téthys
Références
Chapitre II : Contextes géologiques des Séries Etudiées
II. Les affleurements Éocène-Oligocène
II.1.1. L’Ile de Wight (Angleterre)
II.1.1.1. Le Colwell Bay Member
II.1.1.2. Le Gurnard Bay Member
II.1.2. La Floride (États-Unis)
II.1.2.1. La Upper Ocala Limestone (Éocène supérieur)
II.1.2.2. La Formation Bumpnose (Transition Éocène-Oligocène)
II.1.2.3. La Marianna Limestone (Oligocène)
II.2. Les affleurements Miocène
II.2.1. Les bassins Liguro et Rhodano provençaux
II.2.1.1. Carry-Le-Rouet
II.2.1.2. Castillon-du-Gard
II.2.2. La Floride (États-Unis) : La Formation de Chipola
II.2.3. Les séries miocènes du Bassin Aquitain
Références
Chapitre III : Matériels et Méthodes
III.1. Matériels d’étude
III.1.1. Les bivalves
III.1.1.1. La famille des Ostreidae
III.1.1.2. La famille des Pectinidae
III.1.1.3. La famille des Glycymerididae
III.1.1.4. La famille des Veneridae
III.1.2. Utilisation des bivalves pour les reconstitutions paléoclimatiques et paléoenvironnementales
III.1.2.1. Les marqueurs paleoenvironnementaux isotopiques
III.1.2.2. Les marqueurs paleoenvironnementaux élémentaires
III.1.3. État de préservation
III.1.3.1. La microscopie à cathodoluminescence
III.1.3.2. La diffraction des rayons X
III.1.3.3. Préservation du signal Δ47
III.2. Les Méthodes géochimiques
III.2.1. Les isotopes stables de l’oxygène
III.2.1.1. Principe de thermodépendance
III.2.1.2. Le δ18O de l’eau de mer
III.2.1.3. La salinité
III.2.1.4. Méthode analytique
III.2.2 Les « clumped isotopes »
III.2.2.1. Principe de thermodépendance
III.2.2.2. Méthode analytique
III.2.2.3. Traitement des données « brutes » de Δ47
III.2.2.4. Incertitudes sur les valeurs de Δ47
III.2.3 Les isotopes stables du strontium
III.2.3.1. Double emploi du rapport isotopique 87Sr/86Sr
III.2.3.2. Protocole de purification du strontium
III.2.3.3. Mesures isotopiques
Références
Chapitre IV : Expression des changements climatiques et paléoenvironnementaux à la Transition Éocène-Oligocène dans les domaines côtiers de l’Océan Atlantique Nord
IV.1. Résumé étendu
IV.2. Article 2: Paleotemperatures and paleosalinities evolution across Eocene – Oligocene Transition in brackish environments on Isle of Wight (UK) deduced from geochemical measurements on bivalves shells
IV.2.1. Abstract
IV.2.2. Introduction
IV.2.3. Geological setting
IV.2.3.1. Colwell Bay outcrops
IV.2.3.2. Gurnard Bay outcrops
IV.2.4. Materials and geochemical methods
IV.2.4.1. Preservation of studied material
IV.2.4.2. Oxygen isotope analyses
IV.2.4.3. Clumped-isotope analyses
IV.2.4.4. Strontium isotope analyses
IV.2.5. Results
IV.2.5.1. Bivalve oxygen isotope composition
IV.2.5.2. Clumped isotope analyses
IV.2.5.3. Strontium isotope analyses
IV.2.6. Discussion
IV.2.6.1. Intra-shell variability of oyster oxygen isotope composition
IV.2.6.2. Seawater δ18O and salinities variations in coastal environments
IV.2.6.3. Shallow seawater temperature evolution across Eocene-Oligocene Transition
IV.2.7. Conclusion
Supplementary Materials
References
Conclusion générale
