Modélisation du cycle océanique du néodyme

Modélisation du cycle océanique du néodyme

Les propriétés du traceur εN d 

Outre le fait que chaque bassin possède une CI moyenne distincte, des hétérogénéités sont aussi observées verticalement dans la colonne d’eau. Comprendre la cause de ces variations, autant au milieu d’un bassin océanique, loin d’apports lithogéniques, qu’en surface ou près de la marge continentale, près des sources, permet d’obtenir des informations sur la dynamique océanique (trajectoires, mélanges) et sur les flux de matière d’origine continentale. 

εNd comme traceur de masses d’eau 

Les données de εNd dissout montrent une bonne corrélation avec la salinité et les silicates, qui sont deux traceurs connus de la circulation océanique (Elderfield et Greaves, 1982; Goldstein et Hemming, 2003). Par exemple, la coupe verticale du bassin Atlantique Ouest (Fig. 1.5) montre un maximum de salinité représentatif de la NADW à 2 500 mètres de profondeur avec une valeur εNd comprise entre −13 et −14, constante le long de son trajet et qui est acquise dans sa zone de formation près du bassin du Labrador (Lacan et Jeandel, 2005a). Figure 1.5 – Section méridienne de l’océan Atlantique où sont reportées la salinité et la composition isotopique du Nd. On constate que le εNd est un traceur conservatif puisque ses isovaleurs suivent les isovaleurs de salinité. von Blanckenburg (1999). La CI de Nd ne dépend pas de l’activité biologique ou de la soustraction par les particules (ces processus n’induisent pas de fractionnement isotopique entre les deux isotopes 143N d et 144N d). La seule façon de modifier la CI d’une masse d’eau est d’y apporter du Nd avec une CI différente : soit par apport de Nd lithogénique avec une Nd différente (le 26 Chapitre 1 : Introduction long des marges continentales, ou en surface, soumis à l’influence des poussières atmosphériques et des décharges fluviales) – dans ces cas là, εNd n’est pas un traceur conservatif -, soit par mélange avec une masse d’eau de CI différente – εNd est conservatif loin des ses sources, il est alors un traceur de trajectoires et de mélange des masses d’eau. L’avantage de ce traceur par rapport aux traceurs classiques de la circulation (température, salinité, nutriments) est que l’hétérogénéité des sources (Jeandel et al., 2007) permet de marquer les masses d’eau et de comprendre l’origine de leurs formations (Lacan et Jeandel, 2005a). Cette propriété de traceur de masses d’eau dans l’océan ouvert et été largement utilisée par la communauté scientifique (Piepgras et Wasserburg, 1982; Piepgras et Jacobsen, 1988; Jeandel, 1993; Jeandel et al., 1998; Amakawa et al., 2000; Lacan et Jeandel, 2001, 2005a). 

 εNd comme traceur de flux d’apport de matière

 Les apports de Nd à l’océan sont lithogéniques. Comme on l’a vu précédemment, il est important de pouvoir quantifier ces flux (que cela soit les poussières atmosphériques, les rivières ou bien les sédiments), non seulement pour l’étude même du cycle de l’élément, mais aussi de manière plus globale dans un cadre d’étude de variation climatique. Il est possible de quantifier dans un modèle en boîte les apports d’une source de Nd lithogénique par l’étude conjointe de la concentration en Nd et de la CI (Lacan et Jeandel, 2005b). En mesurant ces deux paramètres dans la source, ainsi que dans une masse d’eau en amont puis en aval de la source, il suffit alors d’équilibrer les bilans de CI et de concentration en Nd pour déterminer les flux nécessaires de Nd à apporter à la masse d’eau, puis en déduire une quantité de matière globale apportée par la source (cf. un exemple dans Lacan et Jeandel, 2001). 

εNd comme traceur paléo

 La sédimentation des particules marines au fond de l’océan au cours du temps permet un archivage naturel des propriétés de l’océan. Ainsi, le Nd accumulé dans différentes phases permet d’étudier les variations de circulation à différentes profondeurs et différentes échelles de temps. Par exemple, les croûtes et oxyhydroxides de ferro-manganèse (Fe-Mn), ainsi que les foraminifères benthiques enregistrent la CI des eaux de fond (Albarède et Goldstein, 1992; Foster et al., 2007; Klevenz et al., 2008). La CI de Nd dans les fossiles de dents de poissons est caractéristique de la profondeur où vivent ces espèces (généralement les couches de surface ou subsurface) (Scher et Martin, 2008; Martin et Scher, 2006; Pucéat et al., 2005). De même, les tests de foraminifères planctoniques enregistrent eux aussi la CI des eaux dans lesquelles ils vivent (Vance et Burton, 1999; Burton et Vance, 2000). Couplé avec d’autres proxies paléo (δ 13C, 87Sr/86Sr ou encore 231P a/230T h par exemple), l’objectif est alors de reconstruire l’état chimique et dynamique de l’océan dans le passé en contraignant et dissociant les variations de sources et de circulation, et d’établir ainsi un lien avec les changements climatiques.

Le traceur εNd océanique 

Cependant, les flux de sédimentation sont très variables, autant spatialement que temporellement, ce qui rend généralement très difficile l’accès à un échantillonage temporel supérieur à un ordre du millier d’années (ce qui est limitatif pour l’étude des stages glaciaires-interglaciaires), et qui contraint le nombre de données disponibles. Pour le Nd, une problématique importante est de savoir si les sources et la signature isotopique en Nd des “end-members” sont transposables à l’étude des variations de la circulation océanique ou du transport de matière de la marge continentale vers le large sous différentes contraintes climatiques : modification des apports lithogéniques (variations de flux de poussières atmosphériques, de décharges sédimentaires sur la marge continentale, etc…) et modification de la circulation. Par exemple, la CI en Nd de la NADW a-t-elle toujours été de εNd = −13.5 au cours des différents épisodes climatiques ? Etant donné le nombre de processus impliqués, et la complexité de l’acquisition de la signature isotopique des masses d’eau (Lacan et Jeandel, 2005a), il serait surprenant d’observer une invariance de tous ces processus au cours du temps. Si les flux d’érosion ont changé globalement au cours du temps, il ne semble pas que cela impacte la distribution du εNd (Tachikawa et al., 2003). En revanche, des changements dans les contributions relatives des flux d’érosion peuvent influer sur l’acquisition de la CI d’une masse d’eau. De même, un changement de circulation océanique peut induire un changement dans la remobilisation des sédiments et dans les apports des sources. Enfin, il est établi que la distribution en εNd dépend à la fois de l’advection latérale (propriété de traceur de masses d’eau) et de processus d’interactions particulaires verticalement (scavenging en surface et reminéralisation en profondeur) (Jeandel et al., 1995; Siddall et al., 2008). Des changements sur ce cycle vertical de l’élément au cours du temps, liés aux variations de production primaire et du flux de particules généré, sont donc succeptibles d’affecter la distribution en εNd. Un des objectifs de cette thèse est donc de comprendre quel peut être le rôle du εNd en temps que proxy paléo.