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. 

 Les termes sources-puits du Nd océanique 

Afin de contraindre le cycle océanique du Nd, il est nécessaire de connaître et de quantifier les flux de l’élément au réservoir océanique. Il est établi que les sources hydrothermales jouent un rôle négligeable au niveau global dans les apports de Nd, puisqu’il est immédiatement soustrait de l’eau sur le site (Piepgras et Wasserburg, 1985), comme toutes les terres rares (Michard et al., 1983). Cependant, la connaissance actuelle sur ces sources ne permet pas de négliger un impact local si les flux sont importants, permettant un échange dissout-particulaire avant que tout le Nd ne soit retiré de la colonne d’eau. Ceci incite à ne pas systématiquement négliger ce type de sources. De même, s’il semble clair que les sources de Nd sont lithogéniques, des incertitudes restent sur les contributions relatives des décharges fluviales et poussières atmosphériques (Goldstein et al., 1984; Grousset et al., 1998; Nakai et al., 1993), des sources souterraines (Johannesson et Burdige, 2007), ou encore des apports par remobilisation sur la marge continentale (Lacan et Jeandel, 2001, 2005b). Ces ambiguïtés sont principalement dues à la mauvaise connaissance des processus se déroulant aux in- 28 Chapitre 1 : Introduction terfaces continent-océan et atmosphère-océan (taux de dissolution et de remobilisation), ainsi qu’aux interactions dissout-particulaires(formation de particules authigéniques de Nd puis reminéralisation dans la colonne d’eau) (Frank, 2002). Mieux contraindre tous ces processus est un des objectifs du programme international GEOT RACES (Geotraces, 2005) L’étude conjointe de la CI et de la concentration en Nd va permettre d’apporter des informations complémentaires sur les sources de l’élément. 

Le paradoxe de la CI et de la concentration 

Les variations de CI observées dans une même colonne d’eau (pouvant aller jusqu’à 8 εNd) sont corrélées avec les variations de propriétés fondamentales des différentes masses d’eau. Ceci indique que εNd est conservatif loin de ses sources (on dit alors “quasiconservatif”) et n’évolue que par mélange des masses d’eau (Goldstein et Hemming, 2003). De plus, on a vu que la CI du Nd diffère selon les bassins océaniques, ce qui implique un temps de résidence de l’élément inférieur au temps de mélange des océans (soit v 1 500 ans (Broecker et Peng, 1982)). En revanche, les profils en concentration en Nd dissout montrent une augmentation légère avec la profondeur, couplée à une tendance à l’augmentation le long de la circulation thermohaline (de 15 pmol.kg−1 en Atlantique Nord à 45 pmol.kg−1 dans le Pacifique Nord). Ceci montre que du Nd est ajouté aux masses d’eau qui se propagent en profondeur, et suggère un rôle du cycle vertical d’interactions dissout-particulaire pour expliquer cet apport (scavenging en surface et desorption/désaggrégation/dissous en profondeur, (Nozaki et Alibo, 2003)). Jeandel et al. (1995), ont estimé à partir de ces flux verticaux un temps de résidence de cet élément de 2 000 ans. De même, un inventaire des sources fluviales et de poussières atmosphériques au niveau global montre (Goldstein et Jacobsen, 1987; Duce et al., 1991; Grousset et al., 1998) un temps de résidence de l’ordre de 5 000 ans. Le comportement du Nd océanique apparaît donc contradictoire selon que l’on se base sur l’étude de la CI, qui propose des variations par mélange des masses d’eau, ou de la concentration, qui suggère une influence de processus dans la colonne d’eau, ce que les données de CI excluent. De plus, les temps de résidence calculés par la CI et par la concentration diffèrent. Ce découplage du comportement a par la suite été appelé “paradoxe du Nd” (cf. (Goldstein et Hemming, 2003) pour un résumé sur cette problématique). La résolution de ce paradoxe passe par une meilleure quantification des termes sources ou puits pour réduire le temps de résidence estimé par la concentration, et par la compréhension du cycle vertical de l’élément permettant de rejoindre le profil vertical de concentration et la propriété de traceur de circulation de la CI. 

 Les premières modélisations du cycle du Nd océanique

 Ce “Nd paradox” a été mis en évidence notamment lors des premières tentatives de modélisation du cycle océanique du Nd. Bertram et Elderfield (1992), utlisant un modèle à sept boîtes et considérant comme inputs des flux de rivières, ont calculé un temps de résidence du Nd de l’ordre de 5 000 ans, incompatible avec le gradient inter-bassin de εNd observé. De plus, le flux de particules calculé par les auteurs pour équilibrer le bilan de CI est un ordre de grandeur plus important que pour équilibrer celui de la concentration, i.e. les flux de sources/puits nécessaires pour reproduire les variations observées en concentration en Nd sont donc dix fois moins importants que pour la CI. Afin de résoudre ce problème et d’équilibrer à la fois la CI et la concentration en Nd, ils envisagèrent un important échange dissout-particulaire, soit au sein même de la colonne d’eau, soit à l’interface avec les sédiments profonds. Tachikawa et al. (2003), en considérant un modèle en boîtes global et des apports fluviaux et atmosphériques en Nd à l’océan, montrent qu’il est impossible d’équilibrer la CI et la concentration. Des processus d’échange déjà signalés aux marges (permettant de changer la CI sans influer sur la concentration), impliquant des apports jusqu’à dix fois plus importants que par les poussières atmosphériques et les décharges fluviales envisagés, sont requis pour fermer à la fois le bilan en concentration et la CI. Enfin, Van de Flierdt et al. (2004), dans un modèle en boîte dans le Pacifique Nord ont eux aussi considéré une source de Nd environnante avec une préférence pour des échanges dissout-particulaire pour équilibrer la concentration tout en maintenant le budget isotopique, et en réconciliant le profil de concentration qui augmente avec la profondeur. Il est nécessaire d’envisager un échange pour équilibrer à la fois la concentration et la CI en Nd. Ces conclusions mettent en évidence l’influence d’apports extérieurs et d’interactions dissout-particulaire pour permettre d’expliquer ce “paradoxe du Nd”.

 Les observations 

Parallèlement à ces travaux de modélisation, des études de terrains ont pu mettre en évidence la nécessité d’apports locaux en provenance des continents pour pouvoir expliquer les variations de εNd dissout (Jeandel et al., 1995; Tachikawa et al., 1997; Jeandel et al., 1998; Tachikawa et al., 1999; Lacan et Jeandel, 2001; Amakawa et al., 2004; Lacan et Jeandel, 2004a). Plusieurs observations de concentration de Nd et de CI dans des masses d’eau en amont, au contact, et en aval d’une marge continentale montrent un changement significatif de la CI, sans un changement de concentration associé. Et ceci, aussi bien pour des terrains basaltiques que granitiques, et à des profondeurs allant de 200 m jusqu’à 2 700 m, (cf. Fig.1.6 Lacan et Jeandel, 2005b). Cela semble bien montrer à la fois une perte de Nd dissous de la masse d’eau par “Boundary Scavenging” 5 compensée par un apport de Nd 5. scavenging important qui a lieu à l’interface continent-océan (e.g. Bacon, 1988) 30 Chapitre 1 : Introduction (permettant de rééquilibrer la concentration) mais avec une CI différente (probablement sous forme de dissolution de sédiments remobilisés) venant de la marge. Figure 1.6 – Carte des échanges observés entre une masse d’eau et les marges continentales. Les carrés représentent les lieux d’observation de Nd dissous, la concentration et la composition isotopique étant indiquées pour chaque donnée ; les pointillés représentent le chemin symbolique de la masse d’eau ; et la double flèche symbolise l’échange entre la masse d’eau et la marge continentale avec une CI indiquée à l’intérieur des ronds (Lacan et Jeandel, 2005b).