Suite

6.3 : Sédiments Hydrogènes - Géosciences


Sédiments hydrogénés sont des sédiments directement précipité de l'eau. Les exemples incluent les roches appelées évaporites formées par l'évaporation d'eau salée (eau de mer ou eau douce saumâtre).

Évaporites (Sels)

Une évaporite est une roche composée de sels minéraux laissés par l'évaporation de l'eau salée. Les exemples incluent les minéraux halite [sel] (NaCl) et gypse (CaSO4 • x H2O).

sel gemme—une roche composée majoritairement de chlorure de sodium (NaCl - le minéral halite; Graphique 6.8). Le sel gemme est une évaporite formée dans des bassins restreints avec un afflux d'eau de mer situé dans un environnement aride.

gypse—un minéral composé de sulfate de calcium hydraté (CaSO4-2H20); un minéral évaporite utilisé dans la fabrication du plâtre. Le gypse est déposé par l'eau de mer concentrée et par l'évaporation de l'eau douce dans les régions arides. Les cristaux de gypse sont courants dans les sols des régions arides. Si le gypse perd sa teneur en eau, il est appelé anhydrite (Figure 6.9).

Les sels sont précipités lorsque l'eau de mer (ou l'eau de lac saumâtre) est concentrée par évaporation. Les rivages le long des océans dans les régions chaudes et arides du monde sont des endroits où le sel, le gypse et l'anhydrite se déposent aujourd'hui. Les endroits où les sels (évaporites) s'accumulent activement comprennent autour de la mer Rouge et du golfe Persique. Des dépôts de sel se forment également dans des bassins lacustres isolés et drainés à l'intérieur du monde entier, notamment le Grand Lac Salé en Utah et la mer Morte.

Nodules fer-manganèse se forment sur le fond de l'océan (principalement dans le Pacifique profond) à partir de la lente précipitation d'oxydes métalliques en l'absence d'autres types de sédiments. Cela peut prendre plusieurs millions d'années pour qu'un nodule de manganèse se développe sur les grands fonds marins. Les dépôts de ceux-ci ne couvrent le fond marin que dans des régions situées très loin des sources de sédiments lithogènes.


15 mbsf) uniquement dans la ZEE de Minamitorishima ([15] Figure 1). Ni les sédiments à une profondeur supérieure à 15 mbsf ni ceux en dehors de la ZEE de Minamitorishima n'ont jamais été étudiés, par conséquent, l'étendue spatiale des pics REY dans l'ouest de l'océan Pacifique Nord n'a pas été complètement déterminée. Dans cette étude, nous élargissons les dimensions de la cible dans les directions verticale et horizontale, et montrons la continuité des pics REY dans l'ouest de l'océan Pacifique Nord (18°38′ N–26°46′ N, 150°49′ E– 159°00′ Est). Pour confirmer la validité de la chimiostratigraphie construite à partir des sédiments de la ZEE de Minamitorishima et la continuité spatiale des pics REY, nous avons analysé la composition chimique en vrac (1) des carottes du programme de forage océanique (ODP), (2) des carottes de piston du nord Le bassin de Pigafetta et d'autres petits bassins entourés par les monts sous-marins Marcus-Wake, de l'est au sud-est de la ZEE de Minamitorishima, et (3) des carottes de piston au sud et à l'est du mont sous-marin Takuyo Daigo. Nos résultats ont des implications pour la distribution des couches enrichies en REY et l'efficacité de la corrélation chimiostratigraphique pour explorer les zones potentielles de développement de boue riche en REY à l'avenir.

2.1. Exemple d'informations

2.2. Méthodes analytiques

20 cm 3 cuillères et saupoudrées de manière homogène après séchage à 40°C. Pour l'analyse des oligo-éléments, réactifs TAMAPURE ® -AA-100, 70% HClO4 (Tama Chemical Co., Ltd., Kawasaki, Japon), réactifs de qualité AAS (pour l'analyse d'absorption atomique), 50 % HF, 60 % HNO3et 36 % de HCl (Kanto Chemical Co., Inc., Tokyo, Japon) ont été utilisés sans aucune purification supplémentaire. Pour l'analyse des éléments majeurs, séché Li2B4O7 (Merck Millipore Co. Spectromelt® A10, Burlington, MA, USA) a été utilisé comme réactif.

12 h et enflammé à 950 °C dans un four à moufle pendant plus de 6 h. La perte au feu (LOI) a été calculée à partir de la perte de poids de l'échantillon pendant le processus d'allumage. L'analyse XRF a été réalisée à l'aide de billes de verre, constituées de 0,400 g de poudre d'échantillon enflammée mélangée de manière homogène avec 4 000 g de Li2B4O7 fondant par fusion à 1190 °C pendant 7 min dans un creuset Pt/Au avec un échantillonneur électrique à billes (Tokyo Kagaku TK-4100). Avant la fusion, quelques gouttes d'une solution de LiBr à 2 % en poids ont été ajoutées à l'échantillon en tant qu'agent de libération. Des matériaux de référence géochimiques publiés par le Geological Survey of Japan (GSJ) ont été utilisés pour établir des courbes d'étalonnage pour les mesures. Les résultats analytiques se situaient à moins de 3 % (différence relative en pourcentage) des valeurs acceptées pour le matériau de référence GSJ JB-1b.


6.3 : Sédiments Hydrogènes - Géosciences

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43 6.3 Milieux de dépôt et bassins sédimentaires

Les sédiments s'accumulent dans une grande variété de milieux, tant sur les continents que dans les océans. Certains des plus importants de ces environnements sont illustrés à la figure 6.17.

Figure 6.17 Certains des environnements de dépôt importants pour les sédiments et les roches sédimentaires

Le tableau 6.3 présente un résumé des processus et des types de sédiments qui se rapportent aux divers environnements de dépôt illustrés à la figure 6.17. Nous examinerons de plus près les types de sédiments qui s'accumulent dans ces milieux dans la dernière section de ce chapitre. Les caractéristiques de ces divers environnements et les processus qui s'y déroulent sont également abordés dans les chapitres ultérieurs sur la glaciation, le gaspillage de masse, les cours d'eau, les côtes et le fond marin.

Environnement Processus de transport importants Environnements de dépôt Types de sédiments typiques
Environnements terrestres
Glacial gravité, glace en mouvement, eau en mouvement vallées, plaines, ruisseaux, lacs till glaciaire, gravier, sable, limon et argile
Colluvial la gravité vallées encaissées fragments angulaires grossiers
Fluvial eau en mouvement ruisseaux gravier, sable, limon et MO*
Éolienne vent déserts et régions côtières sable, limon
lacustre eau en mouvement des lacs sable, limon, argile et MO*
Évaporite eau en mouvement lacs dans les régions arides sels, argile
Environnements marins
Deltaique eau en mouvement deltas sable, limon, argile et MO*
plage vagues, courants côtiers plages, flèches, bancs de sable gravier, sable
Marée courants de marée vasières limon, argile
Récifs vagues et courants de marée récifs et bassins adjacents carbonates
Marine en eau peu profonde vagues et courants de marée plateaux et pentes, lagunes carbonates (dans les climats tropicaux) sable/limon/argile (ailleurs)
Lagonal peu de transports fond de lagon carbonates (dans les climats tropicaux)
Ventilateur sous-marin écoulements gravitaires sous-marins talus continentaux et plaines abyssales gravier, sable, boue
Marine d'eau profonde courants océaniques plaines abyssales profondes argile, boue carbonatée, boue de silice

* La MO (matière organique) ne s'accumule que dans les parties marécageuses de ces environnements.
Tableau 6.3 Les importants milieux de dépôt terrestres et marins et leurs caractéristiques

La plupart des sédiments que vous pourriez voir autour de vous, y compris les talus sur les pentes abruptes, les bancs de sable dans les ruisseaux ou le gravier dans les tranchées de route, ne deviendront jamais des roches sédimentaires car ils n'ont été déposés que relativement récemment - peut-être il y a quelques siècles ou millénaires - et seront ré-érodés avant d'être enfouis assez profondément sous d'autres sédiments pour être lithifiés. Pour que les sédiments soient conservés assez longtemps pour être transformés en roche, un processus qui prend des millions ou des dizaines de millions d'années, ils doivent avoir été déposés dans un bassin qui durera aussi longtemps. La plupart de ces bassins sont formés par des processus de tectonique des plaques, et certains des exemples les plus importants sont illustrés à la figure 6.18.

Figure 6.18 Certains des types les plus importants de bassins produits tectoniquement : (a) bassin de tranchée, (b) bassin d'avant-arc, (c) bassin d'avant-pays et (d) bassin de rift

Des bassins de tranchées se forment là où une plaque océanique en subduction plonge sous la croûte continentale ou océanique dominante. Ils peuvent atteindre plusieurs kilomètres de profondeur et, dans de nombreux cas, abriter d'épaisses séquences de sédiments provenant de l'érosion des montagnes côtières. Il y a un bassin de tranchées bien développé au large de la côte ouest de l'île de Vancouver. Un bassin d'avant-arc se situe entre la zone de subduction et l'arc volcanique, et peut être formé en partie par frottement entre la plaque de subduction et la plaque supérieure, qui tire une partie de la plaque supérieure vers le bas. Le détroit de Georgia est un bassin d'avant-arc. Un bassin d'avant-pays est causé par la masse de la chaîne volcanique qui abaisse la croûte de chaque côté. Les bassins d'avant-pays ne sont pas seulement liés aux chaînes volcaniques, mais peuvent se former à côté de montagnes plissées comme les Rocheuses canadiennes. Un bassin de rift se forme là où la croûte continentale est déchirée et la croûte des deux côtés du rift s'affaisse. Au fur et à mesure que le rifting se poursuit, cela finit par devenir une mer étroite, puis un bassin océanique. Le bassin du rift est-africain représente une première étape de ce processus.


6.3 : Sédiments Hydrogènes - Géosciences

Alors que les roches sédimentaires clastiques sont dominées par des composants qui ont été transportés sous forme de clastes solides (argile, limon, sable, etc.), les roches sédimentaires chimiques sont dominées par des composants qui ont été transportés sous forme d'ions en solution (Na + , Ca 2+ , HCO3 - , etc.). Il existe un certain chevauchement entre les deux car presque toutes les roches sédimentaires clastiques contiennent du ciment formé à partir d'ions dissous, et de nombreuses roches sédimentaires chimiques contiennent des clastes. Étant donné que les ions peuvent rester en solution pendant des dizaines de milliers d'années (certains beaucoup plus longtemps) et peuvent voyager sur des dizaines de milliers de kilomètres, il est pratiquement impossible de relier les sédiments chimiques à leurs roches mères.

La roche sédimentaire chimique la plus courante, de loin, est calcaire. D'autres incluent chert, bagué formation de fer, et une variété de roches qui se forment lorsque les plans d'eau s'évaporent. Les processus biologiques sont importants dans la formation de certaines roches sédimentaires chimiques, en particulier le calcaire et le chert. Par exemple, le calcaire est composé presque entièrement de fragments d'organismes marins [1] qui fabriquent de la calcite pour leurs coquilles et d'autres parties dures, et la plupart des silex contiennent au moins une partie de la silice. essais (coquilles) de minuscules organismes marins (tels que les diatomées et les radiolaires).

Presque tous les calcaires se forment dans les océans, et la plupart se forment sur les plateaux continentaux peu profonds, en particulier dans les régions tropicales avec des récifs coralliens. Les récifs sont des écosystèmes hautement productifs peuplés d'un large éventail d'organismes, dont beaucoup utilisent des ions calcium et bicarbonate dans l'eau de mer pour fabriquer des minéraux carbonatés (en particulier de la calcite) pour leurs coquilles et autres structures. Il s'agit bien sûr de coraux, mais aussi d'algues vertes et rouges, d'oursins, d'éponges, de mollusques et de crustacés. Surtout après leur mort, mais même lorsqu'ils sont encore vivants, ces organismes sont érodés par les vagues et les courants pour produire des fragments de carbonate qui s'accumulent dans la région environnante, comme illustré à la figure 6.9.

Figure 6.9 Divers coraux et algues vertes sur un récif à Ambergris, Belize. Le sable de couleur claire est constitué de fragments de carbonate érodés par les organismes récifaux.

La figure 6.10 montre une coupe transversale d'un récif typique dans un environnement tropical (normalement entre 40° N et 40° S). Les récifs ont tendance à se former près des bords des dénivelés abrupts, car les organismes récifaux se développent grâce aux courants ascendants riches en nutriments. Au fur et à mesure que le récif s'accumule, il est érodé par les vagues et les courants pour produire des sédiments carbonatés qui sont transportés dans le large escarpé. avant-récif zone et la zone côtière moins profonde arrière-récif surface. Ces sédiments sont dominés par des fragments de carbonate de type récifal de toutes tailles, y compris de la boue. Dans beaucoup de ces zones, les sédiments riches en carbonates s'accumulent également dans les lagunes calmes, où prédominent les fragments de boue et de coquilles de mollusques (Figure 6.11a) ou dans les zones au large avec de forts courants, où les tests de foraminifères s'accumulent (Figure 6.11b) ou la calcite cristallise inorganiquement. former ooïdes – des sphères de calcite qui se forment dans les eaux océaniques tropicales peu profondes avec de forts courants (Figure 6.11c).

Figure 6.10 Coupe transversale schématique d'un récif tropical typique.

Figure 6.11 Roches et sédiments carbonatés : (a) calcaire riche en mollusques formé dans une zone de lagon à Ambergris, Belize, (b) sédiments riches en foraminifères provenant d'un banc de sable carbonaté submergé près d'Ambergris, Belize (c) ooïdes d'une plage de Joulters Cay, Bahamas.

Le calcaire s'accumule également dans les eaux plus profondes, à cause de la pluie régulière des coquilles carbonatées de minuscules organismes qui vivaient près de la surface de l'océan. La limite inférieure d'accumulation de calcaire est d'environ 4 000 m. Sous cette profondeur, la calcite est soluble, donc le calcaire ne s'accumule pas.

La calcite peut également se former sur terre dans un certain nombre d'environnements. Tuf formes au niveau des ressorts (Figure 6.12) et travertin (qui est moins poreux) se forme aux sources chaudes. Un matériau similaire précipite dans les grottes calcaires pour former stalactites, stalagmites, et un large éventail d'autres spéléothèmes.

Figure 6.12 Tuf formé à une source à Johnston Creek, Alberta. La roche à gauche est calcaire.

Dolomie (CaMg(CO3)2) est un autre minéral carbonaté, mais dolomie est aussi le nom d'une roche composée de la dolomie minérale (bien que certains géologues utilisent le terme dolomie pour éviter toute confusion). La roche dolomite est assez courante (il y a toute une chaîne de montagnes italienne qui porte son nom), ce qui est surprenant car les organismes marins ne fabriquent pas de dolomie. Toute la dolomie trouvée dans les roches anciennes s'est formée grâce au magnésium remplaçant une partie du calcium de la calcite dans les boues et les sables carbonatés. Ce processus est connu sous le nom dolomitisation, et on pense qu'il se produit là où de l'eau riche en magnésium s'infiltre à travers les sédiments dans des environnements carbonatés de plat de marée.

Formation de chert et de fer rubané

Comme nous l'avons vu, tous les organismes marins ne fabriquent pas leurs parties dures en calcite, certains, comme les radiolaires et les diatomées, n'utilisent pas de silice, et lorsqu'ils meurent, leurs minuscules coquilles (ou tests) se déposent lentement au fond où elles s'accumulent sous forme de chert. Dans certains cas, le chert est déposé avec le calcaire dans l'océan modérément profond, mais les deux ont tendance à rester séparés, de sorte que les lits de chert dans le calcaire sont assez fréquents (Figure 6.13), tout comme les nodules, relient les nodules de silex de la craie du Crétacé de sud-est de l'Angleterre. Dans d'autres situations, et en particulier dans les eaux très profondes, le chert s'accumule seul, généralement en couches minces.

Figure 6.13 Chert (couches brunes) interstratifié avec Trias Quatsino Fm. calcaire sur l'île Quadra, en Colombie-Britannique. Toutes les couches ont été plissées, et le chert, étant insoluble et plus dur que le calcaire, se détache.

Certains anciens lits de chert - la plupart datant entre 1800 et 2400 Ma - sont également combinés avec une roche connue sous le nom de formation de fer rubanée (BIF), un dépôt profond d'oxyde de fer au fond de la mer qui est un minerai de fer courant (figure 6.14). Le BIF se forme lorsque le fer dissous dans l'eau de mer est oxydé, devient insoluble et coule au fond de la même manière que les tests de silice le font pour former du chert. La prévalence du BIF dans les roches datant de 2400 à 1800 Ma est due aux changements dans l'atmosphère et les océans qui ont eu lieu au cours de cette période. Bactéries photosynthétiques (c. cyanobactéries, alias algues bleu-vert) consomment le dioxyde de carbone de l'atmosphère et utilisent l'énergie solaire pour le convertir en oxygène. Ces bactéries ont d'abord évolué vers 3 500 Ma, et pendant le milliard d'années qui a suivi, presque tout cet oxygène libre a été utilisé par des processus chimiques et biologiques, mais vers 2400 Ma, les niveaux d'oxygène libre ont commencé à augmenter dans l'atmosphère et les océans. Sur une période de 600 millions d'années, cet oxygène a progressivement converti le fer ferreux soluble (Fe 2+ ) en fer ferrique insoluble (Fe 3+ ), qui s'est combiné à l'oxygène pour former l'hématite minérale (Fe2O3), conduisant à l'accumulation de BIF. Après 1800 Ma, il ne restait que peu de fer dissous dans les océans et la formation de BIF s'est pratiquement arrêtée.

Figure 6.14 Formation de fer rubanée (rouge) interstratifiée avec du chert (blanc), Dales Gorge, Australie

Dans les régions arides, les lacs et les mers intérieures n'ont généralement pas de sortie de cours d'eau et l'eau qui s'y jette n'est éliminée que par évaporation. Dans ces conditions, l'eau devient de plus en plus concentrée en sels dissous, et éventuellement certains de ces sels atteignent des niveaux de saturation et commencent à cristalliser (Figure 6.15). Bien que tous les dépôts d'évaporites soient uniques en raison des différences dans la chimie de l'eau, dans la plupart des cas, des quantités mineures de carbonates commencent à précipiter lorsque la solution est réduite à environ 50 % de son volume d'origine. Gypse (CaSO4·H2O) précipite à environ 20 % du volume initial et l'halite (NaCl) précipite à 10 %. D'autres minéraux évaporites importants comprennent la sylvite (KCl) et le borax (Na2B4O7·10H2O).La sylvite est extraite à de nombreux endroits de la Saskatchewan (figure 6.16) à partir d'évaporites déposées au cours du Dévonien (

385 Ma) lorsqu'une mer intérieure occupait une grande partie de la région.

Figure 6.15 Spotted Lake, près d'Osoyoos, en Colombie-Britannique. Cette photo a été prise en mai alors que l'eau était relativement fraîche à cause des pluies hivernales. À la fin de l'été, la surface de ce lac est généralement entièrement incrustée de dépôts de sel.

Figure 6.16 Une machine d'extraction au front de minerai de potasse (sylvite) dans la mine Lanigan près de Saskatoon, en Saskatchewan. La couche de potasse exploitable a une épaisseur d'environ 3 m.

Des exercices

Exercice 6.3 Fabrication de l'évaporite

C'est une expérience facile que vous pouvez faire à la maison. Versez environ 50 ml (un peu moins de 1/4 tasse) d'eau très chaude dans une tasse et ajoutez 2 cuillères à café (10 ml) de sel. Remuez jusqu'à ce que tout ou presque tout le sel soit dissous, puis versez l'eau salée (en laissant le sel non dissous derrière) dans un plat large peu profond ou une petite assiette. Laisser évaporer quelques jours et observer le résultat.

Cela peut ressembler un peu à la photo ici. Ces cristaux mesurent jusqu'à environ 3 mm de diamètre.

Attributions

Figure 6.11
JoutersCayOoids par Wilson44691 sous domaine public.

Graphique 6.16
Photo reproduite avec l'aimable autorisation de PotashCorp, utilisée avec permission


Hydroclimat de la Méditerranée orientale au cours de la fin de la période glaciaire et de l'Holocène, reconstitué à partir des sédiments du lac Nar, au centre de la Turquie, à l'aide d'isotopes stables et de minéralogie carbonatée

calcite pour analyse (en utilisant le triple de la quantité d'échantillon de carbonate (c'est-à-dire

échantillon riche) comme il serait normalement utilisé). Les artefacts de fractionnement préjudiciables n'étaient pas 194

les contributions observées et potentielles de CO2 de la dolomie étaient insignifiantes (Figure

A.1) sur la base des compositions isotopiques connues des matières premières. Pour la plupart des calcite-196

mélanges de dolomie contenant >

20 % de dolomie, la compensation par rapport à la valeur acceptée du 197

composant de calcite dans le mélange était au-dessus de l'incertitude analytique attendue et donc 198

les échantillons contenant >20 % de dolomie provenant de la carotte de Nar Gölü n'ont pas été analysés pour la stabilité de 200

isotopes, et des échantillons contenant <20 % ont été analysés après le temps réduit et 201

réaction de température. Le seuil de dolomie adopté pour Nar Gölü était très conservateur à 202

s'assurer que les données analytiques interprétées ici étaient une représentation exacte, avec un 203

degré de confiance, des vraies compositions isotopiques calcite/aragonite. Nous reconnaissons 204

que la reproductibilité analytique des données de ces échantillons contenant de la dolomie peut être de 205

plus grand que pour ceux purement composés de calcite ou d'aragonite, mais étant donné les grands changements observés 206

dans l'enregistrement de Nar Gölü, toute augmentation des incertitudes analytiques est éclipsée par les 207 observées

modifications des isotopes induites par l'hydroclimat. Nos expérimentations sont un premier passage prometteur à 208

définissant des seuils analytiques appropriés pour les carbonates lacustres contenant de la dolomie et il y a 209

amplement la possibilité de développer davantage de méthodes de réaction sélective pour affiner l'analyse 210

approche pour les échantillons de sédiments lacustres avec significativement >20% de dolomie. 211

4.1 Lithologie et chronologie 215

Il existe deux lithologies principales dans la séquence NAR10 : les sédiments stratifiés (alternant 217

couches carbonatées et organiques, parfois interrompues par des turbidites) et non feuilletées 218

sédiments (figure 2). Il ressort clairement des études de surveillance modernes (par exemple Dean et al., sous presse) 219

et les enquêtes précédentes sur les carottes de sédiments (Jones et al., 2006 England et al., 2008 220

Woodbridge et Roberts, 2011) que les stratifications de la fin de l'Holocène sont d'origine annuelle 221

(c'est-à-dire varved), et les preuves disponibles indiquent que cela est également vrai pour la plupart ou la totalité des 222

laminages. Dans une section des noyaux NAR10 (798-1038 cm), les tôles sont souvent de 223

La datation U-Th est cohérente avec leur origine annuelle (voir ci-dessous), nous avons supposé pour 225

la chronologie présentée ici que ce sont aussi des varves. De 1038 à 1141 cm le 226

les tôles étaient souvent fortement déformées, rendant le comptage impossible. Principalement non-227

des sections stratifiées se trouvent à des intervalles de profondeur de noyau de 598 à 754 cm, de 1965 à 2053 cm et à partir de 228

2133 cm à la base du noyau. 229

La chronologie est résumée dans la Figure 2 et les données U-Th sont données dans les Tableaux A.1 et 233

Des études antérieures sur les sédiments lacustres (p. ex. Hasse-Schramm et al., 2004) ont montré que l'U-235

L'analyse des carbonates dont l'âge a été contraint par d'autres moyens, par exemple 236

datation au radiocarbone, fournissent des contraintes critiques sur l'impact de Th. 237

Lorsqu'il est présent et non pris en compte, le composant Th hydrogéné se traduira par des âges U-Th 238

qui sont plus vieux que l'âge réel. Le test de la présence de Th hydrogéné a été tenté par 239

analyser les compositions isotopiques U-Th des couches riches en carbonates à 0ka et 1ka, comme 240

contraint par le comptage varve. Les données U-Th résultantes ont montré que les 0ka et 1ka 241

les couches de carbonate ont malheureusement une teneur élevée en Th détritique en plus d'une 242

croissance radiogénique du 230Th. Aucune différence entre les échantillons et les 243 continentaux typiques

les compositions des détritus ont pu être déterminées (Figure A.2). En conséquence, l'ampleur de tout 244

La composante Th hydrogénée potentielle à Nar Gölü reste indéterminée et donc la totalité de 245

les âges isochrones présentés ici représentent le mieux les âges maximaux pour les horizons datés. Image 246

A.2 montre également que les échantillons de turbidite d'une couche

6 500 ans BP, considéré ici comme 247

silicates argileux et aucun carbonate, se chevauchent bien dans l'incertitude de la moyenne 249

composition des détritus continentaux. 250

Des analyses U-Th de couches riches en carbonates à différentes profondeurs de carottes ont été obtenues pour tester 251

pour les emplacements les plus favorables pour un échantillonnage plus détaillé. Ces couches se sont avérées être de la calcite-252

dominé, et bien que relativement riches en carbonates, ils contenaient insuffisamment 253

ratios carbonate/détritus et ratios U/Th pour aboutir à des compositions isotopiques au départ de 254

significativement des compositions de détritus continentaux typiques. L'accent s'est déplacé vers la localisation 255

couches riches en aragonite qui pourraient fournir des rapports U/Th plus élevés et un meilleur contraste avec les 256

composition isotopique des détritus silicatés. Deux horizons ont ainsi été identifiés, et les 257

horizon stratigraphiquement inférieur, à partir de 1949 cm de profondeur, échantillonné pour fournir 5 sous-échantillons de 258

proportions différentes d'aragonite et de détritus. Les analyses U-Th de ces couches ont donné un 259 linéaire

matrice avec un âge de 11,82 ± 0,52 ka (tableau A.1, figure A.3). Dispersion dans les données, indiquée par 260

un écart moyen pondéré au carré pour l'isochrone régressé à travers les points de données 261

(MSWD) = 10,5, pourrait indiquer une hétérogénéité dans le composant détritique U et Th isotope 262

composition. Suite à cette analyse, l'échantillon stratigraphiquement plus élevé à 1021 cm était de 263

analysé. Comme une teneur en argile relativement élevée a été notée, des étapes de séparation physique supplémentaires ont été de 264

prises pour isoler les composants d'aragonite et de détritus grossiers du composant d'argile, à base de 265

sur l'expérience acquise en interne avec d'autres carbonates « sales » (Sahy et al., 2014). Sous-échantillons 266

ont été soniqués dans de l'eau ultrapure, et après un temps de décantation de 1 h la fraction la plus fine 267

restant en suspension a été isolé et jeté. Cette étape de séparation physique a abouti à 268

un rapport carbonate/détritus plus favorable, sans risquer de perturber l'U-269

La systématique (cf. Bischoff et Fitzpatrick, 1991). Un âge isochrone pour cet échantillon est de 4,41 270

Pour faciliter la comparaison avec les séquences publiées précédemment, tous les comptes de varves et U-Th 272

possible d'utiliser le comptage de varve pour fournir une chronologie des sédiments du sommet du 274

(AD2010) jusqu'à 2 557 ans BP (598 cm). Il y a un écart dans le varved 275

séquence 598-754 cm mais l'âge U-Th de 4,41 +0,16-0,17 ka à 1021 cm relie le varved 276

section de carotte entre 754-1038 cm à une chronologie absolue. Par conséquent, nous avons pu 277

compter vers le haut et vers le bas à partir de cet âge U-Th pour établir la chronologie de cette section. Le 278

la chronologie pour la section 598-754 cm pourrait alors être déterminée par interpolation linéaire, 279

en supposant un taux de dépôt fixe pour ces sédiments largement homogènes. 280

La section varvée "flottante" du noyau 1161-1965 cm est liée par un âge U-Th de 11,82 281

±0,52 ka à 1949 cm. Au-dessous de 1965 cm, il y a une section de sédiment non varvé, avant un 282

séquence finale de varves flottantes 2053-2133 cm. Encore une fois, nous avons supposé un taux de dépôt linéaire 283

pour la section non varvé 1965-2053 cm. Nous n'avons pas pu obtenir une contrainte d'âge U-Th 284

pour la section basale de la séquence de base, mais le sommet de la section basale varvée a été 285

attribué un âge de 12 900 ans BP basé sur la corrélation avec NGRIP (Rasmussen et al., 286

2006 Vinther et al., 2006). Aucune donnée inférieure à 2133 cm n'est tracée en fonction de l'âge. 287

Le modèle âge-profondeur qui en résulte (figure 2) indique une accumulation globale de sédiments 288

2000-500 cm de profondeur), avec un 289

augmentation de la vitesse de sédimentation moyenne à

2,5 mm/an-1 au cours des deux derniers millénaires. Calculé 290

les taux de sédimentation sont plus faibles au cours des sections de carottes non stratifiées entre 598 et 754 cm 291

(datés de 2 557 à 3 710 ans BP) et de 1965 à 2053 cm (datés de 11 859 à 12 840 ans BP), et sont de 292

plus élevé pendant l'intervalle des lamelles épaisses, 798-1038 cm (daté de 3 987 à 4 383 ans BP). 293

Nous avons estimé que les sédiments de 1141 à 1161 cm ont été perdus lors du carottage, mais les sédiments 294

d'avant 1141 cm et après 1161 cm sont radicalement différents, ce qui suggère qu'il peut également y avoir 295

être un hiatus à ce stade de la séquence NAR10. Il y a aussi des sédiments déformés 1038-296

1141 cm. En raison de ces problèmes, nous n'avons pas inclus les données 1038-1141 cm dans l'âge 297

Pour vérifier que les séquences NAR01/02 et NAR10 se chevauchaient au bon 299

points de liaison et enregistré la même signature isotopique, δDonnées 18Ocarbonate de l'enregistrement NAR10

ont été comparées aux données NAR01/02 (Jones et al., 2006). Le δ18Les valeurs d'Ocarbonate du

les points stratigraphiques appariés sont très similaires (principalement dans les limites de l'erreur analytique), ce qui suggère que les 302

Les valeurs d'ocarbonate des deux séquences de base sont analogues, avec des différences d'âge de <5

ans à 1400 ans BP (Figure A.4). Comptage des tôles à partir de plusieurs noyaux répliqués 304

ne montre aucune preuve que le dépôt de couches de turbidite a conduit à l'élimination des varves, et donc à 305

sous-estimation de l'âge réel. 306

4.2 Données sur les isotopes et la minéralogie des carbonates 308

Malgré les changements de minéralogie, aucune correction n'a été apportée pour la différence dans le 310

facteurs de fractionnement de l'eau minérale de la calcite et de l'aragonite ici car la différence est de 311

petit (δ18O d'aragonite est

0,7‰ plus positif que δ18O de calcite formée dans le même 312

Olakewater et températures Grossman et Ku, 1986 Kim et al., 2007) par rapport à la

l'ampleur des changements observés dans cet enregistrement. De plus, les cristaux de calcite de la séquence NAR10 314

ont été analysés par EDS et le rapport Ca/Mg moyen était de 18,2 % en moles, donc la calcite de Nar Gölü est de 315

un type à haute teneur en magnésium (Gierlowski-Kordesch, 2010), et l'offset en δ18O entre 316

l'aragonite et la calcite à haute teneur en magnésium formées dans les mêmes conditions sont encore plus petites que 317

0,7‰ (Tarutani et al., 1969 Jimenez-Lopez et al., 2004). 318

La période allant de la base de la séquence de base jusqu'à

2057 cm (Figure 3) a la variable 319

mais généralement plus bas δ18Ocarbonate (moyenne –1.9‰) et δ13Ccarbonate (moyenne +13,7‰) que le

2053-1965 cm (moyenne –0,6‰ et +18,8‰ respectivement). Calcite/aragonite 321

et les sédiments varvés se trouvent dans le premier tandis que l'aragonite/dolomite et non varvé 322

des sédiments se trouvent dans ce dernier. Il y a alors un passage rapide à la baisse δ18Ocarbonate et

Valeurs carbonatées et sédiments de varved, calcite et aragonite au début de l'Holocène

1312 cm en moyenne –2,9‰ et +13,4‰). δLes valeurs de 18Ocarbonate sont assez stables jusqu'à ce qu'elles atteignent

pics (–1,0‰, –1,2‰ et 0,0‰) centrés sur

1600, 1520 et 1450 cm respectivement, tous 326

associée à des passages de la calcite à l'aragonite. Après

1300 cm (δ18Ocarbonate –3,7‰), il y a

une hausse soutenue de δ18Ocarbonate. La montée se termine

800 cm (+1,8‰) mais des valeurs élevées sont

maintenu, bien qu'avec des périodes à l'échelle du centenaire de δ18Ocarbonate, jusqu'à

Les valeurs de carbonate augmentent de +12,5‰ à

800cm. La dolomie est présente

490-1050 cm, avec les périodes entre

920-1000, 600-680 et 540-580 cm ayant 331

>20% de dolomie, excluant δ18Analyse d'Ocarbonate pour les raisons exposées dans la section 3.3. À

350 cm, il y a une grande transition pour abaisser δ18Ocarbonate et δ13Ccarbonate et un passage de

5.1 Conducteurs de δ18Ocarbonate à Nar Gölü 340

Une comparaison des relevés météorologiques avec δ18Lakewater et δDonnées 18Ocarbonate depuis 1999 (Dean

et al., 2013 sous presse), et l'étalonnage avec des données météorologiques (Jones et al., 2005), a montré 343

L'ocarbonate de Nar Gölü est un puissant indicateur du bilan hydrique régional (avec une

valeurs d'ocarbonate lorsque le bilan hydrique était plus positif, et vice versa). Plusieurs facteurs

soutenir l'affirmation selon laquelle le bilan hydrique était le moteur de δ18Ocarbonate dans tout le

Premièrement, il existe une forte co-variation entre δ18Ocarbonate et δ13Ccarbonate (r=0.84,

p=<0.001, m= 1502, combinant les séquences NAR01/02 et NAR10 ou r=0.83, m=465, 349

p=<0.001 uniquement pour la séquence NAR10) (Figures 3 et A.5). Cela peut être considéré comme indiquant 350

que le lac a été fermé hydrologiquement tout au long de cette période (Talbot, 1990 Li et Ku, 351

1997). Les lacs sans écoulement de surface comme Nar Gölü ont tendance à avoir δ18O records pilotés par 352

changements dans le rapport évaporation:précipitations (Leng et Marshall, 2004). 353

Deuxièmement, les varves ne sont préservées dans les lacs que lorsque la profondeur de l'eau est suffisante pour limiter 354

turbidité causée par le vent et lorsqu'il y a stratification conduisant à des eaux de fond anoxiques et 355

bioturbidité limitée qui en résulte (Ojala et al., 2000 Ojala et al., 2012 Zolitschka et al., 2015). 356

Un passage des sédiments lacustres varvés aux sédiments non varvés reflétera donc probablement un déplacement vers des sédiments plus bas 357

niveaux du lac. L'observation que les sédiments varvés se produisent lorsque δ18Ocarbonate est le plus bas, et

varvé quand δ18Ocarbonate est le plus élevé, soutient l'interprétation de δ18Ocarbonate comme eau

Troisièmement, on pense que des déplacements de la calcite vers l'aragonite se produisent en raison d'une augmentation de la 361

Rapport Mg/Ca de l'eau du lac (Müller et al., 1972 Kelts et Hsu, 1978 Ito, 2001), qui 362

favorise la précipitation de l'aragonite sur la calcite (Berner, 1975 De Choudens-Sanchez et 363

Gonzalez, 2009). Ce changement a été observé à Nar Gölü au cours de la dernière décennie, alors que le lac 364

le niveau a baissé et les rapports Mg/Ca ont augmenté (Dean et al., sous presse). La dolomite se trouve dans 365

parties de la séquence, mais contrairement à la calcite et à l'aragonite, il n'y a aucune preuve de la dolomie 366

formation au cours de notre période de suivi (1997-présent). Dolomite dans les sédiments lacustres peut 367

proviennent du ruissellement détritique de la vieille dolomie, des précipitations primaires, ou de 368

précipitations diagénétiques dans les sédiments (Armenteros, 2010 Leng et al., 2010). A Nar Gölü, la 369

Le premier peut être écarté car la géologie du cratère est dominée par le basalte et l'ignimbrite. 370

Les dolomies primaires sont rares dans les sédiments lacustres, mais là où elles sont présentes, elles ont tendance à contenir 371

(Figure A.6). Il est possible que la dolomie se soit formée de manière authigène dans les sédiments, 373

remplaçant la calcite ou l'aragonite au début de la diagenèse. Une origine organogène est plausible, 374

étant donné que la dolomie est riche en calcium (le rapport moyen Ca/Mg des cristaux de dolomie est de 2,3) 375

(Vasconcelos et McKenzie, 1997 Armenteros, 2010) et en raison de la nature poreuse du 376

cristaux (Figure A.6 Deng et al., 2010). Quel que soit le mode réel de formation, il est 377

largement admis que la formation de dolomie nécessite suffisamment de magnésium (Mazzullo, 2000), donc 378

l'apparition de dolomite dans les sédiments suggère que le magnésium était plus fortement 379

concentré qu'à l'époque où se formaient de l'aragonite ou de la calcite. La dolomite a également précipité 380

à des moments similaires à la fin de l'Holocène à un autre lac maar dans la même région (Eski Acıgöl 381

Roberts et al., 2001), impliquant une origine commune liée aux bas niveaux des lacs et au climat sec 382

conditions. δ18Les valeurs d'Ocarbonate sont les plus élevées lorsque la dolomie est présente, plus faibles dans les zones d'aragonite

et le plus bas dans les zones de calcite, montrant à nouveau que δLes valeurs de 18O suivent les tendances de l'évaporation. 384

5.2 Reconstitutions hydroclimatiques 386

5.2.1 La fin glaciaire 388

Le contrôle chronologique complet en dessous de 1965 cm fait défaut. Cependant, la faible δValeurs 18Ocarbonate

et les sédiments varved de 2053 cm au fond de la séquence de carottes indiquent un 391 plus humide

période probablement à l'époque du Bølling-Allerød et de la plus haute δValeurs 18Ocarbonate,

aragonite/dolomite et sédiments non varvés 1965-2053 cm (Figure 3) indiquent une période sèche 393

à l'époque du Dryas jeune. Cela suivrait le modèle de l'hydroclimat tardi-glaciaire 394

précédemment reconstruit dans la région (e.g. Jones et al., 2007 Kotthoff et al., 2008 Wilson et 395

L'ampleur du changement de δ18O pendant toute la transition du Dryas Jeune-397

La période sèche vieillie dans l'Holocène est de 5,2‰ (Figure 4). En raison de la 398 chronologique

l'incertitude, il n'est pas possible de calculer précisément combien de temps a duré toute la transition, mais 399

sur la base des taux de dépôt des sections adjacentes, nous pouvons estimer qu'il a fallu <200 ans. Plus de la moitié de 400

de la δLa transition 18Ocarbonate (2,9‰) se produit en seulement 9 années (Figure 4), bien qu'après cette

décaler il y a un changement vers plus haut δValeurs 18Ocarbonate, dans une excursion qui dure 27 varve

ans, avant un retour à la baisse δ18Ocarbonate. La nature de la transition enregistrée par

L'ocarbonate pourrait indiquer une réponse non linéaire de δ18Ocarbonate au changement climatique et/ou qui

la transition climatique elle-même était non linéaire. 405

5.2.2 Tendances générales de l'Holocène 409

Le Nar Gölü δLe record de 18Ocarbonate est similaire à celui d'un autre lac δ18O records de l'Est

Méditerranée (Figure 5) (Roberts et al., 2008 2011). Plus précisément, il existe de faibles δ18Ocarbonate

valeurs à Nar Gölü au début de l'Holocène et une transition claire et soutenue vers des valeurs plus élevées 413

(bien qu'interrompu par des fluctuations à l'échelle du centenaire) qui commence

7 600 ans BP et se termine 414

4000 ans BP (Figure 5). Cette période de haute δ18Ocarbonate à Nar Gölü dure jusqu'à

ans BP. Ces horaires sont similaires à d'autres enregistrements de la région (Roberts et al., 2011). 416

Il y a des changements de calcite avant

6 500 ans BP à l'aragonite et la dolomie pour la plupart des 417

l'Holocène supérieur, de sédiments varvés à parfois non varvés et de bas à haut 418

Carbonate. Cela soutient l'interprétation de l'Holocène δ18Ocarbonate à l'Est

Les carbonates lacustres méditerranéens en tant que réponse au bilan hydrique (Jones et Roberts, 2008), 420

saisonnalité des précipitations (Stevens et al., 2001 2006), puisque les changements de carbonate 422

minéralogie, lithologie et δLe carbonate de 13C peut être influencé par des changements dans le bilan hydrique mais pas

directement par les deux autres facteurs (Leng et Marshall, 2004). 424

5.2.3 « événements » à l'échelle du centenaire au début de l'Holocène 428

Deux périodes principales de changement climatique à l'échelle du centenaire au début de l'Holocène ont été 430

identifiés à partir des enregistrements paléoclimatiques de la région de l'Atlantique Nord : les appelés 9.3ka et 8.2ka 431

« événements » (Rasmussen et al., 2006). Les changements climatiques au moment de l'événement 8.2ka ont été de 432

identifié dans certains enregistrements de la Méditerranée orientale (Bar-Matthews et al., 2003 Landmann et 433

Kempe, 2005 Turner et al., 2008), cependant un manque d'enregistrements à haute résolution signifie 434

l'étude d'autres changements à l'échelle du centenaire au début de l'Holocène a été limitée. Le 435

les incertitudes sur la date U-Th à 1949 cm signifient qu'il n'est pas possible d'étudier pleinement si 436

les premiers événements de l'Holocène se sont produits de manière synchrone à Nar Gölü et NGRIP. Cependant, il est 437

possible de compter à travers les sédiments varvés du début de l'Holocène pour établir 438

s'il y a eu des changements à Nar Gölü qui se sont produits au même moment depuis le 439

début de l'Holocène dans le centre de la Turquie en tant que changements équivalents après le début de l'Holocène 440

au Groenland. Nous définissons les durées des événements simplement à l'œil, suivant la logique de 441

Daley et al. (2011) que les approches statistiques peuvent ne pas convenir pour comparer ces 442

Il y a un changement vers une sécheresse croissante à Nar Gölü

2 340 années varve après le début de 444

l'Holocène, très similaire au nombre d'années après le début de l'Holocène le 9.3ka 445

enregistrements de la région de l'Atlantique Nord comme Ammersee (von Grafenstein et al., 1999) dure 447

100 ans, à Nar Gölü l'excursion dure

300 ans (figure 6). Sécheresse relative à ce 448

le temps dure aussi plus longtemps dans d'autres enregistrements plus éloignés de l'Atlantique Nord, par exemple 449

Dongge en Chine, où dure l'excursion

200 ans (Dykoski et al., 2005). 450

Il y a un pic dans δ18Ocarbonate à Nar Gölü à partir

3 400 ans après le début de la

Holocène, à l'époque de l'"événement" 8.2ka dans NGRIP. Cependant, cela semble être le 452

pic d'une tendance isotopique plus longue englobant

300 ans (figure 6). Il y a aussi un interrupteur 453

de la calcite aux sédiments d'aragonite pour

400 ans au moment des valeurs isotopiques les plus élevées. 454

L'événement 8.2ka est observé dans tout l'hémisphère nord (Alley et al., 1997 Alley et 455

gústsdóttir, 2005 Morrill et Jacobsen, 2005). Dans le NGRIP, il est défini comme ayant une durée de 160 ans 456

(Thomas et al., 2007) et dans d'autres enregistrements isotopiques de la région de l'Atlantique Nord

ans (Daley et al., 2011). Cependant, à part quelques enregistrements (par exemple, la grotte de Heshang en Chine 458

Liu et al., 2013), loin de la région de l'Atlantique Nord, les effets sont souvent répartis sur un 459

période de temps plus longue (Rohling et Pälike, 2005 Wiersma et Renssen, 2006 Thomas et al., 460

2007), avec des changements plus brusques à 8 200 ans BP superposés à plus long terme 461

tendances de refroidissement/séchage (Rohling et Pälike, 2005). Intervalles où le climat est devenu plus sec 462

par rapport aux conditions moyennes du début de l'Holocène sont observées dans les enregistrements de 463 régions tropicales

8 500-7 800 ans BP (Gasse, 2000), la côte de la mer Noire de la Turquie

années BP (Göktürk et al., 2011) et depuis plusieurs centaines d'années dans la grotte de Qunf à Oman 465

(Fleitmann et al., 2003 2007) (Figure 6). Un événement sec entre ceux centrés sur

8 200 ans BP sont observés à la fois à Nar Gölü et à Qunf, de même que des passages à la baisse δ18Ocarbonate soit

côté de cet événement sec (Figure 6). 468

5.2.4 « événements » à l'échelle du centenaire du milieu à la fin de l'Holocène 472

Plus de 2 000 ans de données manquent dans la séquence de base ou ne sont pas montrés sur 474

Figure 5 en raison des incertitudes dans la chronologie (section 4.1). Par conséquent, il n'est pas possible 475

pour déterminer si une sécheresse précédemment identifiée dans la région

(Bar-Matthews et Ayalon, 2011 Kuzucuoğlu et al., 2011) a eu lieu à Nar Gölü. 477

Il est cependant possible d'étudier les changements de 4 400 ans BP à nos jours. 478

Premièrement, il y avait >20% de teneur en dolomie

4.300-4.150 ans BP, indiquant une période de très 479

bilan hydrique négatif (c'est-à-dire des conditions sèches). Par la suite, une fois que les niveaux de dolomie sont tombés en dessous de 480

20%, le plus élevé δLes valeurs de 18Ocarbonate dans toute la séquence se sont produites à

Des études antérieures ont identifié un séchage important

4 200-3 900 ans BP dans l'Est 482

Méditerranée (Cullen et al., 2000 Eastwood et al., 2007 Ulgen et al., 2012). Ce sec 483

l'intervalle a été appelé « événement » de 4.2ka et coïncide avec le déclin de l'akkadien 484

Empire dans le nord de la Mésopotamie (Weiss, 1993 Cullen et al., 2000) et l'Ancien Empire de 485

Égypte (Stanley et al., 2003). 486

Il y a un autre point positif δ18Excursion Ocarbonate à Nar Gölü

coïncide avec une période de sécheresse identifiée chez Eski Acıgöl et Van (Roberts et al., 2011) 488

(Illustration 5). Il y a deux périodes de haute (>20%) dolomie

ans BP. Ceux-ci suggèrent à nouveau des conditions plus sèches que la moyenne millénaire, et la présence de 490

de sédiments non varvés pour la première de ces périodes pourrait être pris pour indiquer un encore plus sec 491

climat que dans l'intervalle

4 300-4 150 ans BP. La période

synchrone dans l'incertitude de datation avec une sécheresse observée à travers la Méditerranée orientale 493

(Roberts et al., 2001 Verheyden et al., 2008 Langgut et al., 2013 Neugebauer et al., 2015), 494

au moment de l'effondrement/crise de l'âge du bronze tardif (Kaniewski et al., 2013) lorsque 495

2 500-2 300 ans BP pourrait coïncider avec certains pics observés dans le 497

Eski Acıgöl δEnregistrement 18Ocarbonate, mais davantage d'enregistrements à haute résolution de la région sont nécessaires

pour aider à établir s'il y a eu une excursion généralisée vers une sécheresse croissante à ce moment-là. 499

5.2.5 Le grand déplacement du δ18Ocarbonate au 6ème siècle après JC 501

Il y a un grand changement vers plus négatif δ18Ocarbonate au 6ème siècle après JC :

TA (Figures 5 et A.4). Cette période de faible δ18Ocarbonate a duré jusqu'à

par une remontée temporaire à des valeurs plus élevées

1090 ans BP. Autre que l'échelle multi-millénaire 505

Mi transition Holocène, c'est la plus grande δDécalage 18O vu dans le dossier, encore plus prononcé 506

que la transition glaciaire à l'Holocène. Autour de la Méditerranée orientale, un passage à 507

des conditions plus humides sont déduites à ce moment dans la grotte de Soreq (Orland et al., 2009), lac Tecer 508

(Kuzucuoğlu et al., 2011), la mer Méditerranée orientale (Schilman et al., 2001) et le 509

Mer Morte (Neumann et al., 2007). Cependant, ce n'est qu'à Nar Gölü que le changement d'un si haut 510

ordre de grandeur. Ainsi que le passage à la baisse δ18Ocarbonate, indicateur d'un changement vers plus positif

bilan hydrique, passage des précipitations d'aragonite aux précipitations de calcite et données sur les assemblages de diatomées 512

(Woodbridge et Roberts, 2011), indiquent également un passage à des conditions plus humides. 513

5.3 Moteurs de l'hydroclimat de la Méditerranée orientale 515

La rapidité de la transition glaciaire à l'Holocène à Nar Gölü est comparable à 517

celle observée dans les enregistrements de température de la région de l'Atlantique Nord (par exemple, von Grafenstein et al., 518

1999 Rasmussen et al., 2006). Cela suggère une forte téléconnexion entre le Nord 519

Atlantique et Méditerranée orientale. Une transition rapide vers l'Holocène est également observée en 520

Chine (Wang et al., 2001 Ma et al., 2012 Orland et al., sous presse) (voir la figure 1 pour les emplacements). 522

La transition est plus progressive dans les différences Dongge entre le spéléothème chinois 523

enregistrements pourraient être liés à des différences dans les influences relatives de la mousson indienne et 524

la mousson d'Asie de l'Est et les vents d'ouest sur différents sites (Huang et al., 2015). 525

Dans l'ensemble, le centre de la Turquie était plus sec lorsque l'Atlantique Nord était plus frais : au 526

l'époque du Dryas Jeune, à

3 100 ans BP. Ralentissements de la circulation thermohaline nord-atlantique dus aux glaciaires 528

les inondations explosives ont été suggérées comme les causes du Dryas plus jeune (Teller, 2012), 9.3ka 529

(Fleitmann et al., 2008 Yu et al., 2010) et 8,2ka (Thomas et al., 2007 Hoogakker et al., 530

2011 Hoffman et al., 2012) épisodes de refroidissement. Bien qu'il n'y ait pas de signal climatique clair dans le 531

4 200 et 3 100 ans BP, augmentation des débris de glace dans le Nord 532

Atlantic connu sous le nom d'événements Bond 3 et 2 (Bond et al., 1997) se produisent à cette époque. Un 533

une quantité importante des précipitations qui tombent dans le centre de la Turquie a des origines de l'Atlantique Nord 534

(Harding et al., 2009 Türkeş et al., 2009) donc une réduction de la cyclogenèse à ces périodes plus fraîches 535

est susceptible d'avoir réduit la fréquence, et potentiellement modifié le chemin, des trajectoires de tempête 536

de l'Atlantique. Une réduction résultante de la cyclogenèse méditerranéenne est également probable. 537

Ensemble, cela aurait conduit à moins de précipitations en Méditerranée orientale (Bartov et al., 538

2003 Prasad et al., 2004 Rowe et al., 2012). 539

L'influence de l'Atlantique Nord par la circulation océanique et/ou atmosphérique 540

pourrait expliquer les pics de sécheresse à Nar Gölü à ces moments, mais n'explique pas pourquoi le 541

9 300 et 8 200 ans BP durent plus longtemps à Nar Gölü et d'autres enregistrements en dehors de 542

la région de l'Atlantique Nord (Rohling et Pälike, 2005) que les « événements » de refroidissement dans le Nord 543

Atlantique. Alors que les changements dans l'Atlantique Nord sont considérés comme un facteur clé de l'Est 544

Hydroclimat méditerranéen dans le présent et le passé, il a été démontré que 545 autres

2006 Ziv et al., 2006) et le North Sea-Caspian Pattern Index (Kutiel et Türkeş, 2005). 547

Jones et al. (2006) ont utilisé l'enregistrement NAR01/02 de 1720 ans pour montrer les changements dans le Nord 548

Atlantique ont plus d'influence sur les conditions hivernales et les changements de l'été indien 549

La mousson a plus d'influence sur les conditions estivales à Nar Gölü. Rohling et Pälike 550

(2005) suggèrent que le signal d'événement aigu de 8,2ka est davantage observé dans les proxys basés sur l'hiver avec le 551

8.500-8.000 ans BP détérioration du climat plus évidente en 552 pondéré en été

mandataires. Il semble y avoir des étés plus secs à Nar Gölü au cours des 1720 dernières années lorsque le 553

la mousson est plus intense (Jones et al., 2006), supposée être liée à un renforcement de 554

la branche descendante de la cellule Hadley et des vents accrus du nord sur le 555 Est

Méditerranée à ces périodes (Raicich et al., 2003 Tyrlis et al., 2013). Pourtant,

ans BP, nous voyons une relation différente, avec des changements apparemment concomitants à Nar Gölü et 557

Qunf à des conditions plus sèches, liées, au moins dans ce dernier cas, à une mousson moins intense 558

(Fleitmann et al., 2003). La production solaire réduite a été proposée comme la cause du large 559

détérioration du climat sous-jacente

8 500-8 000 ans BP (Neff et al., 2001 Gupta et al., 2005 560

Rohling et Pälike, 2005). Cela pourrait expliquer un affaiblissement de la mousson, mais il reste 561

on ne sait pas comment la réduction de l'énergie dans le système climatique entraînerait une augmentation de l'évaporation dans le 562

été à Nar Gölü. Des précipitations estivales réduites donneraient un signal similaire, à plus de 563

valeurs isotopiques positives, mais de nombreux auteurs suggèrent que les étés ont eu de faibles précipitations 564

au début de l'Holocène, avec des précipitations importantes qui ne tombent qu'en hiver (voir 565

discussion ci-dessous). Quelle qu'en soit la cause, les changements dans l'Atlantique Nord

en outre conduit à des hivers plus secs (moins de précipitations) et encore plus δ18Ocarbonate à Nar Gölü,

ce qui représente les maxima du pic de Nar Gölü à cette époque. 568

Il y a un grand changement d'échelle multimillénaire dans l'hydroclimat de l'Holocène vu dans Nar 569

Gölü et d'autres enregistrements de la Méditerranée orientale (par exemple, Roberts et al., 2001 Eastwood 570

et al., 2006 Renssen et al., 2006) : la transition mi-holocène. Cela suggère qu'il y a 572

moteurs supplémentaires de l'hydroclimat de la Méditerranée orientale, dans ce cas à l'échelle millénaire. 573

La transition mi-holocène a été liée à un déclin dans l'hémisphère nord à l'été 574

insolation du début de l'Holocène maximum (deMenocal et al., 2000 Braconnot et al., 575

2007 Fleitmann et al., 2007 Renssen et al., 2007). Augmentation des précipitations en Afrique saharienne 576

au début de l'Holocène a été causée par un mouvement vers le nord de l'Inter Tropical 577

Zone de convergence et pluies de mousson liées à ce pic d'insolation (Schneider et al., 578

2014), mais l'influence directe de la mousson africaine n'est généralement pas considérée comme ayant 579

atteint la Méditerranée orientale (Arz et al., 2003 Brayshaw et al., 2011a). Été 580

la sécheresse a persisté pendant plusieurs millénaires jusqu'à l'Holocène en Méditerranée orientale 581

(Turner et al., 2010 Peyron et al., 2011 Vannière et al., 2011). Au contraire, le début humide 582

L'Holocène en Méditerranée orientale semble avoir été le résultat d'une augmentation de 583

les précipitations des autres saisons, en particulier l'hiver (Brayshaw et al., 2011b), ont rendu possible 584

en raison de l'augmentation de la chaleur résiduelle laissée dans l'Atlantique Nord et la mer Méditerranée à 585

en raison de l'insolation estivale plus élevée (Tzedakis, 2007), augmentant la cyclogenèse. Jusqu'à 586

l'Holocène, une diminution de l'ensoleillement annuel a conduit à un affaiblissement et un déplacement vers les pôles de la 587

la trajectoire des tempêtes (Black et al., 2011) et aux conditions plus sèches de la Méditerranée orientale. 588

En utilisant δ18Données d'Ocarbonate et de minéralogie carbonatée, sur une séquence de carotte datée par U-Th

et le comptage des varves, il a été possible de fournir un 593 hydroclimatique hautement résolu

reconstruction pour la Méditerranée orientale. Nous montrons des conditions relativement sèches à l'époque 594

du Dryas jeune, un Holocène précoce humide et la Transition Holocène moyen à plus sec 595

le climat est devenu plus sec que la moyenne millénaire

9 300, 8 200, 4 200 et 3 100 ans BP. 597

D'autres études ont précédemment suggéré un lien entre l'hydroclimat de la Méditerranée orientale 598

et changements dans l'Atlantique Nord au cours de la dernière glaciaire (par exemple Bartov et al., 2003) et à la fin de 599

Holocène (par exemple Jones et al., 2006), mais ce n'est qu'avec l'enregistrement haute résolution présenté ici 600

que nous pouvons démontrer que c'était également le cas au début de l'Holocène. Nous montrons que sec 601

anomalies climatiques au cours de la fin de la période glaciaire et tout au long de l'Holocène dans le centre de la Turquie 602

semblent se produire en même temps que des anomalies froides dans l'Atlantique Nord. Cela suggère un 603

téléconnexion entre les deux régions, via des changements dans la cyclogenèse et dans la fréquence et 604

chemin des traces de tempête de l'Atlantique. Cependant, la transition mi-holocène et la plus longue 605

la durée des anomalies de 9,3ka et de 8,2ka à Nar Gölü indique qu'il y a des contrôles supplémentaires 606

sur l'hydroclimat de la Méditerranée orientale. 607

JRD a été financé par la bourse NERC NE/I528477/1 (2010-2014). Isotope et U-Th 611

le travail a été financé par les subventions NIGFSC IP/1198/1110 et IP/1237/0511 à MDJ. Le travail sur le terrain était de 612

soutenu par National Geographic et le British Institute at Ankara subventionnent le CNR. MJL 613

a supervisé le travail sur les isotopes stables et assisté JRD, MDJ et SEM dans l'interprétation de 614

ces données, et HJS a développé la méthode de réaction sélective pour les échantillons contenant à la fois 615

calcite et dolomie. SRN et DS ont dirigé les travaux U-Th. JRD, MDJ, CNR, WJE et SEM 616

évalué les implications pour la paléoclimatologie régionale. Tous les auteurs ont contribué 617

intellectuellement au manuscrit et ont approuvé la version finale. Nous tenons à remercier 618

ceux qui ont contribué au travail de terrain en 2010 à Nar Gölü : Hakan Yiğitbaşıoğlu, Fabien 619

Arnaud, Emmanuel Malet, Ersin Ateş, Çetin Şenkul, Gwyn Jones, Ryan Smith et Ceran 620

Kendrick, Ewan Woodley, Jonathan Lewis, Carol Arrowsmith, Graham Morris, Teresa 622

Needham et David Clift ont tous fourni un soutien de laboratoire. Nous sommes particulièrement reconnaissants à 623

Samantha Allcock pour son aide sur le terrain et avec les comptes de varve. Les données sous-jacentes peuvent être 624

trouvé dans les documents en ligne. Enfin, nous remercions deux relecteurs anonymes pour leurs 625

commentaires qui ont amélioré le manuscrit original. Ce travail est publié avec la permission 626

du directeur exécutif du British Geological Survey. 627

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Les compositions isotopiques Hf des laves d'arc du nord de Luzon suggèrent l'implication de sédiments pélagiques dans leur source

De nouvelles compositions isotopiques Hf pour les basaltes de l'arc insulaire de l'arc de Luzon (Philippines) définissent une tendance sub-horizontale remarquable dans l'espace isotopique Hf–Nd avec une petite plage de ɛHf (+5 à +17) associée à une grande variation de ɛnd (−7 à +8). Le graphique de données ci-dessus chevauche à peine le réseau terrestre défini par les basaltes océaniques et la croûte continentale. Le mélange d'hyperboles traversant les champs de données croise le manteau appauvri et les sédiments pélagiques, suggérant que ces deux composants ont formé la source des laves de l'arc de Luzon. Une exception est l'île de Batan où la faible ɛnd les ratios sont associés à un faible ɛHf valeurs. Une hyperbole de mélange adaptée aux échantillons de Batan suggère que leur source mantellique a été modifiée par des matériaux subductés avant la contamination par des argiles terrigènes. Plus généralement, les relations géochimiques dans les laves de Luzon montrent que les membres terminaux du mélange sont des composants de source plutôt que des fontes. La relation entre les compositions isotopiques du Nd et du Hf dans les volcanites de Luzon montre que le type de sédiment subducté sous un arc insulaire est un facteur déterminant dans le contrôle des deux systèmes isotopiques dans les environnements d'arc insulaire.

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Absorption diagénétique d'éléments de terres rares par la bioapatite, avec un exemple de conodontes du Trias inférieur du sud de la Chine

Les modèles de distribution des éléments des terres rares (ETR) sont fréquemment utilisés comme indicateurs de la chimie de l'eau de mer ancienne ou des conditions environnementales paléomarines. Cependant, des travaux récents ont montré que la diagenèse peut conduire à la remobilisation et au fractionnement inter-élémentaire des terres rares, et que ces effets se produisent souvent en conjonction avec des réactions redox dans les eaux interstitielles des sédiments. Ici, nous passons en revue la littérature existante sur les flux diagénétiques des terres rares dans les sédiments marins et les eaux interstitielles afin de systématiser les connaissances existantes sur ce sujet.Les terres rares subissent une redistribution significative entre les phases sédimentaires au cours de la diagenèse précoce et tardive en raison des processus d'adsorption et de désorption. La remobilisation des terres rares conduit généralement à un fractionnement inter-élémentaire, conduisant à l'enrichissement ou à l'épuisement des fractions légères, moyennes ou lourdes des terres rares. En outre, la remobilisation des terres rares peut être facilitée par des changements redox, par exemple, par la dissolution réductrice des phases hôtes dans les eaux interstitielles suboxiques et anoxiques. Les schémas de distribution caractéristiques des terres rares se développent à travers ces processus : (1) une « distribution plate » signifiant une influence silicoclastique principalement terrigène, (2) un « renflement des terres rares moyennes » probablement dû à l'adsorption des terres rares légères et lourdes aux oxyhydroxydes de Mn et de Fe, respectivement, et (3) « l'enrichissement important en terres rares » indiquant une influence hydrogénée (eau de mer) (remarque : tous les modèles de cet article sont normalisés par rapport à la composition en terres rares de la croûte continentale supérieure moyenne, ou UCC).

Dans la deuxième partie de cette étude, nous entreprenons une analyse des distributions des terres rares dans des conodontes et des échantillons de roche entière de West Pingdingshan, une section limite Permien-Trias dans le sud de la Chine. En utilisant les rapports ΣREE/Th et Y/Ho, nous montrons que presque tous les échantillons de conodontes ont une forte surimpression diagénétique, et que la fraction hydrogénée des terres rares est faible et non isolable. De plus, les conodontes contiennent deux composants diagénétiques en ETR, l'un caractérisé par un faible REE (100-300 ppm), des rapports ΣREE/Th élevés (> 1000), un fort enrichissement moyen en REE et des rapports Eu/Eu* de

1,5 à 2,0, et la seconde par des rapports ΣREE élevés (300-2000 ppm), faibles REE/Th (


Contenu

Les sédiments peuvent être classés en fonction de leur taille, de leur forme et de leur composition.

Taille des grains Modifier

La taille des sédiments est mesurée sur une échelle log base 2, appelée échelle « Phi », qui classe les particules par taille de « colloïde » à « rocher ».

échelle Gamme de taille
(métrique)
Gamme de taille
(pouces)
Classe agrégée
(Wentworth)
Autres noms
< -8 > 256 mm > 10.1 dans Rocher
-6 à -8 64–256 mm 2,5 à 10,1 pouces Bricoler
-5 à -6 32–64 mm 1,26-2,5 pouces gravier très grossier Galet
-4 à -5 16–32 mm 0,63 à 1,26 pouces Gravier grossier Galet
-3 à -4 8–16 mm 0,31-0,63 po Gravier moyen Galet
-2 à -3 4–8 mm 0,157-0,31 po Gravier fin Galet
-1 à -2 2-4 mm 0,079-0,157 dans gravier très fin Granule
0 à -1 1–2 mm 0,039–0,079 po Sable très grossier
1 à 0 0,5–1 mm 0,020–0,039 po Sable grossier
2 à 1 0,25–0,5 mm 0,010–0,020 po Sable moyen
3 à 2 125–250 m 0,0049 à 0,010 po Sable fin
4 à 3 62,5-125 m 0,0025 à 0,0049 pouces Sable très fin
8 à 4 3,9–62,5 m 0,00015-0,0025 pouces Limon Boue
> 8 < 3,9 m < 0.00015 dans Argile Boue
> 10 < 1 m < 0.000039 dans Colloïde Boue

Forme Modifier

La forme des particules peut être définie en fonction de trois paramètres. Le forme est la forme générale de la particule, les descriptions courantes étant sphériques, lamellaires ou en forme de tige. Le rondeur est une mesure de la netteté des angles du grain. Cela varie de grains bien arrondis avec des coins et des bords lisses à des grains mal arrondis avec des coins et des bords pointus. Pour terminer, texture de surface décrit des caractéristiques à petite échelle telles que des rayures, des creux ou des crêtes à la surface du grain. [1]

Formulaire Modifier

Forme (appelée aussi sphéricité) est déterminé en mesurant la taille de la particule sur ses grands axes. William C. Krumbein a proposé des formules pour convertir ces nombres en une seule mesure de forme, [2] telles que

Une mesure alternative a été proposée par Sneed et Folk : [4]

qui, encore une fois, varie de 0 à 1 avec l'augmentation de la sphéricité.

Rondeur Modifier

L'arrondi décrit la netteté des bords et des coins des particules. Des formules mathématiques complexes ont été conçues pour sa mesure précise, mais elles sont difficiles à appliquer et la plupart des géologues estiment la rondeur à partir de tableaux de comparaison. Les termes descriptifs courants vont de très angulaire à angulaire à subangulaire à subarrondi à arrondi à très arrondi, avec un degré croissant de rondeur. [5]

Texture de surface Modifier

La texture de surface décrit les caractéristiques à petite échelle d'un grain, telles que les creux, les fractures, les crêtes et les rayures. Ceux-ci sont le plus souvent évalués sur des grains de quartz, car ceux-ci conservent leurs marques de surface pendant de longues périodes. La texture de surface varie du poli au givré, et peut révéler l'histoire du transport du grain par exemple, les grains givrés sont particulièrement caractéristiques des sédiments éoliens, transportés par le vent. L'évaluation de ces caractéristiques nécessite souvent l'utilisation d'un microscope électronique à balayage. [6]

Composition Modifier

La composition des sédiments peut être mesurée en termes de :

Cela conduit à une ambiguïté dans laquelle l'argile peut être utilisée à la fois comme une gamme de tailles et une composition (voir minéraux argileux).

Les sédiments sont transportés en fonction de la force du flux qui les transporte et de sa propre taille, volume, densité et forme. Des flux plus forts augmenteront la portance et la traînée de la particule, la faisant monter, tandis que les particules plus grosses ou plus denses seront plus susceptibles de tomber dans le flux.

Processus fluviaux : rivières, ruisseaux et écoulements terrestres Modifier

Mouvement des particules Modifier

Les rivières et les ruisseaux transportent des sédiments dans leurs écoulements. Ces sédiments peuvent se trouver à divers endroits dans l'écoulement, en fonction de l'équilibre entre la vitesse ascendante de la particule (forces de traînée et de portance) et la vitesse de sédimentation de la particule. Ces relations sont présentées dans le tableau suivant pour le nombre de Rouse, qui est un rapport entre la vitesse de chute des sédiments et la vitesse ascendante.

Si la vitesse ascendante est approximativement égale à la vitesse de décantation, les sédiments seront entièrement transportés en aval sous forme de charge en suspension. Si la vitesse vers le haut est bien inférieure à la vitesse de décantation, mais toujours suffisamment élevée pour que le sédiment se déplace (voir Initiation du mouvement), il se déplacera le long du lit en tant que charge de fond en roulant, glissant et salant (sautant dans le courant , étant transporté sur une courte distance puis s'installant à nouveau). Si la vitesse ascendante est supérieure à la vitesse de décantation, les sédiments seront transportés haut dans le flux en tant que charge de lavage.

Comme il existe généralement une gamme de tailles de particules différentes dans l'écoulement, il est courant que des matériaux de tailles différentes se déplacent dans toutes les zones de l'écoulement pour des conditions de flux données.

Formes de lit fluvial Modifier

Le mouvement des sédiments peut créer des structures auto-organisées telles que des ondulations, des dunes ou des antidunes sur le lit de la rivière ou du ruisseau. Ces formes de lit sont souvent préservées dans les roches sédimentaires et peuvent être utilisées pour estimer la direction et l'ampleur du flux qui a déposé les sédiments.

Ruissellement de surface Modifier

L'écoulement de surface peut éroder les particules de sol et les transporter vers le bas de la pente. L'érosion associée à l'écoulement de surface peut se produire par différentes méthodes en fonction des conditions météorologiques et d'écoulement.

  • Si l'impact initial des gouttelettes de pluie déloge le sol, le phénomène est appelé érosion par les éclaboussures de pluie.
  • Si l'écoulement de surface est directement responsable de l'entraînement des sédiments mais ne forme pas de ravines, on parle d'« érosion en nappe ».
  • Si l'écoulement et le substrat permettent la canalisation, des ravines peuvent se former, c'est ce qu'on appelle "l'érosion en ravines".

Environnements de dépôt fluviaux clés Modifier

Les principaux milieux fluviaux (rivières et ruisseaux) pour le dépôt de sédiments comprennent :

Processus éoliens : vent Modifier

Le vent entraîne le transport de sédiments fins et la formation de champs de dunes de sable et de sols à partir de poussières en suspension dans l'air.

Processus glaciaires Modifier

Les glaciers transportent une large gamme de tailles de sédiments et les déposent dans des moraines.

Bilan de masse Modifier

L'équilibre global entre les sédiments en transport et les sédiments déposés sur le lit est donné par l'équation d'Exner. Cette expression indique que le taux d'augmentation de l'élévation du lit dû au dépôt est proportionnel à la quantité de sédiments qui tombe de l'écoulement. Cette équation est importante dans la mesure où les changements dans la puissance du débit modifient la capacité du débit à transporter des sédiments, et cela se reflète dans les modèles d'érosion et de dépôt observés dans un cours d'eau. Cela peut être localisé, et simplement en raison de petits obstacles, les exemples sont les trous d'affouillement derrière les rochers, où le flux s'accélère, et le dépôt à l'intérieur des méandres. L'érosion et le dépôt peuvent également être une érosion régionale due à l'enlèvement du barrage et à la chute du niveau de base. Le dépôt peut se produire en raison de la mise en place d'un barrage qui fait que la rivière s'accumule et dépose toute sa charge, ou en raison de l'élévation du niveau de base.

Les mers, les océans et les lacs accumulent des sédiments au fil du temps. Le sédiment peut être constitué de terrigène matière, qui provient de la terre, mais peut être déposée dans des environnements terrestres, marins ou lacustres (lac) ou de sédiments (souvent biologiques) provenant de la masse d'eau. Le matériel terrigène est souvent fourni par les rivières et les ruisseaux à proximité ou par des sédiments marins remaniés (par exemple du sable). Au milieu de l'océan, les exosquelettes des organismes morts sont principalement responsables de l'accumulation de sédiments.

Les sédiments déposés sont à l'origine de roches sédimentaires, qui peuvent contenir des fossiles des habitants de l'étendue d'eau qui étaient, à leur mort, recouverts par l'accumulation de sédiments. Les sédiments du lit du lac qui ne se sont pas solidifiés en roche peuvent être utilisés pour déterminer les conditions climatiques passées.

Environnements de dépôt marins clés Modifier

Les principales zones de dépôt de sédiments dans le milieu marin comprennent :

    sables (p. ex. sables de plage, sables de rivières de ruissellement, barres et flèches côtières, en grande partie clastiques avec peu de faune)
  • Le plateau continental (argiles limoneuses, augmentation du contenu en faune marine).
  • La marge du plateau (faible apport terrigène, principalement des squelettes fauniques calcaires)
  • La pente du plateau (beaucoup plus de limons et d'argiles à grains fins)
  • Lits d'estuaires avec les dépôts résultants appelés "baie de boue".

Un autre environnement de dépôt qui est un mélange de fluvial et marin est le système de turbidite, qui est une source majeure de sédiments pour les bassins sédimentaires et abyssaux profonds ainsi que les fosses océaniques profondes.

Toute dépression dans un environnement marin où les sédiments s'accumulent au fil du temps est connue sous le nom de piège à sédiments.

La théorie du point nul explique comment le dépôt de sédiments subit un processus de tri hydrodynamique dans l'environnement marin conduisant à un affinage vers la mer de la taille des grains de sédiments.

Érosion et apport de sédiments agricoles aux rivières Modifier

L'une des causes des charges sédimentaires élevées est l'abattis-brûlis et la culture itinérante des forêts tropicales. Lorsque la surface du sol est dénudée de végétation puis desséchée de tous les organismes vivants, les sols supérieurs sont vulnérables à l'érosion éolienne et hydrique. Dans un certain nombre de régions de la terre, des secteurs entiers d'un pays sont devenus érodables. Par exemple, sur le haut plateau central de Madagascar, qui constitue environ dix pour cent de la superficie terrestre de ce pays, la plus grande partie de la superficie terrestre est déboisée et des ravines se sont érodées dans le sol sous-jacent dans des sillons généralement de plus de 50 mètres de profondeur et d'un kilomètre de large. . [ citation requise ] Cet envasement entraîne une décoloration des rivières en une couleur brun rouge foncé et entraîne la mort de poissons.

L'érosion est également un problème dans les zones d'agriculture moderne, où l'élimination de la végétation indigène pour la culture et la récolte d'un seul type de culture a laissé le sol sans support. Beaucoup de ces régions sont situées à proximité de rivières et de bassins hydrographiques. La perte de sol due à l'érosion enlève des terres agricoles utiles, ajoute aux charges de sédiments et peut aider à transporter des engrais anthropiques dans le système fluvial, ce qui conduit à l'eutrophisation.

Le ratio de livraison de sédiments (SDR) est la fraction de l'érosion brute (érosion en interill, rigoles, ravines et cours d'eau) qui devrait être livrée à l'exutoire de la rivière. [7] Le transfert et le dépôt des sédiments peuvent être modélisés avec des modèles de distribution des sédiments tels que WaTEM/SEDEM. [8] En Europe, selon le modèle WaTEM/SEDEM, le ratio de livraison de sédiments est d'environ 15 %. [9]

Développement côtier et sédimentation près des récifs coralliens Modifier

Le développement des bassins versants à proximité des récifs coralliens est une cause principale de stress corallien lié aux sédiments. Le dépouillement de la végétation naturelle dans le bassin hydrographique pour le développement expose le sol à une augmentation des vents et des précipitations et, par conséquent, peut rendre les sédiments exposés plus sensibles à l'érosion et à la livraison dans le milieu marin pendant les précipitations. Les sédiments peuvent affecter négativement les coraux de plusieurs manières, par exemple en les étouffant physiquement, en abrasant leurs surfaces, en provoquant une dépense d'énergie des coraux lors de l'élimination des sédiments et en provoquant des proliférations d'algues qui peuvent finalement conduire à moins d'espace sur le fond marin où les coraux juvéniles (polypes) peuvent régler.

Lorsque des sédiments sont introduits dans les régions côtières de l'océan, la proportion de sédiments terrestres, marins et d'origine organique qui caractérise le fond marin près des sources de production de sédiments est modifiée. De plus, étant donné que la source de sédiments (c.-à-d. terre, océan ou organique) est souvent corrélée à la taille moyenne des grains de sédiments grossiers ou fins qui caractérisent une zone, la distribution granulométrique des sédiments changera en fonction de l'apport relatif de terre ( sédiments généralement fins), marins (généralement grossiers) et d'origine organique (variables avec l'âge). Ces altérations des sédiments marins caractérisent la quantité de sédiments en suspension dans la colonne d'eau à un moment donné et le stress corallien lié aux sédiments.

Considérations biologiques Modifier

En juillet 2020, des biologistes marins ont signalé que des micro-organismes aérobies (principalement), en "animation quasi-suspendue", ont été trouvés dans des sédiments organiquement pauvres, vieux jusqu'à 101,5 millions d'années, à 250 pieds sous le fond marin dans le gyre du Pacifique Sud (SPG) ("l'endroit le plus mort de l'océan"), et pourrait être la forme de vie la plus longue jamais trouvée. [10] [11]


Conséquences du transport et du dépôt de sédiments

Alors que les sédiments sont nécessaires pour construire des habitats aquatiques et réintroduire des nutriments pour la végétation submergée, trop ou trop peu de sédiments peuvent facilement causer des problèmes d'écosystème et de sécurité. Que les problèmes soient causés par l'affouillement, l'érosion, l'accumulation ou simplement une turbidité excessive, le taux de transport des sédiments est un facteur environnemental important 35 . En plus des problèmes causés par la quantité de charge, les sédiments peuvent facilement introduire de la pollution et d'autres contaminants dans un cours d'eau, répandant les polluants en aval 40 .

Trop de sédiments

Les charges sédimentaires importantes sont le problème le plus courant rencontré avec les taux de transport des sédiments. Trop de sédiments peut entraîner une mauvaise qualité de l'eau, des proliférations d'algues et une accumulation de dépôts. Pour la vie aquatique, un excès de sédiments en suspension peut perturber les migrations aquatiques naturelles et endommager les branchies et d'autres organes 8, 37 .

Les sédiments transportés par le Rhône dans le lac Léman peuvent nuire à la qualité du lac. (Crédit photo : Rama, 2007, via Wikimedia)

La qualité de l'eau diminue avec des taux de transport de sédiments inhabituellement élevés. La turbidité peut faire monter la température de l'eau (les sédiments absorbent plus de chaleur solaire que l'eau) 1 . L'augmentation de la température de l'eau entraînera une baisse des niveaux d'oxygène dissous, car l'eau chaude ne peut pas contenir autant d'oxygène que l'eau froide 37 . Les sédiments en suspension peuvent empêcher la lumière du soleil d'atteindre les plantes submergées, diminuant les taux de photosynthèse et abaissant encore plus les niveaux d'oxygène dissous 38 . Si l'augmentation de la charge sédimentaire est due au ruissellement agricole et urbain, des proliférations d'algues peuvent se produire à cause de l'augmentation de la charge nutritive transportée dans le plan d'eau 36 .

Le dépôt régulier de sédiments peut créer des barres pour les habitats aquatiques, mais une sédimentation accrue peut détruire plus d'habitats qu'elle n'en crée. L'envasement, le nom du dépôt de sédiments fins, se produit lorsque les débits d'eau diminuent considérablement. Ces sédiments fins peuvent ensuite étouffer les larves d'insectes, les œufs de poisson et d'autres organismes benthiques lorsqu'ils se déposent hors de la colonne d'eau 1, 37 . Les dépôts peuvent également modifier les berges et la direction d'un cours d'eau lorsqu'une charge sédimentaire inhabituellement élevée s'y dépose 35 . Le dépôt de sédiments est responsable de la création de cônes alluviaux et de deltas, mais une accumulation excessive de sédiments peut créer des bouchons et des digues dans les canaux. Ces dépôts empêchent ensuite la rivière d'atteindre d'autres cours d'eau ou des plaines inondables 35 . L'augmentation de la sédimentation est considérée comme l'une des principales causes de la dégradation de l'habitat 36 . Selon la géologie locale et le terrain, l'accumulation de sédiments peut endommager les écosystèmes aquatiques non seulement dans les sites en aval, mais dans les cours supérieurs en amont à mesure que les dépôts se développent 35 .

Le dépôt de sédiments est considéré comme extrême lorsqu'il dépasse la charge quotidienne maximale totale (TMDL) recommandée ou établie. Un TMDL établit une limite de polluants et de paramètres mesurables pour une masse d'eau 35 . Cela signifie que les TMDL peuvent être créés pour plusieurs éléments différents de la charge sédimentaire, y compris le total des solides en suspension, l'altération des nutriments, les agents pathogènes et l'envasement. charger naturellement, en tant que canal de flux instable 36 .

Trop peu de sédiments

L'érosion du littoral peut être liée à la privation de sédiments – lorsque les rivières n'apportent pas suffisamment de sédiments pour se déposer sur la plage.

Bien que trop de sédiments soit la préoccupation la plus courante, un manque de transport des sédiments entraînera également des problèmes environnementaux. La privation de sédiments est souvent causée par des structures artificielles telles que des barrages, bien que les barrières naturelles puissent également limiter le transport des sédiments 8 . Sans transport et dépôt de sédiments, de nouveaux habitats ne peuvent pas être formés, et sans un certain enrichissement en éléments nutritifs (transportés par les sédiments dans l'eau), la végétation submergée ne pourrait pas pousser 8 . Trop peu de sédiments peuvent altérer un écosystème au point que les espèces indigènes ne peuvent pas survivre.

En plus de l'effet sur la vie aquatique, la perte de transport et de dépôt de sédiments peut entraîner des modifications physiques du terrain. En aval des rivières endiguées, il est courant de voir reculer les zones riveraines et les zones humides en raison de la perte de sédiments transportés 8 . L'érosion en aval d'une barrière est courante, tout comme l'érosion du littoral lorsqu'il n'y a pas une charge sédimentaire suffisamment importante actuellement transportée par l'eau 32 . L'eau qui coule ramassera de nouveaux sédiments du fond et des berges d'un cours d'eau (érosion au lieu de rafraîchir les habitats) alors qu'elle tente de s'adapter à un débit uniforme 11 .

Sédiments contaminés

Les chantiers navals et autres sources ponctuelles peuvent polluer un plan d'eau. Ces contaminants peuvent se déposer au fond et être libérés lentement au fil du temps, ou être emportés avec d'autres sédiments.

Les sédiments contaminés sont les matériaux accumulés dans le lit des rivières qui contiennent des substances toxiques ou dangereuses qui nuisent à la santé aquatique, humaine ou environnementale 39 . Ces contaminants proviennent souvent de sources ponctuelles de pollution (comme les eaux usées industrielles ou d'autres sources d'effluents), bien qu'ils puissent également pénétrer dans l'eau par ruissellement sur des sols contaminés (déchets miniers, décharges et zones urbaines), des déversements de produits chimiques ou des dépôts provenant de la pollution atmosphérique. 39 .

Comme les contaminants ne se dégradent pas (ou se dégradent très lentement), ils peuvent être une source de problèmes environnementaux pendant de longues périodes, même s'ils ne sont pas fréquemment remis en suspension 39 . Les contaminants les plus problématiques dans les sédiments lités et en suspension sont les métaux et les toxiques bioaccumulatifs persistants (PBT), comme les pesticides et le méthylmercure 39 .

L'assainissement des sédiments peut impliquer le dragage pour enlever les sédiments contaminés de la voie navigable 40 .

Parcourir

L'affouillement local se produit lorsque le débit d'eau érode les sédiments loin d'une structure telle qu'un pilier de pont, ce qui peut entraîner une défaillance de la structure.

Lorsque le transport des sédiments enlève des matériaux du lit d'un cours d'eau ou d'une berge, le processus d'érosion est appelé affouillement 41 . L'affouillement peut se produire partout où il y a un écoulement d'eau et des matières érodables. L'affouillement local est le terme d'ingénierie pour l'enlèvement isolé de sédiments à un endroit, comme la base des structures sous-marines, y compris les piles de pont et les culées 42 . Cette érosion localisée peut provoquer une défaillance structurelle, car les ponts et les constructions sur pilotis dépendent des sédiments du lit pour les soutenir.

Bien que l'affouillement puisse se produire n'importe où, il est plus probable qu'il se produise dans les cours d'eau alluviaux (lit et berges érodables), par opposition à un chenal rocheux (non alluvial) 41 . Comme l'écoulement de l'eau est responsable du transport des sédiments, l'affouillement peut se produire même dans des conditions de faible débit. Cependant, les conditions critiques d'affouillement des ponts surviennent généralement pendant les périodes de débit élevé, comme lors d'une inondation 41 . Le débit plus élevé peut ramasser plus de sédiments, et des turbulences se produisent souvent à la base d'une jetée car elles interrompent et accélèrent le débit. Cette turbulence augmentera à son tour les forces agissant sur le lit d'un cours d'eau, suspendant des particules supplémentaires et initiant un plus grand transport de sédiments 41 . Si trop de sédiments sont enlevés, la structure peut s'effondrer. L'affouillement dû au transport de sédiments provoqué par les crues est la cause la plus fréquente de rupture de pont aux États-Unis 42 .


Voir la vidéo: . (Octobre 2021).