Distribution des paramètres associés au plancton carbonaté : Cd et CaCO 3

CaCO

3.3.4.1. Cadmium

Les niveaux du cadmium sont en général faibles le long de la carotte C1 (0,06 – 0,12 mg kg-1), de

Caractérisation physico-chimique de la colonne sédimentaire C1

Schoonmaker 2003). Le profil du Cd présente une augmentation vers la surface qui commence à la base de la colonne sédimentaire (Figure 15). La distribution du cadmium peut être interprétée en termes d’apports anthropiques ou d’association au cycle du soufre selon que l’enrichissement s’observe vers la surface ou vers le fond, respectivement. Bien que les apports anthropiques ne puissent pas être exclus à partir d’une certaine profondeur, ils ne peuvent pas expliquer le début de cette tendance dans le fond de la carotte sédimentaire C1 dont les dépôts sont antérieurs à l’ère industrielle. D’autre part, la formation de CdS dans les sédiments suboxiques s’opère même en présence de sulfure à l’état de traces non détectables à l’odorat ou même par l’analyse chimique (Rosenthal et al. 1995). L’absence d’enrichissement authigénique en profondeur suggère une action microbienne modérée sur la matière organique dont la réactivité serait trop faible pour solliciter les sulfates comme accepteurs d’électrons. En effet, la réduction des sulfates ne survient que suite à l’épuisement de l’O2, des oxyhydroxydes de Fe et de Mn et les nitrates (Mackenzie 2003). Ces deux pistes d’interprétations ne semblent donc pas expliquer la distribution du Cd dans C1.

Il y a des raisons de penser que les variations de concentrations de Cd pourraient refléter des changements à long terme de la productivité primaire dans les eaux de surface oligotrophes. En effet, le Cd est impliqué dans le cycle biologique du plancton (Morford et al. 2008; Addison et al. 2012). Par exemple, dans les sédiments du bassin de Cariaco, 86 % du Cd est d’origine biogénique (Piper et Dean 2002). En outre, il a été démontré que les profils du Cd dans la colonne d’eau suggèrent qu’il se comporte comme un nutriment, le phosphate (Piper 1994). Il est prélevé par la masse planctonique (Piper 1994) et atteint les sédiments profonds avec la portion exportée qui survit à la dégradation. Pour cette raison, en milieu océanique, le Cd peut être considéré comme un indicateur semi-quantitatif pour les apports biogéniques (Friedl et Pedersen ; Addison et al. 2012).

Figure 15 – Profils en fonction de la profondeur des concentrations en Cd et de la teneur en carbonates

exprimées respectivement en mg kg^-1et en % massique du poids sec du sédiment de la carotte C1

Dans le cas de C1, les concentrations de Cd et la teneur en carbonates étant fortement corrélées, nous pensons qu’une interprétation en termes d’apports biogéniques autochtones (planctonique) est tout à fait plausible. Il semblerait que ces derniers se soient accentués vers la surface. L’examen davantage développé des apports biogéniques est traité plus loin (cf. par.5).

3.3.4.2. Carbonates

La teneur en carbonates a été estimée indirectement en utilisant la teneur en carbone inorganique (CI) et en supposant qu’il s’agissait exclusivement de carbonate de calcium. Le calcul s’est fait selon l’équation suivante :

%𝐶𝑎𝐶𝑂_! = %𝐶𝐼× 100 12 (Giresse et al. 2001; Addison et al. 2012).

La teneur en carbonates dans C1 est faible (4 – 14%) en comparaison avec celles des pentes continentales en Méditerranée du Nord Ouest (22 – 30%) (Giresse et al. 2001) et avec celles des sédiments côtiers du Liban (46 – 51 %) dans la région de Akkar (Abi-Ghanem 2008). Ces derniers sont sous l’influence de bassins versants carbonatés. En effet, les roches carbonatées atteignent le littoral libanais et font partie de la grande plate-forme de carbonates qui prédomine sur l’Est du bassin méditerranéen.

Le profil des teneurs en carbonates (Figure 15) montre une tendance générale à l’augmentation. Dans les cinq premiers centimètres, il n’y a pas de tendance précise mais deux augmentations nettes peuvent être distinguées dans les intervalles 5 – 9 cm et entre 36 – 44 cm. La teneur en

Caractérisation physico-chimique de la colonne sédimentaire C1

carbonates est négativement corrélée aux indicateurs clastiques, soutenant ainsi un apport marin biogénique de carbonates et non un apport d’origine rocheuse continentale.

Dans les zones peu profondes le CaCO3 peut constituer un estimateur pour la productivité primaire puisqu’il subit peu de dissolution avant le dépôt (McDonald 1997; Mackenzie 2003). La couche oxique est le lieu de dégradation microbienne intensive de la MO et peut influencer considérablement la dissolution des carbonates. Le CO2 libéré lors de l’oxydation abaisse le pH et conduit à la dissolution des carbonates mais, uniquement si la dégradation est suffisamment importante pour provoquer une sous-saturation de l’eau interstitielle en CaCO3 (Mackenzie 2003). En outre, plus le processus d’oxydation de la MO se produit à proximité de l’interface eau/sédiment, plus le ratio dissolution CaCO3/oxydation de la MO est faible (Mackenzie 2003). Dans C1, la couche oxique et les réactions métaboliques qui s’y produisent se trouvent dans une couche fine, ce qui limite la dissolution de CaCO3. Les carbonates constituent, dans le cadre de cette étude, un proxy fiable pour la productivité mais, uniquement en assumant une relation conservative entre la productivité totale et celles des espèces calciques. L’étude quantitative de la production primaire dépasse l’objectif de cette étude et nous nous contenterons d’apprécier les changements de productivité via l’amplitude de variation des carbonates en fonction du temps. Les teneurs en CaCO3 et en carbone organique ne sont pas corrélées, ce qui suggère un biais de préservation qui se traduit par ce découplage (Addison et al. 2012). D’une part, le carbone organique peut être affecté par des apports de matériel biogénique réfractaire d’origine terrigène. D’autre part, un changement d’assemblage planctonique pourrait être consistant avec cette absence de corrélation observée. Un large panel de pressions naturelles et anthropiques peuvent influencer un bassin semi-fermé tel que la Méditerranée et converger vers un changement quantitatif ou qualitatif de la communauté planctonique. Ces pressions sont autant globales que régionales et même locales. Citons parmi elles :

• Le réchauffement de l’eau de surface en Méditerranée et la stratification qui s’en est suivie peut causer un déclin des diatomées qui ont besoin du mélange turbulent pour survivre (Castaneda et al. 2011; De Madron et al. 2011). En outre, les expérimentations MEDIMEER démontrent une augmentation générale de la production primaire avec l’augmentation de la température (De Madron et al. 2011).

• Une augmentation de la radiation solaire a été rapportée dans la période suivant le « Petit Âge de Glace » qui a pris fin au début du XX^ème siècle (Incarbona et al. 2010). Parmi les réponses à ce phénomène, le déclin de l’activité microbienne affaiblie par les rayons UV et/ou l’augmentation de l’activité planctonique conduisent à un export plus important de la production primaire vers les sédiments (De Madron et al. 2011).

• Des changements climatiques sur une échelle temporelle étendue ainsi que des changements anthropiques et une haute fréquence d’évènements extrêmes plus récents ont changé le bilan d’eau douce et causé une augmentation de la salinité dans la Méditerranée, particulièrement dans le bassin Est (De Madron et al. 2011). Une hausse de la productivité primaire a été constatée en réponse à ces changements en Méditerranée du Nord Ouest (MNO) par exemple

et cela, en contradiction avec les modèles de prédiction. Une réponse similaire serait donc possible en Méditerranée orientale.

• Depuis les années 1960, une augmentation rapide du CO2 atmosphérique a été enregistrée à l’échelle globale (Noaa ; Shinryokan 2011). Les conséquences de cette augmentation sont sujettes à controverse. D’une part, des études prévoient une acidification des océans et une dissolution des squelettes carbonatés de certaines espèces ; d’autre part, l’étude d’Iglesias-Rodriguez et al. 2008, entre autres, souligne une augmentation d’espèces carbonatées. L’IPCC suggère une réponse espèce-spécifique comme explication à ces divergences (Shinryokan 2011).

• Enfin, à l’échelle strictement locale, une série de changements ont pu affecter la communauté planctonique. L’ouverture du canal de Suez en 1870 et les opérations d’élargissement qui ont suivi ont permis la migration d’espèces lessepsiennes qui n’ont pas eu d’obstacles écologiques puisque le bassin Levantin est oligotrophique (Galil 2008). De plus, tout comme la mise en place du barrage sur le Danube, l’édification du barrage d’Assouan sur le Nil a pu avoir pour conséquence la diminution des apports en silicates causant un « shift » de l’assemblage planctonique vers une proportion plus réduite de diatomées dont le squelette est silicaté (Turley 1999). Suite à l’installation du barrage d’Assouan en 1965, un déclin des apports en nutriments a également conduit à une chute notable de la productivité sur la côte égyptienne. Selon Nixon 2003, la situation s’est inversée dans les années 80. Une augmentation dramatique de l’urbanisation et de l’activité agricole a accompagnée l’explosion démographique au cours des dernières décennies dans le bassin du Nil et les eaux usées riches en nitrates et en phosphates qui en ont résulté auraient largement compensé la perte de nutriments occasionnée par le barrage, 15 ans auparavant. Ce scénario proposé par Nixon 2003 expliquerait l’aspect du profil de carbonates dans les cinq premiers centimètres ainsi que celui de Cd, du δ13C et du δ15N (cf. par. 5).

L’ensemble de ces évènements et phénomènes ont pu participer plus ou moins, individuellement ou combinés, aux variations de la productivité primaire. Ainsi, diverses interprétations pourraient expliquer le profil des carbonates dans C1 mais également ceux des paramètres caractérisant la matière organique et celui du Cd qui semble intimement lié à la productivité primaire.