Estimation de la vitesse et du taux de sédimentation et datation au plomb-210

Le développement d’un modèle approprié pour estimer la sédimentation et pour dater une carotte sédimentaire marine à partir du profil de l’activité en ²¹⁰Pbxs, demande une compréhension des processus par lesquels le plomb-210 est produit dans l’environnement et une bonne connaissance des processus physiques concernant la formation de la colonne sédimentaire, ainsi que des processus de remaniement physique et biologique des sédiments superficiels. La méthode de base de la datation au plomb-210 a été établie par Goldberg 1963. Sur cette base les nombreux modèles ont été ensuite proposés (Robbins et Edgington 1975; Robbins et al. 1977; Appleby et Oldfield 1978). Il convient de noter que les applications chronologiques sont valables pour la datation d’une centaine d’années, soit environ cinq fois la période du ²¹⁰Pb (Sanchez-Cabeza et al. 1999; Masque et al. 2003). De plus, l’ensemble de ces modèles dits « simples » ou « non-biodiffusifs » est établi sous les hypothèses de certaines conditions environnementales :

• une sédimentation continue et ordonnée dans le temps ;

• pas de mobilité post-dépositionnelle du radioélément (diffusion moléculaire) dans le sédiment ni de mélange mécanique (redistribution biologique ou physique des sédiments) ;

• un flux initial constant à l’interface eau /sédiment.

Pour estimer la sédimentation il faut prendre en compte le tassement/compaction des sédiments, lors de la formation de la colonne sédimentaire. Ce processus influence la quantité de particules solides accumulées sur chaque couche de la colonne sédimentaire (DiToro 2001). La relation entre la vitesse de sédimentation (accroissement de la colonne sédimentaire), exprimée en cm a^-1, et le taux d’accumulation de sédiments, exprimé en g cm^-2 a^-1, n’est donc pas directe. Ces deux grandeurs sont liées par la porosité des sédiments. Les phénomènes d’érosion, de dépôt et de resuspension des sédiments de surface, induits par les courants marins, influencent également l’accumulation des sédiments via leur redistribution latérale (Bloesch 1995). Enfin, le profil du

210Pbxs dans la carotte sédimentaire peut être perturbé par le remaniement des structures sédimentaires dû au mélange biologique (bioturbation) (Osaki et al. 1997). La prise en compte de ces processus dans le modèle de datation est souvent négligée. Lorsque la colonne sédimentaire est composée d’une couche mélangée en surface et d’une couche sous-jacente non-mélangée on utilise des modèles mathématiques plus complexes, dits « bio-diffusifs » (Christensen 1982; Boudreau 1986; Fuller et al. 1999).

Il apparaît ainsi que la modélisation géochronologique pose des problèmes de complexités diverses. La datation par le ²¹⁰Pbpeut être compliquée par des paramètres difficiles à appréhender (bioturbation, resuspension et remaniement physiques de sédiments). Dans la suite de ce paragraphe, nous présentons sommairement quelques bases des modèles simples non-diffusifs de la datation au plomb-210. Pour un développement plus complet de cette problématique, on doit se référer aux ouvrages et publications de références (Robbins 1978; Appleby et Oldfield 1992; Ivanovich et harmon 1992).

4.3. Modèles géochronologiques

Il existe plusieurs modèles pour déterminer la vitesse ou le taux de sédimentation et l’âge des sédiments, mais tous se basent sur la loi de désintégration radioactive du ²¹⁰Pbxs avec le temps qui se traduit par l’équation suivante :

Eq. 1

Où C0 (en mBq g^-1 de poids sec) est l’activité initiale du radionucléide en excès dans le sédiment au temps t0, Cx (en mBq g-1 poids sec) l’activité du radionucléide en excès dans des sédiments d’âge t, et λ la constante de désintégration du radionucléide (en temps^-1).

Suivant l’hypothèse considérée pour le système sédimentaire étudié, la datation d’une carotte sédimentaire au plomb-210 est possible avec les modèles simples proposés ci-dessous. Le choix

t x Ce

C −λ

Géochronologie des dépôts marins dans la carotte sédimentaire C1

contrôlent l’accumulation du plomb et sur une bonne évaluation des profils en ²¹⁰Pbxs du site étudié.

4.3.1. Modèle CFCS (Constant Flux and Constant Sedimentation)

Il s’agit d’un modèle simple dit « à flux et sédimentation constants » proposé d’abord par Goldberg 1963 puis, appliqué par Robbins et al. 1977. L’activité du radioélément est d’abord déterminée à chaque niveau. Puis, une relation entre la vitesse de sédimentation et la décroissance du ²¹⁰Pb est déterminée. L’introduction de la vitesse de sédimentation ω = x/t exprimée en cm a-1dans l’Eq. 1 et une transformation logarithmique permet d’obtenir l’Eq. 2. Une représentation graphique en fonction de la profondeur x permet d’obtenir une droite de pente ⏐λ /ω⏐. La constante de désintégration du ²¹⁰Pb étant connue (λ = 0,03114 a-1), il est possible d’obtenir la vitesse de sédimentation moyenne et par suite, l’âge de chaque couche de sédiments.

Eq.2 2

Dans le but de s’affranchir du phénomène de tassement des sédiments et des variations de porosité qui en découlent, on utilise m, la masse sèche cumulée par unité d’aire en g cm^-2 au lieu de la profondeur x et le taux de sédimentation r exprimé en g cm^-2 a^-1 au lieu de la vitesse de sédimentation ω avec r = m / t. Un raisonnement analogue à celui présenté ci-dessus permet de déduire le taux de sédimentation moyen en utilisant la pente de la droite obtenue par la représentation graphique de ²¹⁰Pbxs en fonction de la masse sèche cumulée avec une échelle logarithmique.

4.3.2. Modèle CRS (Constant Rate of Supply)

D’abord utilisé dans des sédiments lacustres par Appleby et Oldfield 1978, ce modèle est actuellement largement utilisé même en milieu marin. Le modèle CRS se fonde sur l’hypothèse d’un flux constant de ²¹⁰Pbxs mais d’un taux de sédimentation variable. Par suite, il utilise l’inventaire de ²¹⁰Pbxs (en mBq cm^-2)de l’ensemble de la colonne sédimentaire que l’on calcule selon l’Eq. 3. Ensuite, l’âge des sédiments de chaque couche est déduit selon l’Eq. 4.

Eq. 3

Eq. 4

où A0 est l’inventaire du ²¹⁰Pbxs (en mBq cm^-2) sur l’ensemble de la colonne sédimentaire avec A0

= F / λ, Ax est l’inventaire du ²¹⁰Pbxs (en mBq cm^-2) intégré entre la couche situé à la profondeur x et le fond de la carotte sédimentaire, F est le flux constant du 210Pbxs (en mBq cm-2 a-1) et λ, la constante de désintégration du ²¹⁰Pb (0,03114 a^-1). x C C_x ω λ − =ln ₀ ln t t t x Fe dt Ae A λ −λ ∞ − = =

∫

On détermine le taux de sédimentation r (en g cm^-2 a^-1) pour un horizon de la colonne sédimentaire à la profondeur x (en cm) selon la suite d’équations qui suivent.

Le flux de 210Pbxs à la surface est :

Eq. 5

La désintégration radioactive donne la relation entre les activités du ²¹⁰Pbxs en surface (C0) et au niveau x, Cx :

Eq. 6

À partir de l’Eq. 3 et en utilisant A0 = F / λ on obtient:

Eq. 7

Dans cette équation, on substitue F et C0 grâce aux Eq. 5 et Eq. 6 respectivement et cela nous conduit au taux de sédimentation r:

Eq. 8

4.3.3. Modèle CIC (Constant Initial Concentration)

Selon Robbins et Edgington 1975, le modèle CIC se base sur l’hypothèse d’une concentration initiale constante de ²¹⁰Pbxs dans chaque couche de sédiment. En suivant le même raisonnement que pour le modèle CRS, on calcule l’âge pour chaque horizon en utilisant les équations :

Eq. 9

et

Eq. 10

où C0 (en mBq g^-1) est l’activité du ²¹⁰Pbxs en surface, Cx (en mBq g^-1) l’activité du ²¹⁰Pbxs dans l’horizon x, et λ la constante de désintégration du ²¹⁰Pb (0,03114 a^-1).