Reconstitution des variations d’intensité relative du champ magnétique terrestre

$-i/te/(ité de l-;<S Fet de l-;<TS8 %4C)i(e 3%* le( (édi&e/t( dé3e/d de l-i/te/(ité d) 4h%&3 %&:i%/t> &%i( ég%le&e/t de l% /%t)*e et de l% C)%/tité de( &i/é*%)E %lig/é( F(e4tio/ R8? Dl e(t I /ote* C)e le( 3*o4e(()( de *é%lig/e&e/t de( g*%i/( &%g/étiC)e( U)(C)-%) :lo4%ge de l-;<TS> %55e4te/t l% 3*o3o*tio//%lité de l-i/te/(ité de l-;<= 9i(VIV9i( de l-i/te/(ité d) 4h%&3 N $-e55et 9%*ie (elo/ le( dél%i( de :lo4%ge de( g*%i/( et (elo/ l-%&3lit)de de( 9%*i%tio/( de di*e4tio/( d) MMW? ;5i/ de *e4o/(t*)i*e le( 9%*i%tio/( d-i/te/(ité d) 3%léo4h%&3> il e(t /é4e((%i*e de /o*&%li(e* l-i/te/(ité d-;<= 3%* )/

!éthodologie

$aram(tre re$résentati/ de la $o$ulation de 4rains ma4néti5ues 5ui la $orte. Les $aram(tres les $lus couramment utilisés comme normalisateurs sont la susce$ti9ilité ma4néti5ue :; l<=>? @ A;BC et l<=>=.

!"#"#" %&'()*+,- ./ -,012'+32*(/0 '( 4'/3 2.&5/2*

!"#$%&'()(*('+,-./0+'(1"%,2,,

La /orte in/luence des 4rains $olDdomaines de CiEma4nétite sur la susce$ti9ilité ma4néti5ue $eut introduire des erreurs dans la reconstitution de la $aléointensité relative $ar le $aram(tre =>GH: I ces 4rains de /orte susce$ti9ilité $oss(dent un /ai9le moment ma4néti5ue Jc/ section "."K; 5ui les rend ina$tes @ s<ali4ner dans le cLam$; contrairement auM 4rains monoE et $seudoEmonodomaines J".2 et ".BK. La variation du 5uotient =>GH: étant donc in/luencée $ar les variations de taille de 4rains; son utilisation doit Otre restreinte @ des sédiments dont la distri9ution 4ranulométri5ue est unimodale et constante.

3(-.0'.'(40,5+-.0%0'%,(#4'6%5-%,378,

La valeur de l<intensité de l<=>? ac5uise dans un cLam$ donné dé$end non seulement de la nature des minérauM; mais aussi des ca$acités de nucléation de domaines des 4rains ma4néti5ues. Pous in/luence d<un cLam$ /ort; les 4rains $olDdomaines ac5ui(rent; $ar dé$lacement des murs de QlocL; une /orte =>?. Re tels 4rains n<aDant $as $artici$é @ l<ac5uisition de l<=>R et de l<=>SR; le ra$$ort =>GH=>? est donc lar4ement in/luencé $ar les 4ros 4rains ma4néti5ues. Les cLam$s de dé9loca4e de l<=>? sont 4énéralement $lus /ai9les 5ue ceuM de l<=>G.

3(-.0'.'(40,5+-.0%0'%,.069#'+5+'(1"%,373,,

L<=>= est considérée comme le normalisateur le $lus a$$ro$rié car elle est $rinci$alement $ortée; comme l<=>G $ar la /raction monoE ou $seudoEmonodomaine de CiEma4nétite. Les s$ectres de cLam$s alternati/s de dé9loca4e de l<=>= et de l<=>G sont 4énéralement tr(s similaires lors5u<il s<a4it de JCiEKma4nétite Jc/ section T.B et Levi and QanerUee; 1VWTK.

3(-.0'.'(40,5+-.0%0'%,&4#':;+'5('(1"%,.5'(<($(%**%,

Pelon les travauM de CucXer J1V8AK et CLouvenD J1V8WK; l<aimantation $ostE détriti5ue ac5uise lors de la reEsédimentation en cLam$ /ai9le contrZlé constitue le $lus

!"#$%&%'%gie

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proche analogue de l0AR34 naturelle. 7n effet, il appara;t <ue les spectres de champ de déblocage de l0AR43 artificielle sont proches de ceux de l0ARN et de l0ARA (Devi and FanerGee, 19JK et Thouveny, 198J).

D0ac<uisition d0AR34 artificielle est trPs longue Q réaliser, contrairement Q celle de l0ARA et de l0ARI S elle n0est pour cette raison <uasiment Gamais prati<uée.

7n résumé, les variations du rapport ARN/ARA constituent généralement le proxy le plus réaliste des variations de paléointensité relative du UMT (Wohnson et al., 19JX).

!"#"$" &'(')*+ ,* -./',')0 ,* /. 123(./'+.)'21 *) ,'+45++'21

Da dépendance de l0ARA Q la taille et Q la concentration des grains de magnétite a été mise en évidence par King et al. (198#, 1983) et a conduit ces auteurs Q définir des critPres limitant l0utilisation du <uotient ARN/ARA comme indicateur de paléointensité relative [

1) cette normalisation n0est valide <ue si le porteur principal appartient Q la famille des titano\magnétites.

#) Des intensités d0ARN et d0ARA évoluent de fa]on opposée pour des tailles de grain inférieures Q 1µm et supérieures Q 10µm (Amerigians, 19JJ S !"#$%&'(). King et al. (1983) stipulent donc <ue la taille des grains de magnétite doit _tre comprise entre 1et 1Xµm (gamme des pseudo\monodomaines). Uette étude confirme également la forte sensibilité du <uotient ARN/ARIs aux variations de la taille des grains de magnétite (!"#$%&'()).

3) 40aprPs les résultats de Sugiura (19J9), King et al. (1983) montrent <ue la concentration maximale en grains magnéti<ues ne doit pas excéder de #0 Q 30 fois la concentration minimale (!"#$%&'*).

Au cours d0une revue criti<ue de ces critPres de validité, Tauxe (1993) a aGouté <ue la comparaison des méthodes de normalisation entre elles et avec des enregistrements de paléointensité régionale ou globale sont des moyens de s0assurer de la fiabilité des méthodes de normalisation. 7nfin, la similarité d0une des méthodes de normalisation de l0ARN avec des paramPtres magnéti<ues ou biogéochimi<ues climato\dépendants doit poser la <uestion du type d0information fournie par les <uotients d0ARN/ARA, ARN/ARIs ou ARN/K et _tre utilisés avec prudence.

Méthodologie

Les laves du plancher océanique constituent un fidèle enregistreur de l’intensité du champ magnétique au cours du temps, ce qui a permis à =ee et al. (2000) de produire un profil de paléointensité à haute résolution couvrant les derniers 7D0 ka (la période normale Brunhes). La comparaison de cet enregistrement avec des profils de paléointensité relative de séquences sédimentaires procure donc un moyen supplémentaire de tester la fiabilité des méthodes de normalisation.

Infin, le taux de production des cosmonucléides ¹⁴C, ¹⁰Be et ^#6Cl dans l’atmosphère étant principalement contrôlé par l’intensité du champ magnétique terrestre (selon une relation inverse, Ilsasser et al., 1956), la mesure de la concentration de ces nucléides radioactifs dans les séquences sédimentaires fournit également un moyen indépendant de reconstituer la paléointensité. Cet outil a été largement utilisé pour s’assurer de la qualité des reconstitutions paléomagnétiques dans les sédiments (Franck et al., 1997 ; Carcaillet et al., 2004, Leduc et al., 2006).