Partie I – Archives sédimentaires dans le bassin Levantin : biogéochimie et historique de
7. Étude des contaminants métalliques : le Pb
7.2.4. Signatures isotopiques préindustrielles et contemporaines
Les profils sédimentaires des ratios isotopiques 206Pb/207Pb, 206Pb/208Pb, 206Pb/204Pb sont exposés dans la Figure 40. Ces trois ratios isotopiques exhibent des profils presque symétrique par rapport à celui des concentrations de Pb. Tous montrent une décroissance exponentielle à partir de 20 cm et une stabilisation relative dans les 2,6 cm de surface. Les concentrations de Pb et les ratios isotopiques 206Pb/207Pb, 206Pb/208Pb, 206Pb/204Pb sont négativement corrélés: (r2 = 0,95 ; p < 0,05), (r2 = 0,88 ; p < 0,05), (r2 = 0,89 ; p < 0,05), respectivement. Les ratios isotopiques sont tous quasi constants en dessous de 20 cm avec des moyennes de 1,208 ± 0,002 (n = 39), 0,487 ± 0,001 (n = 39), 19,029 ± 0,067 (n = 39) pour 206Pb/207Pb, 206Pb/208Pb et
206Pb/204Pb, respectivement.
La diminution régulière des ratios isotopiques accompagnant une augmentation des concentrations de plomb indique l’apport et le mélange du Pb anthropique. L’absence de variations importantes pour tous les ratios dans la section en dessous de 20 cm de profondeur (pré-1852) suggère la présence d’un type de Pb unique durant la période 1510 – 1852. Notre examen reposera principalement sur le ratio 206Pb/207Pb dans le tableau comparatif (Tableau 11). Ce ratio est plus utilisé à cause de sa stabilité et demeure le plus adopté dans la littérature scientifique concernant des études environnementales. Croisé avec le ratio 206Pb/208Pb, il peut être un indicateur de sources de Pb qui se classent en Pb d’origine naturelle, Pb provenant de la combustion de fiouls fossiles (charbon et essence aux empreintes distinctes) et Pb d’origine industrielle.
Figure 40 – Profils verticaux en fonction de la profondeur des ratios isotopiques du Pb : 206Pb/204Pb, 206Pb/208Pb, 206Pb/207Pb dans C1
La composition isotopique moyenne des horizons profonds de C1 correspond parfaitement à celle rapportée pour les résidus rocheux (c.-à-d. résidus suivant une extraction du Pb anthropique) dans le sol israélien (206Pb/207Pb = 1,210 et 206Pb/208Pb = 0,488 ; Erel et al. 1997). Une signature du ratio 206Pb/207Pb comparable est également retrouvée dans les sections profondes et non contaminées de la Méditerranée de l’Est et de l’Ouest (1,199 – 1,207 ; Ferrand et al. 1999; Le Roux et al. 2003; Angelidis et al. 2011; Heimbürger et al. 2012). Elbaz-Poulichet et al. 2011 relèvent une signature naturelle moyenne de 1,201 ± 0,002 (n = 24) pour le ratio 206Pb/207Pb déterminé dans des sédiments datant de 650 BC dans l’étang méditerranéen de Pierre-Blanche. Ainsi, on remarque que les signatures isotopiques de C1 dans la période pré-1852 sont similaires à la signature naturelle du Pb (206Pb/208Pb > 1,2) (Luck et Ben Othman 1998; Veron et al. 2006)
La constance de la signature isotopique du Pb en dessous de 20 cm et l’absence de variation des concentrations de Pb et de Hg (Figure 41) corroborent l’hypothèse d’un fond préindustriel confondu avec le fond géochimique naturel dans C1. La période couverte par la carotte C1 ne permet pas de détecter, ni en termes de concentration, ni en termes de signature isotopique, des signaux d’activités minières datant de l’antiquité qui sont parfois relevés en Méditerranée orientale (Le Roux et al. 2003; Veron et al. 2006 et en Méditerranée occidentale Elbaz-Poulichet et al. 2011).
Étude des contaminants métalliques : le Pb
Figure 41 – Profil vertical du ratio de 206Pb/207Pb montrant une symétrie avec les profils de concentrations
de Pb et de Hg exprimés en mg kg-1
Cependant, Abi-Ghanem et al. 2009 et Erel et al. 1997 communiquent des signatures naturelles de Pb entre 1,22 et 1,291 associées à des sédiments provenant de l’érosion de roches calcaires sur le littoral libanais et de la fraction carbonatée extraite de sols en Israël. Cette signature est significativement plus forte que le ratio du fond de la carotte C1. Il semble donc que les sédiments anciens de cette carotte ne soient pas fortement enrichis en carbonates contrairement aux sédiments prélevés sur le littoral libanais qui se caractérisent par la présence d’une plate-forme carbonatée. En effet, nos estimations de carbonates effectuées à partir des mesures de carbone inorganique (cf. par 3.3.4) indiquent de faibles teneurs dans les sédiments anciens de C1.
Le changement pour tous les ratios isotopiques, et notamment le 206Pb/207Pb se manifeste après 1852 avec une nette tendance vers des valeurs moins élevées que le fond, dites moins « radiogéniques ». Ce changement s’opère en deux phases : entre 20 et 5,5 cm et entre 5 et 2,6 cm correspondant aux périodes : 1852 à 1964 et 1964 à 1991. Il est concomitant avec une augmentation des concentrations de Pb et de Hg. Le ratio 206Pb/207Pb décroît pour atteindre une valeur de 1,178 à la surface de C1. Étant donné que le Pb anthropique présente typiquement des rapports isotopiques 206Pb/207Pb plus faibles que ceux du Pb naturel (Ferrand et al. 1999; Veron et al. 2006), cette tendance révèle une incorporation continue de Pb anthropique entre 1852 et 1991 qui semble se stabiliser à partir de 1995.
La signature isotopique des sédiments de surface de C1 est comparable aux valeurs données pour le site faiblement contaminé du littoral libanais (1,174 ; Abi-Ghanem et al. 2009) et dans les sédiments profonds en Méditerranée de l’Ouest (1,177 – 1,179 ; Angelidis et al. 2011) ainsi que dans les valeurs les plus faibles de la fourchette communiquée pour le Golfe du Lion
(1,174 – 1,188 ; Ferrand et al. 1999; Roussiez et al. 2005; Miralles et al. 2006). Néanmoins, le ratio 206Pb/207Pb à la surface de C1 est significativement plus faible que celui déterminé dans les sédiments de surface en Méditerranée profonde de l’Est (1,189 ; Angelidis et al. 2011). La disparité entre C1 et la Méditerranée orientale profonde suggère l’existence d’émissions de Pb locales responsables des dépôts côtiers qui se traduisent par une signature moins radiogénique.