Soutenance mémoire
Etablissement des échelles de temps
Certains indicateurs paléoclimatiques (tels que les enregistrements isotopiques de l’oxygène : δ18O) varient suivant les cycles orbitaux de la précession, de l’obliquité, et de l’excentricité (périodicités respectives de 23, 40 et 100 ka) proposés comme forçage externe du climat par Milankovitch. Depuis cette découverte (Hays et al., 1976), ces méthodes cyclostratigraphiques ont été largement appliquées aux séries sédimentaires. L’un des indicateurs paléoclimatiques les plus utilisés est le δ18O des foraminifères benthiques, car considéré comme un signal global. La compilation LR04, obtenue par Lisiecki et Raymo (2005), propose un cadre temporel, sur les derniers 5,3 Ma, des variations climatiques. La construction de LR04 repose sur 57 enregistrements de δ18O benthiques répartis en différents points du globe. LR04 est maintenant l’échelle chronologique de référence pour les enregistrements en domaine marin. Néanmoins, malgré cette avancée significative, cette compilation a ses limites. Ainsi, l’incertitude associée à l’échelle de temps n’est pas compatible avec une étude de signaux climatiques à haute résolution puisque les données de δ18O benthique ne permettent généralement pas d’atteindre une précision temporelle inférieure à 5 ka, soit 1/4 du cycle le plus court de la précession (Waelbroeck et al., 2008). Ceci apparait insuffisant lorsqu’il s’agit de quantifier et de caractériser des évènements brefs. De plus, les 57 enregistrements pris en compte pour la construction de LR04 proviennent d’océans différents et de profondeurs différentes. Ils représentent donc des masses d’eau ayant des signatures isotopiques particulières, parfois dépendantes de la température plus que du volume des glaces, notamment pendant les déglaciations (Waelbroeck et al., 2008). Les enregistrements glaciologiques sont également un outil précieux pour préciser la chronologie des variations climatiques. Dans les régions à fort taux d’accumulation de glace, telles que le Groenland ou les régions côtières d’Antarctique, le cadre chronologique des archives repose en partie sur le comptage des couches annuelles. Ces couches annuelles sont identifiées par différentes méthodes telles que l’inspection visuelle ou la mesure de cycles saisonniers de la composition isotopique ou chimique de la glace. De nombreuses échelles reposant sur ces méthodes ont ainsi été établies. On peut citer entre autres GISP2 (Meese et al., 1997) et GICC05 (Andersen et al., 2006 ; Svensson et al., 2006). La justesse et la précision de ces échelles restent très sensibles aux erreurs de comptage ainsi qu’à la propagation de ces erreurs. Pour l’échelle GICC05, l’erreur sur l’âge est estimée à 1 an à 1 ka, alors qu’elle est de 2601 ans à 60 ka (Figure I.1). Par ailleurs, l’âge le plus ancien obtenu au Groenland (forage NorthGRIP) est 123 ka. Les forages des glaces d’Antarctique recoupent des empilements à plus faibles taux d’accumulation ce qui permet de recueillir des enregistrements remontant plus loin dans le passé. Ainsi l’échelle AICC2012, (Veres et al., 2013 ; Bazin et al., 2013) construite en combinant les données de 5 carottes (4 en Antarctique et 1 au Groenland) remonte jusqu’à 800 ka. Néanmoins, la résolution de ces enregistrements, plus faible que ceux du Groenland, n’autorise pas l’établissement d’une échelle de temps par comptage des couches de glaces. Dans ce cas, les échelles de temps sont le plus souvent obtenues par modélisation glaciologique (e.g. : échelle de temps GT4 de Petit et al., 1999 ; EDC3 de Parrenin et al., 2007). D’autres méthodes d’obtention d’échelles de temps sont parfois utilisées telles que le forçage orbital, ou la corrélation de la carotte à dater avec une autre bien datée via l’utilisation de marqueurs communs présents dans la glace. L’échelle EDML-1 (Ruth et al., 2007) dérive ainsi d’EDC3 (Parrenin et al., 2007) par corrélation de 322 horizons volcaniques communs identifiés dans leurs enregistrements glaciologiques respectifs. Les échelles de temps obtenues par modélisation glaciologique souffrent néanmoins d’incertitudes temporelles liées au processus de modélisation (formulation mathématique du modèle, implémentation numérique du modèle, incertitude des paramètres définissant le modèle,…). Il est cependant possible de diminuer ces incertitudes. Ainsi, Veres et al. (2013) et Bazin et al. (2013) ont minimisé les erreurs de l’échelle AICC2012 en utilisant une méthode bayesienne (Lemieux-Dudon et al., 2010) permettant de combiner l’ensemble des informations robustes (contraintes glaciologiques, marqueurs stratigraphiques, gaz) provenant de différentes carottes de glace. Ainsi créée, chaque échelle possède une incertitude temporelle. Pour les échelles glaciologiques l’incertitude est principalement due aux erreurs possibles de comptage et aux erreurs inhérentes au processus de modélisation. La principale source d’incertitude affectant les chronologies reposant sur la stratigraphie isotopique est l’incertitude liée à la réponse des variables climatiques au forçage orbital utilisé pour modéliser les cycles stratigraphiques observés. A la difficulté d’établir des échelles de temps précises pour chaque type d’archive, s’ajoute celle de corréler entre elles des archives de nature différente. Souvent, la corrélation entre 2 différents types d’archives est alors établie sur la base de caractéristiques communes observées dans les 2 archives. Shackleton et al. (2000) ont ainsi corrélé un signal de température d’une carotte de glace de Vostok à un signal de δ18O benthique d’une série sédimentaire au large du Portugal. Cette corrélation est effectuée sur la base d’une évolution similaire des 2 variables climatiques différentes observées en différents points du globe et dans des archives de nature différente. Néanmoins, il peut exister des déphasages dans l’enregistrement des signaux climatiques, aussi bien entre les différents traceurs climatiques qu’entre les différentes archives climatiques. Ces déphasages peuvent ainsi induire des erreurs lors de corrélations basées sur l’évolution similaire de 2 signaux différents.
Les enregistrements continus du CMT
Deux types d’archives enregistrent en continu le CMT : les glaces et les sédiments. Il a déjà été montré en I.A.2 comment les isotopes cosmogéniques contenus dans ces archives permettent d’obtenir un tel enregistrement. Dans le cas des sédiments, l’analyse de leur aimantation rémanente permet d’obtenir un enregistrement continu du CMT indépendant de celui obtenu par l’analyse des isotopes cosmogéniques. Les sédiments marins ou lacustres peuvent contenir des particules magnétiques. Ces particules s’orientent préférentiellement selon la direction du CMT régnant au moment de leur dépôt. Malgré le manque de connaissances exactes des processus d’aimantation des sédiments (Verosub, 1977 ; Roberts et Winklhofer, 2004), il est admis qu’ils sont capables d’enregistrer en continu la direction et l’intensité du CMT pourvu que les caractéristiques physico-chimiques de leur fraction magnétique, porteuse du signal CMT, soient parfaitement connues. En effet, de nombreux processus post-dépôt tels que la bioturbation, la compaction, ou encore les transformations chimiques peuvent intervenir et affecter l’aimantation rémanente des sédiments (Butler, 1992 pp.50). De plus, une séquence sédimentaire sera un bon enregistreur du CMT si sa minéralogie magnétique est uniforme en nature et taille de grain sur toute sa longueur (Tauxe, 1993). Enfin, les taux de sédimentation sont parfois trop faibles (1-3 cm/an) pour enregistrer certaines variations rapides du CMT (Roberts et Winklhofer, 2004). Malgré ces difficultés, la capacité des sédiments à préserver un signal fiable de paléointensité du CMT a été démontrée notamment par la cohérence, au moins sur le long terme, entre des enregistrements magnétiques provenant de carottes issues d’environnements très différents : taux de sédimentation, lithologies, et conditions paléoenvironnementales. Ainsi, les mesures d’intensité sur les sédiments se sont multipliées ces dernières 20 années et ont permis d’obtenir les premières courbes de variations d’intensité magnétique globale par compilation de plusieurs carottes sédimentaires. Ceci a été effectué avec des résolutions temporelles et spatiales variables suivant les séries sélectionnées : basse résolution pour SINT-200 (Guyodo et Valet, 1996) et SINT-800 (Guyodo et Valet, 1999), haute résolution temporelle en Atlantique nord pour NAPIS-75 (Laj et al., 2000), haute résolution temporelle mais très locale pour SAPIS-75 (Stoner et al., 2002), haute résolution temporelle et globale pour GLOPIS-75 (Laj et al., 2004). Ces courbes synthétiques sédimentaires permettent de réduire au minimum l’impact des facteurs environnementaux (e.g. variation du taux de sédimentation, délais à l’acquisition d’aimantation) et des potentielles composantes nondipolaires du CMT sur l’enregistrement du signal magnétique. Des séries temporelles plus longues (1,5 et 2 Ma) ont également été proposées en s’appuyant sur les méthodes et résultats de celles plus courtes existantes (Valet et al., 2005 ; Channell et al., 2009). Ces courbes synthétiques fournissent l’évolution continue de la composante dipolaire du CMT et sont reportées sur des échelles de temps, également de qualité variable. GLOPIS-75, mise au point par Laj et al. (2004), rassemble les données magnétiques de 24 séries sédimentaires réparties sur l’ensemble du globe et possédant des taux de sédimentation compris entre 5 et 34 cm/ka sur une période de 10-75 ka et un pas d’échantillonnage permettant une résolution temporelle de 500 à 110 ans. Cette étude a bénéficié de l’établissement au préalable de la courbe synthétique NAPIS-75 (Laj et al., 2000) basée sur 6 enregistrements détaillés obtenus en Atlantique nord. L’avantage de cette première courbe synthétique est que grâce aux indicateurs climatiques révélant les mêmes variations milléniales que dans les glaces du Groenland (Kissel et al., 1999), l’âge précis de la carotte GISP2 (la seule disponible à l’époque) a pu être transféré aux séquences sédimentaires. Les enregistrements de paléointensité des mêmes carottes se sont alors retrouvés en phase les uns avec les autres (sans aucun ajustement supplémentaire) et en phase avec les enregistrements d’isotopes cosmogéniques 10Be (Muscheler et al., 2004) et 36Cl (Wagner et al., 2000) dans les glaces. Pour GLOPIS-75, les paléointensités obtenues sur l’ensemble des carottes ont été inter-corrélées et reportées dans le référentiel de GISP2 grâce à la corrélation avec NAPIS-75. Les enregistrements ont ensuite été re échantillonnés tous les 200 ans et normalisés par rapport à une même valeur moyenne de paléointensité. Un processus itératif d’élimination des valeurs aberrantes de paléointensité est alors effectué. Pour chaque horizon mesuré, la moyenne est calculée parmi les données de paléointensité disponibles, et la valeur de paléointensité la plus éloignée de cette moyenne est enlevée. Cette procédure est répétée tant que les valeurs diffèrent entre elles de plus de 1,5%. Lorsque cette précision est atteinte, la valeur moyenne de paléointensité correspondante est conservée. Au final, la valeur de paléointensité à chaque horizon est calculée à partir de 11 à 24 valeurs, les données rejetées ne provenant pas des mêmes carottes ni des mêmes régions (le poids « global » est ainsi conservé). Les données obtenues fournissent ainsi la variation relative de l’intensité du CMT sur l’intervalle de temps 10-75 ka. Pour obtenir les valeurs absolues de l’intensité du CMT, cette courbe a été calibrée en intensité. Pour ce faire, l’excursion géomagnétique du Laschamp, très bien marquée sur GLOPIS-75 et dont la valeur de paléointensité est connue (Roperch et al., 1988 ; Chauvin et al., 1989), a été utilisée comme point d’ancrage autour de 41 ka. Sur la période 0-19,5 ka, la combinaison de données volcaniques et de données archéomagnétiques (limitées à 12,5 ka) permet de terminer la calibration de GLOPIS-75 et de prolonger cette courbe synthétique qui couvre donc la période 0-75 ka. PISO-1500, courbe synthétique proposée par Channell et al. (2009), regroupe les données magnétiques de 13 séries sédimentaires possédant des taux de sédimentation compris entre 1,6 et 24,8 cm/ka sur les derniers 1,5 Ma. Douze des carottes ont été corrélées à la treizième (IODP U1308) dont les enregistrements magnétiques et isotopiques ont été choisis comme référence par les auteurs. La corrélation se fait par intervalle de 1 ka pour le signal δ18O et pour le signal magnétique, en utilisant une méthode mathématique mise au point par Lisiecki et Lisiecki (2002), évitant ainsi toute corrélation subjective et permettant d’obtenir une corrélation optimale entre les signaux des 2 carottes. Pour ces corrélations, l’ordre séquentiel des intervalles dans une série sédimentaire et l’ordre séquentiel des valeurs dans un intervalle doivent être conservés. Pour chaque intervalle de 1 ka, une moyenne arithmétique est ensuite calculée sur l’ensemble des valeurs corrélées (de paléointensité et de δ18O). Le modèle d’âge utilisé est celui de la carotte IODP U1308 (détaillé dans Hodell et al. (2008)), construit par utilisation d’âge 14C jusqu’à 35 ka, puis audelà par corrélation de son signal δ18O benthique avec 2 signaux références dont principalement celui de LR04 (Lisiecki et Raymo, 2005). La calibration des variations relatives d’intensité magnétique en valeurs absolues est effectuée en plaçant la courbe synthétique autour de la valeur moyenne de paléointensité (7,46. 1022 Am²) estimée sur les derniers 800 ka (Valet et al., 2005). Cette calibration est complétée en assignant une valeur de 7,5 µT pour le minimum d’intensité magnétique atteint par l’enregistrement de la carotte IODP U1308 de référence lors de l’évènement géomagnétique du Cobb Mountain autour de 1.2 Ma (Nomade et al., 2005 ; Laj et Channell, 2007), suivant les suggestions de Constable et Tauxe (1996). La courbe synthétique sédimentaire SINT-2000 proposée par Valet et al. (2005) retrace l’évolution en intensité du CMT durant les 2 derniers Ma. Cette dernière est obtenue à partir d’un nombre d’enregistrements sédimentaires variant de 5 à 10 sur la période 0,6-2 Ma. Ces enregistrements magnétiques ont été sélectionnés sur la base d’une résolution temporelle (non précisée par les auteurs) similaire, et de la présence de caractéristiques magnétiques communes. La carotte ODP site 851 couvre les 2 derniers Ma avec un taux de sédimentation moyen relativement constant ne dépassant pas 2.5 cm/ka (Valet et Meynadier, 1993). Ceci lui donne une résolution temporelle au mieux de 1000 ans en supposant que les carottes ont été étudiées par cubes jointifs. Par la technique u-channel associée à des magnétomètres dont les bobines de mesure ont la géométrie « haute résolution », la résolution temporelle est alors de 2000 ans environ (4 cm de résolution spatiale). Cette carotte a été retenue comme référence pour établir une échelle de temps basée sur les variations du δ18O. La corrélation entre les enregistrements a ensuite été effectuée en liant les minima d’intensité magnétique (e.g. les inversions magnétiques) identifiables et communs aux enregistrements magnétiques de chaque carotte. Les signaux magnétiques sont normalisés à une même valeur moyenne. Sur chaque intervalle de 1 ka, les données magnétiques des différentes carottes sont moyennées permettant d’obtenir des variations relatives sur 0,6-2 Ma. Cette courbe est ensuite prolongée vers les périodes plus récentes grâce à SINT-800 (Guyodo et Valet, 1999). Pour ce faire, les 2 courbes sont assignées à une même valeur moyenne sur leur intervalle commun : 0,6-0,8 Ma. La courbe obtenue est appelée SINT-2000. Elle est ensuite calibrée par l’utilisation de valeurs absolues d’intensité magnétique issues de données volcaniques. Pour cela, ces intensités sont moyennées sur des intervalles de 0,1 Ma afin de réduire l’impact de leurs composantes non dipolaires et les imprécisions liées à leurs datations. Ces valeurs moyennes permettent alors d’obtenir la valeur moyenne d’intensité absolue du CMT pour les derniers 0,8 Ma et de l’utiliser pour calibrer SINT-2000. En comparant les courbes synthétiques GLOPIS-75, PISO-1500 et SINT-2000 (Figure I.3) on constate que GLOPIS-75 a une résolution temporelle supérieure, dû au taux de sédimentation plus élevé de ses carottes et à une analyse plus fine (tous les 200 ans au lieu de 1000 ans pour les 2 autres). Il semble donc plus judicieux d’utiliser GLOPIS-75 sur la période 0-75 ka. Au-delà, PISO-1500 et SINT-2000 mettent en avant une évolution globalement similaire du signal magnétique. PISO-1500 présente cependant des variations du signal magnétique plus fines que SINT-2000.
Analyse d’un échantillon par chauffes successives
L’analyse par chauffes successives vise à obtenir l’âge d’un échantillon en le chauffant par paliers successifs de température croissante (Turner et al., 1966). Après irradiation, les échantillons sont placés dans un barillet en acier inoxydable, et introduits dans un four à résistance à double enceinte monté à l’entrée de la ligne 40Ar/39Ar (Figure III.12). Un prédégazage à 550-650°C permet d’éliminer une portion importante de l’argon atmosphérique indésirable contenu dans l’échantillon. Le processus par chauffes partielles consiste en 5-8 étapes de chauffes comprises entre 600 et 1250°C. Pour chaque étape, une montée en température de 2 mn permet à l’échantillon d’atteindre la valeur de chauffe désirée. Cette température est maintenue 20 mn, pendant lesquelles le gaz est purifié par un sublimateur de Titane. Ensuite, le gaz est purifié 5 mn par 2 getters SAES (10 GP-MK3) Zr-Al opérant à 400°C. Le gaz est ensuite attiré dans un autre secteur de la ligne, grâce à du charbon actif porté à la température de l’azote liquide. Après 5 mn de piégeage, ce secteur de ligne est isolé et le gaz y est libéré à température ambiante. Il est alors purifié 5 mn supplémentaires par un getter SAES C50 ZrAl opérant à 250°C. La composition isotopique du gaz purifié est mesurée par comptage d’ions grâce à l’utilisation d’un spectromètre GV instrument 5400 (sensibilité 8 10-3 A/Torr). Les signaux des isotopes d’argon sont en premier lieu centrés, puis intégrés sur 20 cycles de mesures avec des temps d’intégration d’1 seconde (40Ar, 39Ar) ou 10 secondes (38Ar, 37Ar, 36Ar).
Protocole de chauffe
Les échantillons, de tailles identiques à ceux utilisés pour la désaimantation thermique, sont placés sur un porte échantillon (30 cm de long, 6 rangées et capacité d’environ 80 échantillons) puis introduits dans le tube mentionné ci-dessus. Généralement, les échantillons issus de la partie des carottes située le plus profondément dans la coulée sont choisis car ils sont potentiellement moins endommagés par les phénomènes extérieurs (altération, lessivage, dynamitage,…). Les échantillons conservent la même position sur le porte échantillon tout au long de l’expérience. Ils sont chauffés durant 2h, puis le four est retiré et le refroidissement est accéléré à l’aide d’un ventilateur (Figure III.27). Un cycle chauffe-refroidissement dure de 3 à 4h, suivant la température appliquée, pendant lesquelles les échantillons sont en permanence soumis au champ imposé. Avant de placer le four autour du tube contenant les échantillons, ce dernier est successivement pompé pour en extraire l’air, saturé en argon et ainsi pompé/saturé successivement 3 fois. Le cycle chauffe-refroidissement s’effectue sous atmosphère saturée en argon (T<200°C) ou sous un léger flux d’argon (T>200°C), et toujours en présence de charbon actif afin d’éviter l’oxydation ou la réduction des magnétites. Kissel et Laj (2004) illustrent l’efficacité de ces mesures contre l’altération des échantillons lors de chauffes successives en observant une quasi-absence d’oxydation des olivines pour des échantillons chauffés avec charbon actif et sous flux d’argon. Les étapes de chauffe sont précautionneusement choisies en fonction du spectre thermique : trop espacées et la NRM de l’échantillon chute trop vite empêchant ainsi la réalisation d’un nombre satisfaisant d’étapes de contrôle lors de l’analyse. Au contraire, des étapes de chauffes trop rapprochées et donc trop nombreuses augmentent les risques de transformations chimiques par chauffes répétées. Le protocole de chauffe définit au départ sur la base des courbes thermomagnétiques et des désaimantations thermiques est éventuellement progressivement modifié en fonction du comportement de l’échantillon. Les doubles chauffes ont été effectuées sur une gamme de température variant de 70 à 590°C, par paliers de 5 à 40°C, et avec un nombre de d’étapes de contrôle dépassant la quinzaine pour les échantillons dont l’aimantation résiste jusqu’aux hautes températures. Après chaque cycle de chauffe-refroidissement, les échantillons sont mesurés selon 2 positions différentes avec un magnétomètre cryogénique à SQUID 2G Enterprises 755-R dans la chambre amagnétique du LSCE. La mesure de la susceptibilité magnétique en champ faible est également faite après chaque chauffe en champ direct pour détecter d’éventuels changements minéralogiques en cours de chauffe.
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Table des matières
Introduction
Chapitre I : Vers une meilleure calibration des échelles de temps
I.A) De la nécessité de calibrer et corréler les échelles de temps
I.A.1) Etablissement des échelles de temps
I.A.2) Calibration et corrélation des échelles de temps
I.B) Le CMT comme outil de calibration et corrélation inter-archives
I.B.1) Les enregistrements continus du CMT
I.B.2) Les laves : un outil de calibration du CMT
Chapitre II : Cadre général et échantillonnage
II.A) Les îles Canaries
II.A.1) Contexte géographique et géologique
III.A.1.a) Une origine controversée
III.A.1.b) Des caractéristiques communes à l’ensemble de l’archipel
II.A.2) Echantillonnage des îles Canaries
II.A.2.a) Tenerife
II.A.2.a.1) Présentation de Tenerife
II.A.2.a.2) Localisation des échantillons de Tenerife
II.A.2.b) La Palma
II.A.2.b.1) Présentation de La Palma
II.A.2.b.2) Localisation des échantillons de La Palma
II.A.2.c) Grande Canarie
II.A.2.c.1) Présentation de Grande Canarie
II.A.2.c.2) Localisation des échantillons de Grande Canarie
II.B) L’Ardèche
II.B.1) Cadre géographique et géologique
II.B.2) Localisation des échantillons
II.B.3) Processus d’échantillonnage
II.B.3.a) Echantillonnage géochronologique
II.B.3.b) Echantillonnage paléomagnétique
Chapitre III : Principes des méthodes utilisées et protocoles expérimentaux
III.A) Méthodes K-Ar sans traceur et 40Ar/39Ar
III.A.1) L’horloge K-Ar
III.A.1.a) Fonctionnement de l’horloge K-Ar
III.A.1.b) Equation d’âge
III.A.1.c) Hypothèses de base du chronomètre
III.A.2) Sélection et préparation des échantillons
III.A.2.a) Broyage – Tamisage
III.A.2.b) Nettoyage de l’échantillon
III.A.2.c) Tris minéralogiques
III.A.2.c.1) Tris magnétique
III.A.2.c.2) Tri densitométrique
III.A.2.c.3) Piquage
III.A.3) Méthode K-Ar sans traceur
III.A.3.a) Mesure de 40K
III.A.3.b) Extraction et purification de l’40Ar
III.A.3.c) Mesure au spectromètre de masse
III.A.3.c.1) Protocole de mesure
III.A.3.c.2) Correction atmosphérique
III.A.3.c.3) Calibration
III.A.4) Méthode 40Ar/39Ar
III.A.4.a) Production d’39Ar : flux d’irradiation
III.A.4.b) Activation neutronique
III.A.4.c) Equation d’âge
III.A.4.d) Corrections d’interférence de masse
III.A.4.d.1) Correction des masses 36 et 39
III.A.4.d.2) Correction de la masse 40
III.A.4.e) Analyse d’un échantillon par chauffes successives
III.A.4.f) Facteurs correctifs
III.A.4.f.1) Correction d’argon atmosphérique
III.A.4.f.2) Mesure des blancs
III.A.4.g) Traitement des résultats
III.A.4.g.1) Les spectres d’âge
III.A.4.g.2) Les isochrones
III.A.5) Pourquoi deux méthodes de datation?
III.B) Etude Paléomagnétique
III.B.1) Bases de l’étude paléomagnétique
III.B.2) Minéralogie magnétique – nature et taille des grains
III.B.2.a) Analyses thermomagnétiques
III.B.2.b) Diagrammes d’Hystérésis et FORC
III.B.2.b.1) Diagramme d’Hystéresis : protocole expérimental et principe
III.B.2.b.2) Diagrammes de FORCS
III.B.3) Désaimantation thermique
III.B.3.a) Principe de la désaimantation thermique
III.B.3.b) Protocole de désaimantation
III.B.3.c) Interprétation et intérêts de l’expérience
III.B.4) Mesure de la paléointensité
III.B.4.a) La méthode Thellier et Thellier
III.B.4.b) Protocole expérimental
III.B.4.b.1) Description du dispositif de chauffe
III.B.4.b.2) Protocole de chauffe
III.B.4.c) Exploitation des résultats
III.B.4.c.1) Présentation des résultats
III.B.4.c.2) Critères de sélection des résultats
III.B.5) Pourquoi la méthode Thellier et Thellier pour mesurer une paléointensité ?
Chapitre IV : Résultats
IV.A) Résultats géochronologiques
IV.A.1) Analyses géochronologiques des échantillons canariens
IV.A.1.a) Datations
IV.A.1.b) Résultats 40Ar/39Ar pour les échantillons canariens
IV.A.1.c) Influence des standards et constantes utilisés sur les âges canariens
IV.A.1.c.1) Influence de l’âge du standard utilisé
IV.A.1.c.2) Influence de la valeur des constantes utilisées : rapport 40Ar/36Ar atmosphérique, constante de décroissance du 40K, et abondance du 40K
IV.A.1.d) Ages radiométriques retenus pour les échantillons canariens
IV.A.2) Analyses géochronologiques des échantillons ardéchois
IV.A.2.a) Datations K-Ar
IV.A.2.b) Résultats 40Ar/39Ar
IV.A.2.c) Influence des standards et constantes utilisés sur les âges ardéchois
IV.A.2.d) Ages radiométriques retenus pour les échantillons ardéchois
IV.B) Résultats Paléomagnétiques
IV.B.1) Résultats paléomagnétiques des sites canariens
IV.B.1.a) Courbes thermomagnétiques
IV.B.1.b) Cycles d’Hystérésis
IV.B.1.c) Désaimantations thermiques
IV.B.1.d) Paléointensité et classification qualitative des résultats
IV.B.1.e) Résultats paléomagnétiques propres à chaque site des Iles Canaries
IV.B.1.f) Stabilité de l’aimantation à l’échelle géologique
IV.B.1.f) Synthèse des informations pour les Iles Canaries
IV.B.2) Résultats paléomagnétiques des sites ardéchois
IV.B.2.a) Minéralogie magnétique
IV.B.2.b) Généralité sur les résultats magnétiques ardéchois
IV.B.2.b.1) Désaimantations thermiques des sites ardéchois
IV.B.2.b.2) Paléointensité des échantillons ardéchois
IV.B.2.c) Résultats propres à chaque site ardéchois
IV.B.2.d) Synthèse des données des sites ardéchois
Chapitre V : Discussion
V.A) Apport des datations K-Ar et 40Ar/39Ar au volcanisme Ardéchois
V.A.1) Comparaison des divers âges obtenus pour les volcans ardéchois
V.A.2) Interprétation des différences d’âges entre les méthodes K-Ar et 40Ar/39Ar
V.A.2.a) Des âges 40Ar/39Ar mieux contraints
V.A.2.b) Origine de l’excès d’argon
V.A.2.c) Contamination crustale et mantellique : vecteur des excès d’Argon
V.A.2.c.1) Evidences pétrographiques et minéralogiques de la contamination
V.A.2.c.2) Evidences géochimiques de la contamination
V.A.3) Apport du paléomagnétisme pour distinguer les 2 phases éruptives du Sud de l’Ardèche
V.A.4) Contribution des retombées volcaniques contenues dans les karsts ardéchois
V.B) Les îles Canaries : contribution à la calibration des échelles de temps
V.B.1) Composante non dipolaire et anomalie magnétique : impact sur l’enregistrement du signal magnétique des laves
V.B.1.a) Anomalies magnétiques des îles Canaries
V.B.2.b) Estimation de la composante non-dipolaire
V.B.2) Sélection des couples âge-paléointensité sur 13-200 ka
V.B.3) Traitement des données volcaniques sélectionnées
V.B.4) Comparaison des données sédimentaires et volcaniques
V.B.4.a) Sur 0-80 ka
V.B.4.b) Sur 80-200 ka
Conclusion et perspectives
Références bibliographiques
Liste des figures
Liste des tables
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