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GEOLOGIE GENERALE DE L’AUSTRALIE
Le continent australien
L’Australie est le continent qui abrite certaines des roches les plus anciennes du monde avec notamment le plus vieux zircon qui date de 4,4 Ga soit environ 150 millions d’années plus jeune que l’âge de la Terre. Ce continent abrite aussi les plus anciennes formes de vie connues : les stromatolithes. Ellesse sont formées dans desroches sédimentairestrès anciennes(3,5 Ga) du Nord‐ Ouest de l’Australie (Pilbara) (Blewett, 2012). L’histoire géologique de l’Australie remonte donc très loin dans le temps.
Les marges Ouest, Sud et Est du continent australien sont bordées par de la coûte océanique qui a commencé à se former vers 155‐165 Ma. L’activité des rides océaniques a cessé il y a 55 Ma, sauf dans le Sud où l’Australie a continué sa route vers le Nord, s’éloignant ainsi progressivement de l’Antarctique. Au Nord, la collision entre les plaques australienne et eurasienne dans la région du Timor a créé une marge active depuis le Tertiaire, réactivant et surchargeant les anciennes marges passives (Clarke, 2009) .
La géologie de l’Australie est composée de cinq provinces : les cratons datant de l’Archéen jusqu’au Paléoprotérozoïque, les ceintures orogéniques du Paléo Mésoprotérozoïque, les bassins sédimentaires du Meso‐Néoprotérozoïque, les roches du Paléozoïque de la ceinture de Tasman et les roches du Mésozoïque du Grand Bassin Artésien. Au vu de ces cinq provinces, on peut constater que globalement il y a un rajeunissement de l’âge des roches d’Ouest en Est. En effet, la côte Ouest australienne est constituée majoritairement de terrains très anciens (Archéen‐ Protérozoïque) même si une fine bande de terrain datant de Paléozoïque – Cénozoïque borde les côtes. Le manque d’événements importants, comme une orogenèse récente, explique en partie le rajeunissement très limité des terrains ainsi que l’aspect pénéplané du continent. Cette absence de relief a également limité la formation de grands réseaux fluviatiles, qui avec le manque de précipitations ne peuvent apporter que de façon très limitée et sporadiques des sédiments à la mer.
La marge Ouest australienne
Cette étude repose sur l’analyse de sédiments provenant de deux forages réalisés le long de la marge continentale Ouest australienne. Le forage U1461 estsitué sur la marge Nord‐Ouest alors que le forage U1460 est situé sur la marge Sud‐Est. Il est donc important de comprendre la mise en place de cette marge ainsi que sa géométrie afin de pouvoir retracer les conditions dans lesquelles se sont déposés les sédiments. La dérive vers le Nord du continent australien a entraîné un profond changement dans le type de dépôtsur le plateau continental de l’Ouest, passant de dépôtssilicoclastiques à carbonatés. Cette sédimentation carbonatée était déjà dominante depuis l’Eocène ( ‐56 Ma) même si une composante silicoclastique persistait (Hull and Griffiths, 2002). Cette dérive vers le Nord a amené également l’Ouest du continent sous des latitudes tropicales en atteignant les 36‐40° S au début de l’Oligocène et pour finalement atteindre les 18‐22° S à l’heure actuelle (Veevers, 2001). Les sédiments carbonatés du début de l’Oligocène jusqu’à la fin du Miocène sont dits « hétézoaires » car ils sont composés de dérivés d’organismes hétérotrophes comprenant les foraminifères benthiques, les bryozoaires et quelques rares fragments de coraux (Cathro et al., 2003). De tels sédiments développent des plateformes carbonatés « unrimmed » sans récifs coralliens avec une énergie quise dissipe surl’ensemble de la plate‐forme. Les clinoformesrésultants de cette sédimentation sont composés essentiellement de calcilutites (sédiment calcaire formé essentiellement d’éléments inférieurs à 62,5 µm) sur la pente, d’un mélange de calcilutites et de calcarénites (sédiment calcaire formé essentiellement d’éléments compris entre 62,5 µm et 2 mm) au niveau du rollover des clinoformes, et de calcarénites au niveau du plateau (Figure 2) (Hull and Griffiths, 2002 ; Moss et al., 2004).
CIRCULATION OCEANIQUE
La circulation océanique de surface des océans est contrôlée principalement par la circulation atmosphérique (vents) mais aussi par la morphologie des côtes et desfonds océaniques. Cependant, à cette circulation de surface, qui est spécifique pour chaque océan, va se superposer la circulation thermohaline, qui implique l’océan profond à l’échelle globale.
Océan Indien
L’Océan Indien recouvre 75 000 000 km² soit près de 20% de la surface totale du globe. Il possède une circulation océanique impactée partrois phénomènes différents et donc divisée en trois régions : au Nord le phénomène de mousson domine le régime, au Sud c’est la circulation circumarctique qui domine. Au milieu de ces deux phénomènes, c’est un ajustement flexible qui se produit car près de la zone équatoriale la force de Coriolis est très faible. L’Océan Indien est sous l’influence d’une circulation subtropicale anticyclonique appelée courant équatorial Sud (South Equatorial Current). Ce courant se sépare en deux au large des côtes de Madagascar, avec une branche nord qui va revenir dans l’Océan Indien et une branche sud qui va quant à elle se prolonger le long de la côte Est africaine par le courant d’Agulhas.
Indonesian Throughflow (ITF) et West Pacific Warm Pool (WPWP)
Le West Pacific Warm Pool est souvent considéré comme le « moteur thermique » du monde de par sa très grande surface et sa très grande capacité à transférer de la chaleur et de l’humidité dans l’atmosphère (Webster, 1994). C’est également un réservoir très important d’eau chaude avec des températures de surface toujours supérieures à 28°C (Yan et al., 1992). Ces eaux chaudes sont par la suite transportées vers l’Océan Indien via l’ITF.
L’ITF intervient donc dans le transport et l’échange de chaleur entre l’Océan Pacifique et l’Océan Indien maisil est aussi la seule branche de retoursituée à de faibleslatitudes de la circulation thermohaline (Gordon, 1986). Le transport de chaleur moyen à travers la région indonésienne est estimé à 1,4 x 10¹⁵ W, représentant ainsi une source importante de chaleur pour l’Océan Indien (Schiller et al., 1998, Ganachaud and Wunsch, 2000). Cependant, l’application de nouveaux modèles sur des données océanographiques récentes, démontrent que le transport de l’ITF moderne se produit essentiellement dans la thermocline plutôt qu’à la surface (Gordon et al., 2003, Gordon, 2005, Potemra et al., 2003), provoquant ainsi un effet net négatif en termes de transport de chaleur vers l’Océan Indien.
Il existe quatre différents détroits qui permettent la connexion entre l’océan Pacifique et Indien par le passage de l’ITF (Figure 5) et ceux‐là sont parfois très peu profonds. Du Nord au Sud on peut lister : 1) le Détroit de la Sonde (Sunda Strait) qui, à son extrémité orientale, n’est profond que de 20 m ; 2) le Détroit de Lombock (Lombock Strait) qui lui possède un seuil à 350 m de profondeur ; 3) le Détroit de Ombai (Ombai Strait) qui est très profond avec un seuil à 3250 m et enfin il y a la Mer de Timor qui est le passage le plus large avec une profondeur maximale de 3300 m dans sa partie Nord.
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Table des matières
Introduction Générale
Chapitre 1 : Contexte géologique et climatique
I) Géologie générale de l’Australie
Le continent australien
La marge Ouest australienne
Carnarvon Basin
Perth Basin
II) Circulation océanique
Océan Indien
Indonesian Throughflow (ITF) et West Pacific Warm Pool (WPWP)
Le courant de Leeuwin (Leeuwin current = LC)
Le Western Australian Current (WAC)
III) Contexte climato‐atmosphérique
Le Climat australien
La mousson australienne (Australian Summer Monsoon‐ ASM)
Les phénomènes de tempête de poussière
IV) Les cycles glaciaires‐interglaciaires
V) Les variations eustatiques au Quaternaire
VI) Les variations climatiques et océanographique en Australie
VII) Références
Chapitre 2 : Outils micropaléontologiques et géochimiques
I) Les foraminifères
Généralités
Utilisation paléo‐climatique et paléo‐environnementale δ
18O : Outil chronologique du climat global 2δ
13C : Proxy pour la reconstruction du paléo‐environnement
II) Les isotopes radiogéniques
Généralités
Le néodyme
Le strontium
III) Origine des données
Expédition IODP 356
Données de sédimentologie et paramètres physiques
IV) Analyse micropaléontologique et analyse statistique
Tri, identification et comptage des foraminifères benthiques et planctoniques
Analyses statistiques
Analyses des isotopes stables de l’oxygène et du carbone
Datations carbone 14
V) Tri et identification des coraux et bryozoaires
VI) Analyses géochimiques
Préparation des échantillons
Mesure des éléments majeurs et des terres rares (ICP‐MS)
Séparation chimique du Strontium
Séparation chimique des terres rares
Séparation chimique du Néodyme
Mesures isotopiques par TIMS
VII) Conclusion
VIII) Références
Chapitre 3 : Site U1461
I) Modèle d’âge
Datations carbone 14
Isotopes de l’oxygène
Biostratigraphie
II) Analyses du sédiment
Lithologie et granulométrie
Isotopes stables du δ13C
Propriétés physiques et composition des sédiments
III) Analyses micropaléontologiques
Les foraminifères
Les coraux
Les bryozoaires
IV) Résultats géochimie
Les Terres Rares et Yttrium (REY = Rare Earth and Yttrium)
Signature isotopique des sédiments : état de l’art
Le Néodyme
Le Strontium
I) Reconstruction paléo‐environnementale
Les périodes glaciaires
Les périodes interglaciaires
II) Apports éoliens vs apports fluviatiles
III) Sources potentielles des apports éoliens : super‐storms
IV) Reconstruction des changements de source sédimentaires durant le mid‐Pléistocène
jusqu’à l’holocène
V) Synthèse
VI) Références
Conclusion Générale
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