l’accumulation de Hg dans les sédiments peut être influencée par divers facteurs, notamment les conditions redox, les flux d’enfouissement du carbone organique et la teneur en minéraux argileux 16,20,25,26,27. Les conditions réductrices favorisent la formation de complexes organiques-Hg et de sulfures de Hg, qui sont susceptibles d’être les formes dominantes de Hg dans les sédiments marins20,26,27., Hg peut s’enrichir en minéraux argileux dans certaines conditions chimiques(par exemple, Eh élevé) par adsorption de Hg (OH)228,29 peu soluble. Cependant, le Hg adsorbé sur la matière organique est la forme dominante de Hg dans la plupart des systèmes aquatiques20. Les petits fractionnements en fonction de la masse (MDF) peuvent résulter de processus physico–chimiques–biologiques au cours de l’absorption du Hg dans les sédiments marins, mais l’absence de fractionnement indépendant de la masse (MIF) fait de la systématique isotopique du Hg (en particulier le MIF) un puissant traceur de la provenance du Hg30,31., La variation isotopique de HG dans les successions sédimentaires du Phanérozoïque a été interprétée en termes de changements de source plutôt que d’effets diagénétiques8,15,32.
dans la plupart des sections d’Étude, Le Hg présente une corrélation plus forte avec le COT (c.-À-D., R allant de+0,55 à +0,95 qu’avec le soufre (s) (r principalement <+0,45) ou l’aluminium (Al) (R allant de +0,20 à +0,84 (fig. 12; notez toutes les valeurs R significatives à p (a)< 0.01). Cette forte corrélation soutient la matière organique comme substrat dominant de Hg., Bien qu’il y ait une variation marquée des concentrations de COT dans la plupart des sections, les concentrations brutes et normalisées de Hg (c.-à-d. Hg/cot) montrent des tendances stratigraphiques systématiques dans les 10 sections d’étude, ce qui suggère que les flux élevés de Hg vers les sédiments ne sont pas simplement dus à l’enfouissement accru de la matière organique. De plus, les augmentations de Hg / cot autour du LPME ne sont pas liées aux changements dans la lithologie des sédiments, comme les échantillons contenant < 1% D’Al (c.-à-d. les carbonates) et ceux contenant >1% D’Al (c.-à-d.,, marnes et schistes) montrent des modèles presque identiques de variation séculaire Hg/COT dans tous les profils malgré les différences paléoenvironnementales (fig. supplémentaire. 13). Ainsi, nous en déduisons que les fortes augmentations de Hg/cot observées autour de la LPME reflètent une forte augmentation des flux de Hg vers l’océan suivie d’une élimination rapide du Hg dans les sédiments, reflétant le court temps de résidence du Hg dans le système atmosphère–océan.
Les Pics aigus de HG/TOC qui apparaissent pour la première fois près de l’horizon LPME (~251,94 Ma) continuent à augmenter dans chaque section d’étude pour des intervalles stratigraphiques correspondant à ~50-200 kyr., Cette période correspond également au pic de l’extinction massive de la fin du Permien, caractérisé par des perturbations majeures des cycles biogéochimiques globaux et des écosystèmes terrestres et marins1,33,34 (fig. 4). Cette période est également cohérente avec l’intervalle d’intrusion à grande échelle de magmas de pièges Sibériens dans les sédiments riches en matières organiques du bassin de Tunguska pendant la phase complexe du seuil intrusif de Burgess et al. 9., Par conséquent, les pics de HG/cot sont probablement liés, en partie, au début du réchauffement des sédiments souterrains riches en matières organiques par les intrusions de seuil de la lèvre des pièges Sibériens plutôt qu’au début des éruptions de basalte inondées3, 9. Cependant, la relation entre les émissions de Hg et l’activité LIP n’est pas bien comprise à l’heure actuelle35.
Les rapports Hg/cot ne présentent qu’une faible relation avec la distance de la lèvre des pièges Sibériens, mais une forte relation avec la profondeur de l’eau de dépôt (fig. 1)., Paléogéographiquement, les sections de ne Panthalassa ont des rapports moyens HG/cot plus élevés pendant l’intervalle d’enrichissement (85 ± 67 ppb/%) par rapport aux sections des océans Paléo-Téthys (62 ± 40 ppb/%) ou Panthalassiques (30 ± 21 ppb/%; Fig. 2 bis, b). En ce qui concerne les profondeurs d’eau, les rapports moyens Hg/cot pour l’intervalle de pré-enrichissement sont respectivement de 26 ± 14, 82 ± 60 et 27 ± 19 ppb/% pour les sections peu profondes, intermédiaires et profondes (fig. 2a)., Ainsi, les sections de profondeur intermédiaire montrent des valeurs de fond HG/cot plus élevées (d’un facteur de près de 3) que les sections de surface et les sections d’océan profond, ce qui implique des concentrations aqueuses élevées de Hg dans la région de la thermocline supérieure (~200-500 m) des océans du Permien supérieur. Les ef moyennes pendant l’intervalle d’enrichissement sont respectivement de 3,4 ± 0,7, 4,6 ± 1,8 et 4,9 ± 2,9 pour les sections peu profondes, intermédiaires et profondes (fig. 2b), indiquant que le pouls de Hg libéré pendant la crise PTB a été transféré préférentiellement hors de l’océan de surface et dans des eaux plus profondes., On a déduit que l’enrichissement en Hg dans les eaux peu profondes au cours du Toarcien (~183 Ma) était le résultat d’un ruissellement terrestre intense36, bien que ce ne soit probablement pas le cas pour les sections d’étude actuelles en raison d’enrichissements nettement plus importants en Mercure à profondeur intermédiaire par rapport aux eaux peu profondes. Au lieu de cela, Ce modèle est similaire à la charge de Hg dans la thermocline des océans modernes, qui résulte de l’adsorption de Hg sur des particules organiques qui coulent et du transfert vers le bas à travers la pompe biologique37. Cependant, d’autres facteurs (p. ex.,, la quantité et le type de matière organique) peuvent également avoir influencé la distribution du Hg en fonction de la profondeur dans les sections d’étude.
Il y a une nette différence dans le moment de l’enrichissement initial en Hg par rapport à l’horizon LPME dans les eaux peu profondes par rapport aux sites d’étude en eau profonde. Dans les eaux peu profondes, le pic d’enrichissement en Hg et le renouvellement faunique sont presque synchrones, alors que dans les eaux profondes, il y a un grand décalage entre le pouls initial de Hg et le renouvellement faunique. Les pics Hg / TOC sont d’environ 0,5 et 0.,3 m en dessous du LPME dans les sections en eau profonde Akkamori-2 et Ubara, représentant au moins un décalage de 50-100 kyr (Fig. 1; voir méthodes pour les modèles d’âge). Un intervalle de temps plus faible (~20 kyr) entre les enrichissements de Hg et l’horizon LPME est déduit pour la section de Xiakou à profondeur intermédiaire.
la synchronicité des enrichissements en Hg et de l’horizon d’extinction dans les sections d’eau peu profonde pourrait être liée à l’homogénéisation des sédiments par bioturbation., Cependant, dans les sections clés,les enrichissements en Hg se produisent principalement dans les sédiments avec une perturbation limitée des fabriques38, 39, ce qui indique que les compensations dans les enrichissements en Hg et l’horizon d’extinction ne sont pas liées à la bioturbation. Par exemple, l’homogénéisation des sédiments à Meishan est limitée à 2-4 cm juste en dessous de l’horizon d’extinction (lit 25) et manque largement au-dessus du LPME40. Les sections pélagiques du Japon présentent également une forte préservation du tissu sédimentaire primaire avec seulement des preuves limitées de bioturbation39,41.,
les isotopes du mercure peuvent être utilisés pour suivre la source et les voies de dépôt du mercure dans les sédiments marins (voir Blum et al. 30 et les références qui y figurent) étant donné que les deux principales sources de Hg dans les océans, à savoir le ruissellement terrestre et le dépôt atmosphérique de Hg(II), ont des caractéristiques isotopiques différentes30, 31. Le mercure a un cycle biogéochimique complexe et subit des transformations qui peuvent induire le MDF (δ202Hg) et/ou le MIF (Δ199Hg) des isotopes de Hg30., Le HG volcanogène a des valeurs δ202Hg entre -2‰ et 0‰42,43, et ses forces de défense principale peuvent être influencées par un large éventail de processus physiques, chimiques et biologiques. La MIF, en revanche, se produit principalement par des processus photochimiques8, 30. Le Hg émis par les volcans d’arc ou les systèmes hydrothermaux ne semble pas avoir subi de MIF significatif (~0‰), bien qu’un nombre relativement limité de paramètres aient été étudiés à ce jour. La combustion du charbon conduit généralement à la libération de Hg avec des valeurs négatives δ202Hg et Δ199hg43,44., Alternativement, la photoréduction du Hg (II) complexé par des ligands soufrés réduits dans la zone photique peut limiter le mif45 négatif. Cependant, les enrichissements de Hg et les enregistrements négatifs de MIF dans les unités d’étude ne peuvent pas être dus exclusivement à l’anoxie océanique près du PTB, car les enrichissements de Hg sont mesurés dans divers environnements rédox et le Hg est hébergé principalement par de la matière organique plutôt que par des sulfures.
Les valeurs Δ199Hg proches de zéro (principalement de 0‰ à +0.,10‰) pour L’intervalle pré-LPME à Meishan D et Xiakou peut refléter une réduction photochimique de Hg ou le mélange de sources terrestres et atmosphériques de Hg43 (Fig. 3). Cependant, l’intervalle de Changhsingien inférieur à moyen à Gujo-Hachiman (dont les équivalents stratigraphiques n’ont pas été échantillonnés dans les sections de Meishan D et Xiakou) présente des compositions Δ199Hg nettement élevées, allant de +0,10‰ à +0,35‰, qui sont typiques des sédiments marins30 et compatibles avec la photoréduction de hgii aqueux26,43., Les trois sections (en particulier la section pélagique Gujo-Hachiman) présentent des valeurs Δ199Hg proches de zéro, bien que quelque peu variables, pendant et après la LPME, qui sont compatibles avec les entrées de Hg principalement volcaniques et/ou thermogéniques (c.-à-d. dérivées du charbon).
Les profils MDF (δ202Hg) pour les sections d’étude montrent des modèles à peu près similaires: Meishan D et Xiakou donnent des valeurs de ca (pré-LPME et post-PTB). -0,50‰, alors que la partie stratigraphiquement plus ancienne de la section Gujo-Hachiman montre des valeurs pré-LPME plus négatives, allant de -0,80‰ à -2,30‰ avec une moyenne de -1,50‰ (Fig. 3)., Les trois sections montrent une variabilité accrue de δ202Hg autour de la LPME, Meishan D et Xiakou affichant chacune deux pointes négatives. Ces excursions dans le MDF soutiennent un changement dans la source ou le cycle du Hg marin près du LPME, bien que la nature exacte des processus de contrôle soit incertaine. Pour L’intervalle pré-LPME à Gujo-Hachiman, les grandes signatures MIF positives et MDF négatives impliquent une voie de transport atmosphérique dominante30, 46., Les petites signatures MIF positives et MDF négatives des sections Meishan D et Xiakou peuvent indiquer des sources atmosphériques et terrestres mixtes, avec des apports possibles de Hg provenant des plantes terrestres en raison de l’augmentation des charges de Hg dans les écosystèmes terrestres.
nos nouveaux résultats isotopiques du Hg donnent des idées au-delà de celles des études antérieures sur le HG du PTB. Grasby et coll., 8 a déduit que les valeurs de δ202Hg-Δ199Hg étaient compatibles avec le Hg provenant principalement de l’activité volcanique pour une section de pente profonde dans l’Arctique canadien (lac Buchanan), et une combinaison d’apports atmosphériques et de ruissellement terrestre pour une section côtière en Chine (Meishan D). Bien que nos valeurs minimales de MIF soient beaucoup moins négatives que celles rapportées par Grasby et al. 8, nos données pour Meishan D soutiennent également un mélange de sources de Mercure terrestres et atmosphériques., Nous en déduisons que les changements autour du LPME dans la section Gujo-Hachiman des grands fonds océaniques (valeurs proches de zéro à faiblement positives Δ199Hg, augmentation simultanée du MDF et forts enrichissements en Hg) témoignent des apports atmosphériques de Hg (c.-à-d. des émissions volcaniques ainsi que des sources thermogéniques liées aux Volcans telles que la combustion du charbon) à Dans l’ensemble, les tendances des valeurs δ202Hg-Δ199Hg sont cohérentes avec les apports massifs de Hg provenant des émissions volcaniques et/ou de la combustion de sédiments riches en matières organiques contenant du Hg par les pièges Sibériens LIP.,
Le LPME a coïncidé avec le début de la formation de complexes de filons-couches des pièges Sibériens LIP9, ce qui indique que les enrichissements initiaux en Hg près du LPME dans les sections PTB coïncidaient également avec ces filons-couches. Les profils Hg peuvent fournir des enregistrements à haute résolution de l’activité volcanique étant donné le court temps de résidence du Hg dans l’atmosphère et la colonne d’eau océanique (<2 ans et <1000 ans, respectivement)37,47., Par rapport à la synchronicité des pics de Hg et de la LPME dans les sections d’eau peu profonde, les intervalles de temps observés de ~50 à 100 kyr entre l’apparition initiale des pics de Hg et la LPME dans les sections d’eau profonde pélagiques (Akkamori-2 et Ubara) peuvent soutenir un événement d’extinction marine diachronique. Cette conclusion, cependant, dépend de la synchronicité géologique des pics de Hg, qui dépend du modèle d’âge et du placement du LPME dans chaque section (Voir méthodes)., Un modèle d’extinction prolongée a également été proposé sur la base du calendrier différentiel des extinctions d’éponges par rapport à la LPME dans la région Arctique48 et des extinctions de radiolaires dans le bassin de Nanpanjiang49,50.
un événement d’extinction diachronique fournirait de nouvelles informations sur l’influence longtemps débattue de divers « mécanismes de destruction », par exemple l’hypercapnie51, 52,la contrainte thermique53 et les contraintes liées à l’oxygène et au sulfure54, 55., Les effets de l’hypercapnie et du stress thermique devraient être presque synchrones, car la chaleur et le dioxyde de carbone sont répartis assez uniformément dans la circulation atmosphérique et marine sur des échelles de temps de 1 à 2 kyr56. De plus, les effets de l’hypercapnie devraient coïncider avec les pics d’enrichissement en Hg et de dégazage (en supposant que les deux sont équivalents) étant donné que le silicate et les intempéries marines commenceront à réduire le dioxyde de carbone atmosphérique après le début d’une injection de carbone (p. ex., refs. 57,58)., Ceci est cohérent avec l’augmentation synchrone du Mercure atmosphérique et du CO2 pendant la crise de la fin du Trias15. En revanche, l’anoxie océanique peut se développer sur un large éventail d’échelles de temps, selon les concentrations locales initiales d’oxygène, les niveaux de base de nutriments, et l’étendue et le taux de libération de nutriments dans le système marin à partir de l’altération accrue et des rétroactions positives associées au cycle P59,60. Pour que l’anoxie se développe dans les milieux océaniques profonds (p. ex., anoxie étendue dans les milieux marins profonds près de la LPME24,61), une plus grande charge en éléments nutritifs (p. ex., Fe) est nécessaire que pour les milieux de plateau 62., Ainsi, la présence d’enrichissement en Hg dans différents environnements marins (en supposant une origine volcanogène) fournit de nouvelles preuves du stress de l’oxygène, plutôt que des températures extrêmes ou de l’hypercapnie, en tant que moteur critique de la plus grande extinction de masse de la Terre. Il convient également de noter que les températures élevées réduisent les niveaux de saturation en oxygène dans l’eau de mer et provoquent des effets métaboliques plus sévères63.,
les enrichissements de Mercure Près de l’horizon LPME dans le plateau continental, la pente continentale et les sections marines abyssales, combinés avec des isotopes de Hg (δ202Hg–Δ199Hg), fournissent des preuves d’une augmentation massive des émissions de HG liées aux Volcans pendant la crise biotique Permien-Trias. Cette étude fournit des preuves géochimiques directes à partir de sections marines pour des effets volcaniques à l’échelle quasi mondiale reliant les pièges Sibériens LIP à la crise PTB., Par rapport aux valeurs de fond pré-LPME, Hg-EFs a augmenté de facteurs de 3 à 8 pendant l’extinction de masse avant de revenir à des niveaux proches du fond au début du Trias. Les rapports Hg / cot sont significativement plus élevés (d’un facteur de près de 3) dans les sections de profondeur intermédiaire par rapport aux sections de surface et d’océan profond avant la crise PTB, reflétant une concentration générale de Hg dans la région de la thermocline supérieure grâce à l’action de la pompe biologique., De plus, avec les emplacements actuels de l’horizon LPME dans chaque section, les différences stratigraphiques entre le pic initial des concentrations de Hg et le LPME représentent un intervalle de temps qui fournit la preuve d’un événement d’extinction de masse diachronique à l’échelle mondiale. Plus précisément, L’horizon d’extinction dans les sections d’eau profonde (par exemple, Akkamori-2 et Ubara) a postdaté les entrées de HG volcanogène de ~50 à 100 kyr, alors qu’il était presque synchrone dans les sections d’eau peu profonde., En raison des rétroactions dans le cycle de l’oxygène marin, les contraintes de sulfure et d’oxygène se seraient développées sur des milliers, voire des dizaines de milliers d’années après le pic de dégazage volcanique. Un décalage entre les apports de HG volcanogènes de pointe et le renouvellement biotique est probable lorsque la déstabilisation de l’écosystème est causée par le stress oxygéné, contrairement à la réponse géologiquement rapide attendue si les températures extrêmes ou l’hypercapnie étaient le principal mécanisme de destruction., En résumé, les preuves d’un intervalle d’extinction prolongé fournissent un nouveau support pour les contraintes d’oxygène et de sulfure en tant que principal mécanisme de destruction sur une grande partie de l’océan en réponse au volcanisme des lèvres des pièges Sibériens.
