Interactions climat-eustatisme-tectonique. Les enseignements et perspectives du Crétacé supérieur (Cénomanien-Coniacien)

Geodinamica Acta (Paris) 1998, 11, 6, 253-270

Interactions climat-eustatisme-tectonique. Les enseignements et perspectives

du C&a& supkrieur (Cknomanien-Coniacien) Fabrice Malartre”, Serge Ferryh, Jean-Loup RubinoC

’ Institut national polytechnique de Lorraine, Ecole nationale superieure de geologic, UMR 7566 CNRS, rue du Doyen Marcel-Roubault, BP 40, 54.50 1 Vandceuvre-l&s-Nancy cedex. France

E-mail : [email protected] ’ UniversitC Lyon I, Centre des sciences de la terre, UMR 5565 CNRS, 27-43. boulevard du 1 I-novembre-1918,

69622 Villeurbanne cedex, France, E-mail: [email protected] ’ TOTAL S.A., TEP/DE/DBF, cedex 47, 92069 Paris La Defense, France

E-mail: [email protected]

(Recu le 31 juillet 1997 ; accept6 le 3 avril 1998)

Abstract - Climate-eustasy-tectonics interactions. A lesson from Upper Cretaceous data. A recent detailed analysis of southeastern France upper Cretaceous series has evidenced that Cenomanian-Turonian and Turonian-Coniacian boundaries are marked by quick and large amplitude relative sea level changes. Comparisons with other sections in different world- wide basins are coincident with the observations pointed out in southeast France. We establish: (1) high-frequency synchro- nous events in different geodynamic settings, (2) the superposition of various hierarchically eustatic cycles i.e. the superimposition of high-frequency oscillations on a third-order trend. Two possible mechanisms responsible of these observations are emphasized and discussed: glacio-eustasy versus high-frequency tectonics. 0 Elsevier, Paris.

climate I eustasy /tectonics I sequence stratigraphy I correlations / Upper Cretaceous

R&urn6 - Une analyse de series sedimentaires d’age Cretact superieur dans le Sud-Est de la France a CtC entreprise et inte- gree dam un cadre de stratigraphie sequentielle. Les limites Cenomanien-Turonien et la limite Turonien-Coniacien sont marquees par des variations rapides et de fortes amplitudes du niveau marin relatif. La comparaison effectuee avec d’autres bassins mondiaux nous ambne a envisager le probleme dans un cadre global. On constate : (1) le synchronisme d’evenements a haute frequence dans des contextes geodynamiques differents. (2) les effets de la superposition de cycles eustatiques hierarchiquement differents, c’est-a-dire la superposition d’oscillations a haute frtquence sur une composante de 3e ordre. Ces observations sont confrontees a deux hypo- theses : le glacio-eustatisme et la tectonique a haute frequence. 0 Elsevier, Paris.

climat / eustatisme I tectonique I stratigraphie sequentielle I corrklations / Cr&tacC supkrieur

1. Introduction

On sait que les variations eustatiques du niveau marin au tours des temps passes traduisent, selon leur frequence, soit des changements climatiques, soit des variations d’activite tectonique. Le but est done de montrer si, par analyse sequentielle de formations sedimentaires locales, les variations observees du niveau marin ne sont pas relatives mais reellement absolues. En effet, l’apparent synchronisme de nombreux evenements sCdi- mentaires majeurs. entre divers bassins, suggbre qu’une composante eustatique serait reellement presente dans les cycles de 3e ordre. C’est bien ce que l’on observe en comparant les series de bassin du Sud-Est de la France et du domaine interieur americain, m&me si la lithologie est inversee [ 11.

La simple analyse des series du CrCtacC superieur du Bassin vocontien et de sa bordure occidentale permet deja de mettre en evidence des problemes d’interpretation en termes de stratigraphie sequentielle. C’est pourquoi, une comparaison avec d’autres bassins situ& dans des contextes geodynamiques differents sera entreprise afin de voir si les observations locales peuvent se retrouver ailleurs et de faire la part entre facteurs locaux et causes globales.

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2. Les donnCes s6dimentologiques

2.1. Le bassin du Sud-Est de la France (figure la)

Le CrCtacC supCrieur du domaine vocontien prBsente la particularit& par rapport au CrCtacC inf&ieur et au Jurassique, de montrer en domaine de plate-forme un dCveloppement important des faciks silicoclastiques. Le cadre du Bassin vocontien a Cte’ retenu car il permet d’une part, d’examiner les rapports existant entre ces d6p8ts silicoclastiques &tiers et les carbonates de bassin sur une distance de l’ordre de la centaine de kilo- m&res (figure la), et d’autre part, de disposer d’un cadre biostratigraphique relativement correct qui permette de contr6ler les corrClations sCquentielles.

F. Malartre, S. Ferry, J.-L. Rubino

2.1.1. Ce que l’on observe & la limite Chomanien-Turonien

La limite Cknomanien-Turonien est marquee, dans la partie occidentale du Bassin vocontien, par ie dCvelop- pement d’un corps silicoclastique singulier mis en place dans un environnement essentiellement domint par les mar&es : les g&s de Venter01 (figure 2). 11 s’agit de g&s glauconieux rouges interstratifiks dans des mamo- calcaires hCmipClagiques. Les corrClations effect&es depuis Vallon jusqu’g Vergons (figure la) mettent en Cvidence que ces g&s n’ont pas la mCme signification, en termes de stratigraphie Gquentielle, suivant les endroits [2-41. Apr&s le dCpBt des gr&s cCnomaniens &tiers (Uchaux), le niveau marin a chutC de man&e importante en dCcouvrant la quasi-totalit du talus (figure 2). Durant cette Cmersion se dCveloppe sur le domaine exondC une intense altCration qui a permis d’une part, l’oxydation des gr&s cCnomaniens et d’autre part, l’installation de palCosols sur les d6pcits carbonat& cCnomaniens plus profonds (Venterol). Lors de cet Cpi- sode, se dCposent les grbs de la rCgion de Trente Pas, qui marquent la ligne de rivage la plus distale. 11s rep&en- tent ainsi un prisme dCtritique &tier mis en place lors d’un Cpisode de rCgression for&e, selon le concept de Posamentier et al. [5]. Dans la localit type de Venterol, les gr?s n’ont pas la m&me signification. 11s reposent sur un palCoso1 (61 et reprksentent done typiquement un corps sableux transgressif. Leur couleur rouge et verte, si caractCristique, s’explique par le mClange de la glau- conic et du remaniement transgressif des faciks d’alt&a- tion dCveloppts en amont du systhme pendant le maximum de rkgression. D’aprks les corrClations avec les sCries de bassin (Bruis et Vergons) et la zonation biostratigraphique utilisCe [7, 81, I’kpisode de rkgression for&e se situe aprbs la zone g Cushmani et au tout debut de la zone B Archaeocretacea, done au CCnomanien tout g fait terminal dans une tranche de temps de l’ordre d’une parasiquence. Les g&s dCposCs lors de 1’Cpisode de regression for&e, dans la re’gion de Trente Pas, ont nourri les turbidites intercalkes dans les black shales de la coupe de Bruis (figure 2). Ainsi, B 1’6pisode transgressif de 3e ordre, marquC par le niveau de black shales se superpose une oscillation 2 plus haute frCquence qui permet la mise en place des turbidites [9].

0 I Mer

I Mbditerranee

Figure 1. Localisation gkographique du secteur d’Ctude dans le Sud-Est de la France (1 a) et des bassins mondiaux (1 b) choi- sis pour comparaison.

Le meme type d’observation peut &tre effect& d’une part dans le Bassin subalpin m&ridional (rtgion de Cas- tellane) [lo] et d’autre part dans le domaine provenGal (region de Roquefort la BCdoule) [ 111, oti des unit& cal- car6nitiques c6ti6res se mettent en place au sein de faciks hCmipClagiques plus profonds, marquant ainsi des variations importantes du niveau marin relatif au moment de la grande transgression de 3e ordre de la limite CCnomanien-Turonien.

Figure 1. Location of the studied sections in the Southeast France Basin (la) and the selected basins (lb) chosen for comparison.

2.1.2. Ce que l’on constate B la limite Turonien-Coniacien

Dans le massif d’uchaux (figure la), la partie sup& rieure du Turonien se trouve affectke par deux surfaces

Interactions ciimat-eustatisme-tectonique

calcabs Mmipblagiques turoniens

IOm I

VALLON 4 ) UCHAUX 4 * VENTEROL - TRENTE-PAS f--t SRUIS - VERGONS 3Okm 35km 1Okm 3okm lookm

sim surface d’inondalion maximale ss black shale

1 a 4 : positions successives des sables cBiiers regressifs (1, 2) puis transgressifs (3, 4)

Q a)

faune de la zone a Nocfosoides

Figure 2. Corrtlations plate-forme/bassin & la limite CCnomanien-Turonien (Sud-Est de la France).

Figure 2. Platform-basin correlations at the Cenomanian-Turonian boundary (southeast France).

d’erosion dont la seconde, cachetee par des facies fluviatiles a la base (chenaux en tresses et argiles marmo- risees de plaine d’inondation), peut &tre interpretee comme une vallee incisee (figure 3) [ 21. Les marnes noi- res de la premiere sequence transgressive comprise entre les grbs de BoncavaTl. mis en place en domaine de shore&e, et les sables de Montmout presentent des indices d’alteration. Ceci implique done un hiatus entre la phase d’erosion et la phase de remplissage de la vallee. La m&me observation peut &tre effectuee pour la premiere phase de creusement (figure 3). 11 y a creusement et alteration des grbs progradants de Boncavail avant le remplissage [ 121. La formation de Montmout est transgressive car elle repose stir une vallee incisee et montre de la base au sommet des facies d’abord fluviatiles puis de plus en plus marins. Des lors, l’essentiel de la formation turonienne sous-jacente a cette vallee incisee doit s’interpreter comme &ant un prisme de haut niveau marin, progradant (figure 4). Les sables fluviatiles de la base, reposant directement sur la surface d’erosion, peuvent &tre interpret& comme un prisme de bas niveau marin, bien qu’une partie ait pu se deposer pendant le debut de la transgression. La hausse du niveau marin entrava le transport des sables fluviatiles vers l’aval et eut pour effet d’accumuler des sables estuariens a coquilles qui recouvrent les depots de plaine alluviale. On peut considerer que la surface separant les sables fluviatiles des sables estuariens represente la surface de

transgression et done la base du cortege transgressif. On peut situer la surface d’inondation maximale au niveau des gres glauconieux. Les correlations avec la serie plus profonde de Venter01 (figure 4) montrent que les phases de creusement et de remplissage des vallees de Mont- mout ont vraisemblablement dti s’effectuer dans un temps t&s court entre la tin du Turonien et le debut du Coniacien. En effet, Subprionocyclus neptuni, derniere ammonite de zone du Turonien, a CtC trouvee dans des calcaires noduleux [13] sous les gres de Boncavdil qui sont done contemporains du premier ensemble calcaire de Venterol. L’ensemble des sables blancs de Montmout doit done correspondre a la deuxibme masse calcaire de Venter01 (figure 4). Ainsi, a la limite Turonien-Conia- cien, on constate des abaissements B haute frequence du niveau marin durant la transgression de 3e ordre.

2.2. Le Bassin intdrieur americain (figure lb)

La mer interieure americaine est un bassin topogra- phiquement complexe dans le detail qui est consider6 comme un bassin tectonique d’avant-pays. L’histoire cretacee peut se resumer sous la forme d’un enregistrement de soulevements successifs dans la region des cor- dill&es occidentales et d’une subsidence asymetrique affectant toute la region qui deviendra plus tard les

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/ vall6e 2

4 gr& glauconieux - - -8nondation

remplissage 2 sables de 3 sables tidaux ligniteux z

Montmout 2 sables estuariens 1 sables fluviatiles

transgressif

\ creusement 2 fEMEhsioN

c mames d’offshore - - inondation

remplissage 1 b gr& &tiers Q rudistes et coraux \ a gale& de plage transgressif

\

creusement 1 w

gr6s de Boncava’il (shoreface) h

.EMERSI6N A‘

dgresslf /

vake 1

Figure 3. Reconstitution schkmatique des systkmes de valltes incisCes du Turonien supCrieur du massif d’uchaux (Sud-Est de la France).

Figure 3. Schematic reconstitution of the Late Turonian incised valley systems (Uchaux, southeast France).

Montagnes Rocheuses. Les produits d’Crosion provenant des massifs soulevCs furent d6versCs vers l’Est, dans le bassin qui consiste en une fosse adjacente au front mon- tagneux. La subsidence le long de la partie ouest du bas-

sin crCtacC fut variable. Ainsi, m&me si le CrCtacC supCrieur du flanc oriental du bassin est peu epais, il pre’sente souvent des s&ies sgdimentaires et un enregistrement fossile complets. C’est pourquoi la plupart des sections de rCf&ence et des zones palContologiques y furent prCalablement dCfinies. Cette caractkristique de l’organisation stratigraphique est g mettre en relation directe avec le cadre tectonique global. En effet, dans les bassins d’avant-pays, le taux de subsidence dCcroit en direction de la mer. C’est pourquoi on rencontre les sCries les plus Cpaisses en position proximale. c’est-8- dire du c&d continental de la marge, et les sCries les plus minces en position distale. loin de la zone orogCni- que. On a done un schCma de subsidence opposC B ce que l’on connait pour les marges passives [ 141.

2.2.1. Au CCnomanien-Turonien

Au Canada, et plus particuli&rement dans I’Alberta et la Colombie britannique, se dCveloppe, au CCnomanien- Turonien inf&ieur, la Formation Kaskapau cfigure 5), qui consiste essentiellement en argiles marines sombres. Ces argiles recouvrent les g&s et argiles de la Forma- tion Dunvegan [ 151 et sont surmont&es par les sCdiments &tiers de la Formation Cardium [ 161. Dans cette formation argileuse s’intercalent des corps grCseux cbtiers. I1 s’agit de grtts deltai’ques B lamination parallele, litages obliques en mamelons ou rides de vague. Trois ensem- bles ont CtC mis en Cvidence. I1 s’agit des membres de Doe Creek, Pouce Creek et Howard Creek [17]. La limite Gnomanien-Turonien est placCe g la base de la formation des argiles de Second White Speckled Shale juste au-dessus du membre Howard Creek @gure 5). Chacun des trois membres grCseux reconnus. intercal& dans les argiles de Kaskapau, suggkre un mouvement oscillatoire de la ligne de rivage cause par des fluctua-

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Interactions climat-eustatisme-tectonique

UCHAUX

VENTEROL

2” ensemble n.-BL-.e:C1

sables de Montmout

reusement 2

, creusement 1

‘00 --. . . . . . . . . . . . S. s&Ii

-. . . . . . . . . -.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . --.- . . . . . . . . . . . .

1 o ensemble calcaire \-

inondation du Turonien infhieur

grh de Venterol

mames B Rotalipora cushmani

Figure 4. CorrClation Uchaux-Venter01 ii la limite Turonien-Coniacien (modifik d’apr8s Malartre et al. 1121). (a, b, c. 1, 2, 3 et 4 : voirfigure 3)

Figure 4. Uchaux-Venterol correlation at the Turonian-Coniacian boundary (modified from Malartre et al. [ 121). (a, b, c, 1, 2, 3, 4: seefigwe 3)

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Formatin CRUISER -vyypJEyYy v ------FlSHSCALE--- m

2 ppJ sables c&tiers 0 argiles marines

Figure 5. Organisation stratigraphique du CCnomanien-Turonien de l’Alberta, au Canada (d’apr8s Wallace-Dudley et Leckie [17]).

Figure 5. Cross-section illustrating the stratigraphic nomenclature of the Cenomanian-Turonian strata in Alberta (Canada, from Wallace-Dudley and Leckie [ 171).

tions a haute frequence du niveau marin pendant la transgression. Ces gres sont mis en relation avec des phases de chute du niveau marin relatif ponctuant la transgression g&&ale representee par les argiles de Kaskapau. 11 ne s’agit done pas de depots transgressifs de plate-forme [17]. La succession verticale des facies de la formation Kaskapau represente un depot en domaine de plate-forme dans lequel la profondeur s’accroit, excepte lors de periodiques baisses du niveau marin. Les membres de Doe Creek, Pouce Creek et Howard Creek se sont done mis en place a l’occasion de regressions for&es, dans un contexte globalement transgressif [ 171.

Dans le Bassin de l’Alberta, on enregistre done de brefs episodes de regression for&e qui viennent ponctuer la phase transgressive. On retrouve le m&me schema que celui de la marge rhodanienne quaternaire, ou l’on observe un deplacement du prisme silicoclastique &tier sous l’action d’oscillations glacio-eustatiques a haute frequence [5, 18, 191.

2.2.2. A la limite Turonien-Coniacien La Formation Cardium de 1’Alberta (Canada) a CtC

recemment Ctudiee en detail [20]. L’analyse a CtC effectuee sur plus de 6 000 forages petroliers. Cette formation (figure 6), deposte pendant une duree d’environ 2,8 Ma est composee de 7 successions sableuses limi- tees par 7 surfaces d’erosion (El a E7) a l’echelle du bassin. Dans cet exemple, la position des conglomerats

dans le systeme de depot et leur relation avec les surfaces d’erosion ont CtC particulierement Ctudiees. Ces conglomerats representent l’injection directe de graviers par les tours d’eau en contrebas du systeme deltai’que progradant, a l’occasion de baisses relativement importantes du niveau marin. Ces corps Ienticulaires de graviers sont repris a chaque fois par la plage transgressive. Cette interpretation est basee sur des correlations a grande distance montrant que le phenombne observe est repetitif et non lie a la divagation du systeme de depot lui-m&me [20, 211. Walker definit mCme des allomem- bres pour insister sur le caractere allocyclique des depots. La Formation Cardium est globalement progra- dante de Tl a T4 (figure 6), progradation du Turonien moyen-superieur, que l’on retrouve dans le Sud-Est de la France et aux Stats-Unis (zone a Woollgari) [22]. A partir de la zone B Prionocyclus macombi, la Formation Cardium montre une organisation g&r&ale retrogra- dante, ponctuee par des baisses du niveau marin a haute frequence materialisees par les corps conglomeratiques de Carrot Creek et d’Admunson. Ce qui est interessant, c’est de remarquer que les baisses a haute frequence du niveau marin montrent une amplitude plus importante au moment de la retrogradation g&r&ale du systeme sedimentaire. En effet, le membre de Carrot Creek represente le corps conglomeratique le plus distal inter- tale dans les facies profonds (figure 6). Cet episode est contemporain de ce que l’on observe dans le massif d’uchaux a l’extreme fin du Turonien. En effet, les

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shoreface surface d’Brosion E E

Q ,’ ScBPhrtes VentricosUS (S. v.). S. P~~VH~~~CCSUS (S. p.), S. COW~ILS~S (S. c.). S. n,ghx$lensis (S. n.), S. wamni (S. w.), PnonOcYch~~ wyomingensis (P. w.). P. macombi (P. m.). P. (Coitignonnoniceras) hyatti (P. (C.) h.). P. (c.) woollgm (P. (C.) w.), Mammites nodosoides (M. n.), Watinoceras coloradoense (W. c.)

200 km NE

FORMATION WAPIABI

T7

-ICK - P. ,c., h.

z

f

FORMATION BLACKSTONE +? (C., w. M. n. I w c. t

Q

Figure 6. Organisation stratigraphique de la formation Cardium (Turonien superieur-Coniacien inferieur) (d’apres Wadsworth et Walker [23]).

Figure 6. Cross-section illustrating the stratigraphic nomenclature of the Cardium Formation (Upper Turonian-Lower Coniacian) (from Wadsworth and Walker [23]).

ammonites americaines Prionocyclus macombi, l? wyomingensis et Scaphites warreni sont Cquivalentes a Sub- prionocyclus neptuni que l’on retrouve dans le Sud-Est de la France. D’aprbs les descriptions donnees par Wei- mer [24, 251, on peut envisager une organisation simi- laire pour les gres de Code11 du Kansas et du Wyoming. Ainsi dans le Bassin nord americain, on observe aprbs la phase de progradation du Turonien moyen-superieur, une transgression ponctuee par des abaissements a haute frequence du niveau marin.

Cette etude met clairement en evidence le probleme deja aborde, a savoir celui de la possible amplification des oscillations a haute frequence du niveau marin lors de l’episode transgressif de 3e ordre [26].

L’etude detaillee de la surface E5 (figure 6) a permis de mettre en evidence que l’eustatisme n’etait pas le seul facteur a prendre en compte pour expliquer la formation de cette surface d’erosion. En effet, Walker et Eyles [20] invoquent un controle tectonique qui expliquerait la topographie accusee de cette surface. Cette tectonique serait induite par flexure lithospherique en liaison avec la mise en place dune charge chevauchante dans l’arribre-pays, selon le modele classique de Beaumont

[27]. Neanmoins, l’intervalle de temps moyen CcoulC entre les surfaces d’erosion est compris entre 300 000 et 3.50 000 ans. Cette chronologie est difficile a expliquer tectoniquement ; les variations du niveau marin a haute frequence seraient ici controlees par glacio-eustatisme [23]. Dans cet exemple est mis en evidence le role d’oscillations du niveau marin a haute frdquence sur une composante basse frequence transgressive, accompa- gnee dune activite tectonique. Ainsi comme l’a suggere Ferry [26], les crises climatiques pourraient etre le reflet dune intensification de l’activite magmatique globale qui, elle-meme, expliquerait la recrudescence de l’activite tectonique. On pourrait ainsi lier tectonique, transgression et deterioration climatique.

2.3. Le Bassin anglo-parisien Cfigure Ib)

Dans l’ensemble du bassin anglo-parisien, ainsi que dans le bassin de la mer du Nord, la limite Cenomanien- Turonien est marquee par le developpement dune formation connue sous le nom de Marnes k Plenus (figure 7). 11 s’agit d’un ensemble peu Cpais (2,5 m dans

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F. Malartre. S. Ferry, J.-L. Rubino

Mn2+ (PPW WI IPPW

Figure 7. GCochimie des Marries ri Plenus (d’aprks Jeans et al. [29]). no 1 A 8 : unit& banes-interbancs des Murnes ir Plenus.

Figure 7 Geochemistry of the Plenus marls (from Jeans et al. [29]). no 1 to 8: marl-limestone units of the Plenus marls.

la coupe de Douvres, choisie comme neostratotype) compose dune succession de marnes et de craies mar- neuses qui fait suite a la craie cenomanienne [28]. Les Marries 6 Plenus sont composees de cycles elementaires banes crayeux et interbancs mameux. Huit unites ont Cte reconnues et definies par leur lithologie et leur contenu fossile [28]. La fraction sableuse (sable calcaire) montre des variations depuis un pole domine par les foraminiferes a un pole domine par les prismes d’inocerames et les calcispheres, en passant par un intermddiaire a foraminiferes-calcispheres [29]. I1 s’agit pour l’essentiel de biomicrites de texture wackestone [28]. La nature de la fraction argileuse composant les Murnes 6 P/ems est particuliere. Les argiles proviendraient de la destabilisa- tion, au moment de la diagenbse precoce, de debris vol- canogeniques instables, comme cela a deja CtC propose pour les depots turoniens du bassin interieur americain [30, 311 et du bassin parisien [32]. La duree totale de l’episode des Marries ir Plenus a CtC estimee a environ 100 000 ans [33]. L’interpretation sequentielle de cette serie a dominante crayeuse est delicate et ce n’est que par comparaison avec d’autres bassins, ou l’on peut rea- liser des correspondances fines avec les facibs &tiers. que l’on peut y parvenir.

2.4. Le Bassin de Basse Saxe (figure lb)

Les recentes donnees concernant la limite Cenoma- nien-Turonien de la region de Wunstorf mettent en evidence des variations du niveau marin relatif (transgressions et regressions), des variations de temperature, des phases d’upwellings et des periodes de stagnation des masses oceaniques [34]. Dans la coupe-type de Wunstorf, les valeurs absolues de d13C et l’amplitude de l’anomalie isotopique refleteraient la productivite locale due a une augmentation de l’intensite des courants de type upwelling [35, 361. Ceci implique des temperatures oceaniques contrastees, fluctuantes et tres variables d’une region a une autre, qui sont controlees par la latitude. Dam une region oti la temperature de l’atmosphere et done des eaux de surface est Clevee, l’eau s’evapore et rejoint l’atmosphbre. Ce deficit est compense par la remontee d’eaux profondes alimentees par des eaux froides et plus denses de haute latitude. Les reconstitutions sur la distribution des courants pour la limite Cenoma- nien-Turonien font intervenir un courant de fond, froid, venant du pole Nord qui serait a l’origine des upwellings de la region de Basse Saxe [37, 381. De m&me, l’hypo- these d’upwellings a la limite Cenomanien-Turonien est envisagee pour expliquer l’accumulation de mat&e organique du niveau Bonarelli d’Italie [39], ainsi que pour rendre compte des fortes frequences de Scytinascia

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(revetements internes organiques de foraminiferes) du black shale Thomel du Bassin vocontien [40]. A l’inverse, Jeans et al. [29] expliquent l’anoxie par une restriction generalisee de la circulation oceanique. L’enrichissement constate en iridium, chrome, scan- dium, titane, manganese, cobalt et nickel a la limite Cenomanien-Turonien, aussi bien dans le Bassin germa- nique que dans le Bassin interieur americain suggere un accroissement de l’activid volcanique de type hot-spot et/au la mise en place de basaltes de type MORB (Mid Oceanic Ridge Basalt), c’est-a-dire d’un volcanisme de source mantellique. L’anomalie geochimique de la limite Cenomanien-Turonien pourrait ainsi refleter un episode de reprise importante de l’expansion oceanique et/au de l’activite de hot-spot [41].

3. Les donnCes gkochimiques

3.1. Le bassin angle-parisien

De nombreuses etudes geochimiques ont CtC entrepri- ses par differents auteurs sur les Marries ir Plenus (figure 7) de la coupe de Douvres (Angleterre). Elles ont permis de mettre en evidence des anomalies particulib- res en ‘so et 13C, ainsi que des changements dans les compositions en Fe2+, Mn2+, Sr, Mg [29].

Le comportement du Mn*+ est independant de la lithologie et interpret6 comme un signal primaire non affect6 par la diagenbse [29]. Apres la montee g&r&ale pendant le Cenomanien superieur, on constate des variations au niveau des Marries h Plenus. Un pit maximum est observe au niveau du bane 5. Une telle constatation a deja CtC soulignee par Pomerol [42]. Pomerol et Mortimore [43].

Les fortes valeurs relatives en strontium (pit maximum au niveau 4) sont associees avec les unites marneu- ses et on constate une relation inverse entre les valeurs en strontium et celles en fer et manganese. Les facteurs responsables de cette evolution antithetique ne sont pas clairs. On notera aussi que suivant la fraction granulometrique analysee, les resultats peuvent &tre sensible- ment differents (ici n’ont et6 representees que les courbes correspondant a la fraction la plus fine, c’est-a- dire comprise entre 2 et 8 urn).

Un accroissement notable de la teneur en magnesium est observe dans les Marries ic Plenus, le maximum Ctant atteint au sommet de la formation [29].

En ce qui concerne les isotopes de l’oxygene, les analyses ont CtC rtalisees sur la fraction totale du sediment, sur les foraminiferes planctoniques, sur les foramini- f&es benthiques et sur la fraction granulometrique comprise entre 2 et 8 microns constituee principalement par des coccolithes. La courbe obtenue montre des variations importantes et brutales. Les valeurs en a’*0 se correlent bien avec les alternances marne-craie ; les valeurs les plus Clevees &ant toujours associees aux marnes. Jeans et al. [29] interpretent ceci comme &ant


un signal primaire control6 soit par des variations de salinite, soit par des variations de temperature au sein de la colonne d’eau. ce dernier facteur &ant privilegie. 11 est neanmoins important de souligner que Mitchell et al. [44] demontrent que le signal isotopique de ces craies peut Ctre alter6 par des cimentations ulterieures, a l’interieur m&me des organismes comme les foraminiferes, et done que la recherche de paleotemperatures semble illu- soire.

Un developpement maximum dans l’analyse isotopi- clue du a13C est constate au niveau des Marries 2 Plrnus. Cet accident positif a Cte reconnu dans d’autres coupes du bassin parisien [42] voire dans d’autres bassins [45]. Les valeurs en a’“C des facies marneux sont legbrement plus negatives que celles des facies crayeux. Ceci resul- terait dune production primaire phytoplanctonique plus faible au moment des episodes marneux [29]. Des variations identiques dans les compositions en 13C. “0. Sr, Mn et Fe ont pu Ctre reconnues dans la craie a Plenus de Normandie [4.5]. Ainsi, au sein de la formation des Mar- nes b Plenus, on peut mettre en evidence des variations geochimiques a court terme reliees a des conditions paleoceanographiques fluctuantes. Nous reviendrons sur une signification possible a accorder a ces fluctuations dans la discussion.

3.2. Le bassin du Sud-Est de la France

Les travaux en tours sur la coupe de Vergons permet- tront la realisation de correlations entre les signaux gee- chimiques du domaine boreal et du domaine tethysien, comme cela a et6 deja realise avec d’autres coupes dans d’autres secteurs [46, 471. Les resultats preliminaires [48] montrent des variations importantes dans les teneurs en magnesium, strontium et manganese durant le passage du Cenomanien au Turonien.

3.3. Le bassin intkrieur amkricain

Pratt et al. [45] ont aussi decrit de fortes variations en Mn*+ dans les sediments au niveau de la limite Cenoma- nien-Turonien de la coupe de Pueblo (Colorado) correlees avec la Normandie (figure 8), suggerant que l’augmentation des valeurs pourrait &tre r.eliCe au trans- fert du manganese depuis les profondeurs vers la surface durant l’expansion dune zone a minimum d’oxygene. Pour Pratt [49]. les variations geochimiques en 13C observees a la limite Cenomanien-Turonien dans la formation Greenhorn, et correlees sur plus de 1 500 km B travers le bassin interieur americain, sont a mettre en relation avec un evenement global correspondant a un changement majeur dans la composition isotopique du carbone de l’hydrosphttre et de l’atmosphere. De la m&me man&e, McArthur et al. [50] presentent une courbe pour le Sr qui montre, aprbs une augmentation des valeurs durant le Cenomanien, des variations a la

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NORMANDIE BASSIN INTERIEUR AMERICAIN

Figure 8. Corrtlation des Cvknements gCochimiques g la limite CCnomanien-Turonien entry la Normandie (France) et le bassin intkieur amkricain (Etats-Unis) [43].

Figure 8. Correlation of geochemical events at the Cenoma- nian-Turonian boundary between Normandy (France) and Western Interior (USA) 1431.

limite CCnomanien-Turonien, puis une diminution rCgu- like durant le Turonien pour atteindre un minimum au Turonien terminal (89.4 Ma ; zone & Scaphites whit- fieldi). On notera aussi que des variations dans la concentration en iridium (figure 8) ont pu &tre mise en kvidence et rapportkes ?I une origine mantellique [51]. Ces valeurs relativement faibles (variations entre 0,l et 0,2 ppb) pourraient aussi correspondre j un bruit de fond normal augmentant 1Cgbrement quand le taux de sedimentation diminue.

4. Discussion

4.1. La rCvolution gbodynamique du CrCtack supkrieur et le problkme de la tectonique A haute fr6quence

4.1.1. Les donnkes gGodynamiques : de l’kchelle globale g l’&helle locale

Cette &ape geodynamique comprise essentiellement entre 1’Albien et le Santonien de’borde largement le cadre du Bassin du Sud-Est de la France. En effet, il s’agit de la plus importante rkorganisation du mouvement relatif des plaques survenues depuis le Jurassique moyen et elle int&esse toutes les front&es du globe. Cette rkvolution de la partie moyenne du CrCtace’ donne ses grandes lignes aux ocCans actuels et marque le vrai de’part de 1’orogCnie alpino-himalayenne [52, 531.

Un calcul du budget crustal ockanique pour les der- niers 150 Ma a rCvClC un accroissement important de formation de croDte ockanique entre 125 et 80 Ma. Cette

pulsation dans la production de crofite ockanique est relike avec une accClCration du taux d’expansion o&a- nique. Ce signal magmatique co’incide avec la longue pe’riode d’intervalle de polarit magnktique normale du CrCtacC supkrieur. 11 est interprCtC comme un << super- plume )> qui trouverait son origine ti la limite manteau- noyau voici 125 Ma, et impliquerait une altkration signi- ficative de la tempirature B ce niveau ainsi qu’un changement du comportement convectif dans le noyau externe [54, 551. Des anomalies q< froides >Y du manteau profond sont mises en Cvidence durant le C&a& sup& rieur et corrClCes avec une forte instabilitk gravitation- nelle du manteau [Xl. On retrouve ici l’hypothkse d’un eustatisme gCoi’da1 par deformation de I’interface noyau- manteau [57, 581.

I1 est aussi intkressant de constater que la composition isotopique du Sr des eaux pendant l’intervalle CCnoma- nien-Coniacien montre des variations importantes. On note une correspondance entre le dkveloppement des CvCnements oce’aniques anoxiques globaux, comme celui de la limite CCnomanien-Turonien, et les excur- sions en s7Sr/86Sr. Ceci correspond a un accroissement du flux de Sr hydrothermal associk ?t l’augmentation des Cruptions des plateaux ockaniques [59, 601, et plus gCnCralement d’une intensification du volcanisme global [611.

A I’khelle du Bassin du Sud-Est de la France, cette rkorganisation est marquke par la mise en place du bombement durancien [62-641, contemporain d’une tectonique importante et du dkveloppement d’une phase de mktamorphisme Coalpin dans le domaine alpin oriental [53, 651. Les consCquences palkogkographiques sont importantes, puisque durant le CrCtace supe’rieur, le bombement durancien jouera le r61e de barricre entre la mer pyr&Co-provenGale et la mer alpine. A partir du Ce’nomanien moyen et jusqu’au Santonien, il sera une zone stable & relief peu accentuk, soumise aux transgressions marines.

La marge occidentale du Bassin vocontien ne peut pas &tre considCrCe comme une marge simple, fonctionnant sous rCgime de subsidence thermique, comme dans le modble de stratigraphie sCquentielle d’Exxon, c’est-A- dire en regime B peu pr& continu par rapport 2 la duke des cycles de 3e ordre. Ce n’est pas non plus rkellement un bassin tectonique d’avant-pays, comme dans le Bas- sin intkrieur ame’ricain, oti les variations du niveau marin relatif peuvent &tre sous la dkpendance Ctroite des phases compressives qui ploient la lithosphkre au front des nappes. C’est un contexte tectonique de type intermediaire oti s’enregistrent des BvCnements tectono-skdi- mentaires variCs entre 1’Aptien et le Santonien. En particulier, le jeu prkcoce de la faille de Nimes [66] et plus g6nCralement l’ensemble des structures N 50 [67], ainsi que des variations importantes du taux de subsidence dans la moyenne vallCe du Rhane [2], et notamment une accClCration ?t partir du Turonien supkieur- Coniacien, seraient B mettre en rapport avec ce contexte tectonique.

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4.1.2. Tectonique et eustatisme ti moyenne et haute frkquences

Des etudes realisees sur 1’Europe centrale et occidentale (rift de la mer du Nord, mer celtique, domaine alpin) montrent de nombreuses fluctuations dam une tranche de temps correspondant a un cycle de 2e ordre, et attribuees a des changements majeurs dans les etats de contrainte et de densite de la lithosphere. Les fluctuations a plus courte periode seraient a mettre en relation avec une reponse regionale irreguliere de la croute (episodes de rifting ou poussees compressives) aux contraintes globales [68-711. Dans le Mesozoi’que du bassin de Paris, on enregistre de grands cycles transgression-regression de 2e ordre correspondant a des phases d’acceleration de la subsidence ; ces cycles &ant relies aux Cvenements geodynamiques marquant I’Cvolu- tion de la TCthys et l’ouverture de I’Atlantique [72, 731.

Si les phenomenes tectoniques ont une influence inde- niable sur l’ensemble de la duree du C&ace superieur, peut-on envisager une activite tectonique dans la gamme de frequence des parametres orbitaux ?

En ce qui concerne les exemples du bassin interieur nord americain, une explication tectonique a CtC avancee pour expliquer les oscillations a haute frequence du niveau marin. Walker et Eyles [20] invoquent un controle tectonique qui expliquerait la topographie accusee des surfaces de la formation Cardium. Cette tectonique aurait e’te’ induite par flexure lithosphtrique en liaison directe avec la mise en place de charges che- vauchantes dans l’arriere-pays. Pour Hart et Plint [74], les abaissements a haute frequence du niveau marin enregistrees durant le depot de la formation Cardium trouveraient leur explication dans la reactivation, lors des chevauchements, d’anciennes structures du socle. Ce qui est remarquable, c’est que cette rejuvenation d’origine tectonique se produit, si on la replace dans un cadre de stratigraphie sequentielle, au moment de la transgression de 3e ordre. Ces mouvements ont done un effet contraire par rapport a la transgression, induisant un deplacement de la ligne de rivage en direction du bassin. Le m&me scenario peut &tre reproduit en ce qui concerne les depots de la formation Kaskapau de la limite Ceno- manien-Turonien dans I’Alberta. Un controle tectonique a haute frequence est aussi envisage par Peper [75] qui remarque, que dans le bassin d’avant-pays canadien, la subsidence generalement continue est interrompue par des phases rapides d’uplifts permettant le depot d’unites sableuses cot&es dans des depots plus profonds. Dans le bassin de l’Utah, Gardner [76, 771 propose pour les depots de la limite Turonien-Coniacien, un contrble mixte a la fois sous la dependance eustatique et tectonique. Plate1 [78] souligne le developpement de vallees incisees dans le bassin aquitain qui entaillent le sommet du Turonien, traduction d’une chute eustatique majeure associee a un soulbvement generalise de tout le nord de la plate-forme aquitaine. Ernst et Ktichler [79] definis- sent, entre le Cenomanien et le Coniacien, toute une serie d’evenements qui se produisent au mCme moment


entre des bassins d’Allemagne (basse Saxe, Miinster) et des bassins d’Espagne (Barranca, Bassin navarro-canta- brique). 11s constatent notamment que le paroxysme d’evenements tectoniques est largement restreint a une biozone pour la limite Ce’nomanien-Turonien. En effet, apres une periode de quiescence pendant la partie sup& rieure du Cenomanien, on remarque une reprise de l’activite tectonique qui est signee par de rapides changements de facies dans les differents bassins ; l’unifor- misation s’effectuant durant l’inondation maximale dame de la partie superieure du Turonien inferieur cfigurr 9).

Cathles et Hallam [68] soul&vent le probleme de variations globales, rapides (dune duree inferieure a un cycle de 3e ordre). a certaines periodes, d’une amplitude voisine d’une cinquantaine de metres, et n’etant pas a priori sous controle glacio-eustatique. 11s constatent, de plus, que de tels Cvenements se correlent souvent avec des extinctions en masse chez les invertebres marins. Ceci plaide plutot en faveur d’un controle global, car si ces evenements Ctaient localises dans certaines parties du globe, les organismes se seraient refugies dans des zones non soumises au stress environnemental et ainsi on n’enregistreraient que des <( extinctions localisees >>. King [SO] propose, pour expliquer les sequences calcaire-marne (7 cycles sur 1 Ma) du Campanien de l’Ala- bama, des pulsations tectoniques correspondant aux p&misses de l’orogenese laramienne.

Les variations globales seraient dues a des changements rapides dans les contraintes intraplaques qui pro- voqueraient des variations importantes de densite des plaques, ayant pour consequence des mouvements Cpiro- geniques dans la bande de frequence des cycles de 3e ordre voire pour des cycles hierarchiquement sup& rieurs (4e ordre, . ..). Des variations rapides des taux de subsidence dans la partie inferieure (Turonien sup& rieur-Coniacien) du groupe de Gosau dans les Alpes autrichiennes ont CtC rapportees a des pulsations tectoniques de duree equivalente. au moins, a celle des cycles de 3e ordre [8 l-831. De m&me, il a CtC montre pour le Jurassique du bassin de Paris que les cycles de duree l-5 Ma ont une signature tectonique et qu’ils enregistrent des deformations lithospheriques intraplaques [84].

11 est interessant de remarquer l’apparent synchronisme de phenomenes identiques qui se passent dans des contextes geodynamiques differents, ce qui pose le probleme plus general dune Cventuelle activite cyclique dans les variations de vitesse des contraintes intra-plaques, et done dans la deformation des plaques lithospheriques.

4.2. Des glaciations durant le CrCtacC supkrieur : hypothke ou rCalitC ?

4.2.1. Le problkme 11 est generalement reconnu que l’ensemble du MCso-

zoi’que par rapport a la fin du Paleozolque et au Ceno- zoi’que, est une ere de climat chaud et Cgal. Des travaux

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F. Malartre, S. Ferry. J.-L. Rubino

PLATE-FORME BASSIN

ouvert : type bassin vocontien

semi-restreint : type bassin

inthieur nord-amhricain

I / progradant ’

VALLEE(S) INCISEE(S) i I

REGRESSION(S) FORCEE(S) : un ou plusieurs &5nement(s)

25 m I bref(s) coupl6s avec de brhes . . . . I monaanons.

25 km

LS limita de sequence ST surface de transgression sim surface d’inondation maximale

II 1 = p&xde globakment chaude ACTIVITE OSCILLATIONS

<

loscillaUons zt haute frtquence de fable amplttude)

TJXTONIQUE GLACIO-EUSTATIQUES 2 = periode globalement plus ticside (oscillations A haute fr6quenc.z de plus forte amplitude)

Figure 9. Position sCquentielle des indices d’activiti tectonique et de dkterioration climatique et de leurs conskquences sedimentologiques : sche’ma de principe.

Figure 9. Glacio-eustasy versus high-frequency tectonics in a sequential framework: theoretical scheme

r&en& permettent nCanmoins de poser la question : le climat du MCsozoYque Ctait-il si chaud et si Cgal que cela ?

Le concept de climat chaud et homogkne du CrCtacC a CtC critiquC [85-871 car basC initialement sur 1’Ctude de la distribution latitudinale de la flore, de la faune et d’indicateurs sCdimentologiques restreints aux basses latitudes. Depuis quelques annties. des recherches sur des sites en haute latitude tendent B moduler les courbes de temperature pr&Cdemment Ctablies. Des don&es en pro- venance d’Australie, qui au CrBtacC se trouvait entre 40- 50” et 70-80” de latitude S, montrent la prt%ence de dkpbts de type ice-rqfiing, d’une flore adaptCe au gel. Les modBlisations effectuCes donnent des tempkratures ter- restres comprises entre 27 “C l’kte’ et -18 “C I’hiver [88]. En Alaska, a CtC dCcouverte une flore crCtac&e de haute latitude (75-85” N) adaptCe 2 des conditions saisonnikres de gel (rksistance g la dessication, reduction de la taille des feuilles, cuticules e’paissies. ..,) [89]. Les anneaux de croissance des arbres suggerent quant g eux un rkgime lumineux identique g celui de l’actuel [90]. Des etudes comparatives basCes sur des foraminifhres planctoniques de I’Atlantique sud et de flores du Nord de I’URSS montrent des fluctuations climatiques importantes durant la p&iode Albien-Maastrichtien [91]. Les donnCes palyno- logiques semblent confirmer que si I’ensemble du CrC- tack supCrieur peut &tre consid&rC comme une pCriode globalement chaude, il fut nCanmoins interrompu par de brefs intervalles beaucoup plus froids [92]. La presence

de nodules de glendonite plaide aussi en faveur de l’existence d’un re’gime glaciaire, notamment durant le CrCtacC inf&ieur plut8t que pendant le CrCtacC supCrieur [87, 93, 941. Le CrCtacC est done une pCriode pendant laquelle le climat globalement chaud fut probablement interrompu par des interludes glaciaires [95]. Ceci a &C confirm6 2 la fois pour I’Albien [96] et le CCnomanien [97]. Par comparaison, Leckie et al. [98] ont mis en Cvidence dans le PalCoc&ne de Nouvelle ZClande, un bref <( 6vCnement g dropstones >> en liaison avec des variations gdochimiques importantes et des changements dans la productivit6 planctonique. 11s interprktent ceci comme un refroidissement, sous contrBle glaciaire, au sein d’une tendance plus chaude ; cet episode coi’ncidant avec une baisse du niveau marin. On retrouverait ici le m&me schCma g&C- ral que celui de la formation des Marries i2 Plenus.

4.2.2. Interludes glaciaires dam une pkriode chaude ?

Le Cre’tacC, ou plus globalement l’ensemble du MCso- zoi’que. est consid& comme une pCriode ?I atmosphkre riche en CO,. a cause de ses propriCt& d’absorption des radiations. les changements de concentration en CO, dans le temps aboutissent ?I des changements globaux du climat 1991. Les intervalles i forte teneur en CO, sont responsables des pCriodes dites ?I effet de serre. Pour le CrCtacC, le chiffre de quatre B six fois [ 1001, .voire six & huit fois la teneur actuelle est avance’ [loll. A l’inverse, les pkriodes de d6veloppement des grandes glaciations

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coincideraient avec une faible teneur en CO, atmosphe- rique. Cependant, certains auteurs [ 102-1041 montrent que l’on peut developper des phases glaciaires en periode de type greenhouse, en insistant sur le role particulierement important des facteurs paleogeographiques dans le developpement de ces glaciations. C’est le cas de la periode fini-ordovicienne, vers 440 Ma. 11 s’agit d’un bref episode glaciaire dans un cycle plus long de periode de rechauffement de la planete. 11s demontrent l’existence de variations du niveau marin sous la dependance de glacio-eustatisme : cette interpretation &ant basee sur des evidences bathymetriques et isotopi- ques. En particulier. les donnees des isotopes stables du carbone et de l’oxygene montrent que la glaciation se developpa rapidement durant l’Ashgil1 terminal (c’est-a- dire 1’Hirnantien) dont la duree est estimee a 500 000 ans [ 10.51, a pu durer seulement quelques cen- taines voire quelques milliers d’annees, et se dissiper rapidement [ 1061. Ainsi, les calottes presenteraient des facultes de reaction relativement rapides et notamment des changements de masse quasi-instantanees. On entre- voit ici les importantes implications en ce qui concerne la modelisation de la croissance et du declin des calottes glaciaires durant les periodes a taux de CO, Cleve, et les consequences directes sur les variations du niveau marin. L’accroissement de la composition isotopique en oxygbne de l’eau de mer causee par la formation de calottes glaciaires et une decroissance de la temperature conduisent a la precipitation de carbonate avec un taux accru de a”0 compare a celui des stades non glaciaires. Ce schema est decrit pour l’Ashgil1 terminal [106] et correspond aussi aux resultats livres par les Marries ic P/ems du Bassin anglo-parisien [29]. Ainsi, les donnees precedentes suggerent que la croissance et le declin des calottes glaciaires peuvent Ctre des phenomenes extre- mement rapides et non progressifs, et que la duree d’une glaciation peut &tre un phenomene relativement bref. Les consequences directes sont multiples. Tout d’abord si la temperature de l’eau de mer chute suffisamment, on a alors la mise en place dune stratification des eaux et la presence de courants de type downwelling-upwelling. C’est bien ce qui est mis en evidence dans le bassin de basse Saxe a la limite Cenomanien-Turonien [37]. et suggere par certains auteurs en Italie [39], en Angleterre [28] et dans le Sud-Est de la France [40] pour la m&me periode.

Des fluctuations du niveau marin associees aux perio- dicites de Milankovitch seraient aussi evidentes durant les periodes chaudes, comme le Trias superieur, oii les preuves de glaciations continentales manquent. Durant de telles periodes a volume glaciaire limit& voire absent, des changements periodiques (fluctuations avec une periodicite d’environ 20 000 ans. consequence de la precession des equinoxes) dans l’emmagasinage des lacs et des eaux souterraines auraient le potentiel de produire de petites fluctuations dans le niveau marin. Ce mecanisme pourrait contribuer pour une faible part aux variations observees pendant le Quaternaire. et pourrait


dominer le signal durant les periodes a volume glaciaire limit6 [ 1071. Les donnees relatives a ce type de controle, c’est-a-dire a une cyclicite haute frequence non glacio- eustatique, sont encore largement discutees [ 1081. 11 est interessant de noter que pour cette periode triasique, un controle glacio-eustatique avait CtC CvoquC pour expliquer la cyclicite de la formation Latemar dans les Dolo- mites [109], et largement critique par la suite [1 lo].

4.2.3. Les apports de la gdochimie

D’apres Jeans et al. [29], les valeurs en a”0 des foraminiferes planctoniques et benthiques des Marnes C? Ple- nus demontrent la presence d’un gradient de temperature constant dans la colonne d’eau avec des eaux de surface plus chaudes que celles de fond, et l’association dune derive de la temperature coi’ncidant avec l’apparition dune faune d’eau froide et le developpement d’une anomalie en Mn’+. Les Marries il Plenus sont le niveau oii I’enregistrement des isotopes de l’oxygene montre le changement le plus important parmi tous les carbonates du C&ace superieur [29]. Cette tendance suggere un refroidissement oceanique a la fin du Cenomanien. Kem- per [88] a suggere que la limite Cenomanien-Turonien represente un intervalle marque par une phase de bas niveau marin associe a un refroidissement global. On voit que l’ensemble des variations majeures observees pour les differents elements sont largement restreintes a la partie superieure des Marries 6 Plenus ou de leurs equivalents dans les autres bassins. Ce sont done des variations a court terme au sein d’une evolution get&ale durant le Cenomanien-Turonien, voire l’ensemble du Cretace’ superieur. En effet, nous nous situons ici dans une periode geochimique de transition critique de l’oce’an intermediaire a l’ocean moderne [ 1111.

Des indices indirects viennent confirmer un refroidissement global a la limite Cenomanien-Turonien. Des dropstones ont CtC decouverts dans les Marnes Q Plenus et dans la craie [29]. Neanmoins, la systematique attri- bution des dropstones a des processus de type ice- rafting est largement mise en doute car de nombreux autres agents de transports varies pourraient conduire a la presence de ces blocs exotiques dans les series [112, 1131. L’CvCnement anoxique oceanique de cette limite est mis en relation avec une restriction dans la circulation oceanique globale, en liaison avec une regression gCnCralisCe [1 141. Le pit d’excursion du a13C. ainsi qu’une augmentation du flux de matiere organique ter- restre coincident avec ce maximum regressif [29]. Ainsi, une interpretation basee sur I’existence d’un controle glaciaire est proposee par certains auteurs pour la limite Cenomanien-Turonien. Cependant, cette possibi- lite est loin d’etre admise par tout le monde [ 115-I 181. Hart et Leary [ 1191 suggerent que les extinctions chez les differents taxons marins sont dues a des modifications globales de l’environnement sous controle volcanique du fait de la presence dune anomalie en iridium a la limite Cenomanien-Turonien.

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4.2.4. Les consCquences biologiques

Les renouvellements fauniques de la limite Cenoma- nien-Turonien, aussi bien chez les Radiolaires [ 1201, les Foraminiferes [7, 121-1231, les Ostracodes [124], les Rudistes [63, 12.51, les Ammonites [ 1261, les Echinoder- mes [127], que chez de nombreux autres groupes d’InvertCbr& [128] ou de VertCbrCs marins [129, 1301 montrent les liaisons entre les changements de milieu et les periodes de crise dans le monde vivant, problbme qui a deja CtC trait6 dans sa globalite [ 131, 1321. La succession d’assemblages de Foraminiferes Ctudies dans les rythmes craie-argile du Cenomanien-Turonien d’Angle- terre est interpretee comme refletant des fluctuations de la temperature des eaux de surface et des changements de productivite associes qui pourraient &tre la consequence de fluctuations climatiques gouvernees par la precession des equinoxes [133, 1341.

4.3. Synthi?se

L’interpretation en termes de stratigraphie sequentielle de series sedimentaires de mCme age situees dans des contextes tectoniques differents pose done le probleme de la signification des rapides changements de facies que l’on observe souvent apres les phases de progradation de 3’ ordre et correspondant a une amplification des oscillations a haute frequence du niveau marin, au moment des transgressions de 3” ordre (figure 9). S’agit-il dune amplification temporaire du signal glacio-eustatique comme dans le Quaternaire, de breves pulsations tectoniques, ou bien d’un autre mecanisme dont la nature exacte reste a preciser ? Le developpement des episodes de regression for&e que l’on enregistre a la limite Cenomanien-Turonien, ainsi que les creusements et remplissages de vallees de la limite Turonien-Coniacien pourraient trouver leur explication dans des variations rapides du niveau marin sous la dependance d’un mecanisme glacio-eustatique. Ce type de controle a deja CtC suggtre pour ces exemples [2, 23, 1351 comme pour d’autres [22, 26, 109, 136, 1371. Meme si les evidences directes de glaciations manquent pour le C&ace superieur, il semble que cette hypothbse ne doive pas &tre totalement eliminCe ; il faut en effet reconnaitre que nous sommes la dans un champ de recherches relativement vierge. Frakes et Francis [93] font d’ailleurs remarquer qu’il est fort possible que des depots glaciaires se soient formes durant le CrCtacC mais soit ils n’ont pas Cte encore bien dates, soit ils ont CtC erodes par les processus glaciaires eux-memes. Eyles [138] dresse une revue critique et detaillee en ce qui concerne de possibles glaciations mesozoi’ques. 11 souligne notamment le role de mouvements tectoniques (phases d’uplift), par exemple en Antarctique, qui auraient pu favoriser la formation de glaces durant le C&ace.


5. Conclusion

La comparaison entre les donnees provenant de divers bassins mondiaux, situ& dans des contextes geodynamiques differents, nous a conduit a envisager le probleme des variations du niveau marin relatif dans un cadre global en associant differentes approches.

Les resultats majeurs sont les suivants.

A la limite Cenomanien-Turonien, on enregistre dans le Bassin americain, ainsi que dans le Sud-Est de la France, des episodes de type regression for&e qui viennent ponctuer la transgression de 3’ ordre. Les phases de progradation enregistrees dans le bassin americain durant le Turonien sont contemporaines de celles du Sud-Est de la France. Apres la forte progradation cbtiere du Turonien superieur, la limite Turonien-Coniacien est marquee par le developpement de plusieurs surfaces d’erosion creees par abaissements successifs du niveau marin relatif dans un contexte globalement transgressif. Les etudes geochimiques menees dam le Bassin anglo- parisien suggerent un refroidissement important a la limite Cenomanien-Turonien, refroidissement qui serait a mettre en rapport avec le developpement dune glaciation. Les anomalies geochimiques rencontrkes, a la limite Cenomanien-Turonien, en Basse Saxe, montrent une intensification du volcanisme ainsi que la mise en place de courants de type upwelling.

Une interprdtation possible de l’ensemble de ces donnees serait de concevoir l’existence d’un glacio-eustatisme mod&e sur l’ensemble du C&ace superieur dont les effets sont sensibles a la fois a la limite Cenoma- nien-Turonien et a la limite Turonien-Coniacien au moment du debut des transgressions de 3e ordre. Ce glacio-eustatisme serait responsable des fluctuations a haute frequence du niveau marin qui auraient permis le developpement des regressions for&es et l’existence des vallCes incisees dans les corteges transgressifs de 3e ordre. Ainsi la question de l’existence de calottes glaciaires en haute latitude durant le CrCtacC superieur reste ouverte car pour certains auteurs aucun processus tectonique ne peut rendre compte directement des variations a haute frequence du niveau marin. On pourrait toutefois concevoir un controle mixte : les oscillations du niveau marin seraient sous la dependance des variations du volume des glaces developpees en haute latitude, elles-memes induites par des processus tectoniques.

Remerciements : a Fabrice Cachet (Saint-RCmy-lbs- Chevreuse), Fabienne Giraud (Lyon), Jean Philip (Mar- seille), Stephane Reboulet (Lyon) et Maurice Renard (Paris) pour nos discussions et leurs remarques qui ont permis d’amdliorer le manuscrit initial. Les commen- taires constructifs de deux rapporteurs anonymes ont finalise la publication. Les determinations et attribu- tions paleontologiques sont dues a Francis Amedro (Calais) pour les Ammonites et Daniele Grosheny (Strasbourg) pour les Foraminiferes.

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RefCrences

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Documents

Interactions climat-eustatisme-tectonique. Les enseignements et perspectives du Crétacé supérieur (Cénomanien-Coniacien)