Télécharger le fichier original (Mémoire de fin d’études)
Les Evènements Anoxiques Océaniques (OAEs)
Décrits pour la première fois il y a quarante ans (Schlanger et Jenkyns, 1976), les évènements anoxiques océaniques (OAEs) furent caractérisés par la présence de dépôts sédimentaires pélagiques riches en matière organiques d’étendue quasi-globale de manière simultanée, notamment au Crétacé à la limite Albien-Aptien (~113 Ma) et Cénomanien-Turonien (~94 Ma). La raison invoquée initialement pour expliquer ces évènements ponctuels était alors une intensification et une expansion importante de la Zone à Minimum d’Oxygène (OMZ) dans les océans mondiaux. Depuis ces premiers travaux, six OAEs ont été identifiés durant le Crétacé (Arthur et al., 1990) et ont été décrits à l’Aptien inférieur (OAE 1a ou Selli Event, ~120 Ma, Erba et al., 1999), à l’Albien inférieur (OAE 1b ou Paquier Event, ~112 Ma, Herrle et al., 2004), à l’Albien supérieur (OAE 1c ou Toolbuc Event, ~102 Ma, Arthur et at al., 1990 ; OAE 1d ou Breistroffer Event, ~99 Ma, Arthur et al., 1990), à la limite Cénomanien-Turonien (OAE 2 ou Bonarelli Event ou C/T OAE) et à la limite Coniacien-Santonien (OAE 3, ~86Ma, Arthur et al., 1990). A cette liste s’ajoute le seul OAE identifié à ce jour dans le Jurassique : celui du Toarcien (T-OAE ou Posidonienschiefer Event, ~183 Ma, Jenkyns, 1985, 1988).
La notion d’OAE peut toutefois être débattue du fait du caractère plus régional que mondial de certains de ces évènements. Ainsi, seuls le T-OAE, l’OAE 1a et l’OAE 2 sont des évènements majeurs présents de manière quasi globale. L’OAE 1b et 1c ne semblent ainsi n’être enregistrés que dans certains bassins téthysiens dont le caractère restreint favorise la stagnation et la stratification des eaux (Tiraboschi et al., 2009). De même, l’OAE 3 n’est décrit que dans les séries sédimentaires atlantiques tropicales et équatoriales ainsi que dans certains bassins épicontinentaux de la marge ouest-atlantique (Wagreich, 2012). Par ailleurs, d’autres épisodes d’enfouissement de matière organique comme le Faraoni Event (Hauterivien supérieur) (Baudin, 2005 ; Baudin et Riquier, 2014) ou le Weissert Event (Valanginien) (Erba et al., 2004) peuvent également être considérés comme des OAEs, tout comme le PETM à la limite Paléocène-Eocène (Jenkyns, 2010) (Fig. 1.3).
Bien que chaque OAE soit initié par une combinaison de mécanismes qui lui est propre, plusieurs définitions peuvent être données, basées sur des critères purement lithologiques ou géochimiques, ou en lien avec les changements biologiques dans les communautés planctoniques associées à ces évènements.
OAEs et perturbations du cycle du carbone
Les OAEs du Mésozoïque sont définis principalement par des enfouissements massifs de matières organiques (MO) dans les sédiments (Schlanger et Jenkyns, 1976; Arthur et al., 1987; Schlanger et al., 1987). D’un point de vue lithologique, les OAEs sont donc représentés par des intervalles de dépôts pélagiques de marnes sombres laminées, appelées black shales, dont les teneurs en carbone organique total (TOC) sont généralement supérieurs à 1% et pouvant atteindre plusieurs dizaines de pourcents.
Cet enfouissement massif de MO a pour conséquence de perturber le cycle biogéochimique du carbone, ce qui se reflète dans la composition isotopique des deux puits majeurs de carbone que sont les carbonates – relié au pôle de carbone inorganique dissous dans l’eau (DIC) – et la matière organique. En effet, les OAEs sont marqués par des excursions positives des rapports 13C/12C des carbonates et de la matière organique reflétées par les signaux δ13Ccarb (augmentation jusqu’à +3‰) et δ13Corg (augmentation jusqu’à +6‰) (Schlanger et Jenkyns, 1976; Arthur et Schlanger, 1979; Jenkyns, 1980) (Fig. 1.6). Seuls les OAEs du Toarcien (T-OAE) et à la limite Aptien-Albien (OAE 1b) présentent également des anomalies négatives (diminution d’environ -7‰) encadrés par des excursions positives (Jenkyns, 2003). Celles-ci ont été attribuées à la déstabilisation de clathrates de méthane, caractérisées par des rapports isotopiques extrêmement faibles (δ13C~-60‰), au niveau des marges continentales.
Par ailleurs, à longue échelle de temps, le cycle biogéochimique du carbone étant à l’équilibre isotopique (Hayes et al., 1999) des variations des rapports δ13C peuvent être reliés à la fraction de
carbone enfoui dans les sédiments sous forme de MO (forg) selon l’équation de bilan de masse
isotopique (Des Marais, 2001) : δ13Centrant = (1 – forg) δ13Ccarb + forg δ13Corg
Ainsi, en considérant le flux de carbone entrant uniquement d’origine volcanique ayant un signal δ13C constant (~-6‰) et d’après cette équation, l’enfouissement de matière organique caractéristique des OAEs explique bien un enrichissement en 13C des pôles carbonates et organiques de manière parallèle (Summons et Hayes, 1992) (Fig. 1.4).
Figure 1.4 Relation entre la composition isotopique des carbonates, celle de la matière organique sédimentaire et le taux d’enfouissement (forg) de cette matière organique (d’après Summons et Hayes, 1992)
Ces signaux chimiostratigraphiques apparaissant de manière ubiquiste dans les intervalles recouvrant les OAEs, le terme d’OAE peut ainsi être défini par ces excursions dans l’enregistrement des isotopes du carbone et donc peut être applicable à d’autres évènements hors Mésozoïque au sein du Phanérozoïque.
Pour expliquer la présence de ces niveaux de matière organique caractéristiques des OAEs, trois modèles ont été proposés basés sur une bonne préservation de ceux-ci dans des environnements anoxiques (Demaison et Moore, 1980; Pedersen et Calvert, 1990; Algeo et al., 2008) (Fig. 1.5). Le premier est basé sur une augmentation importante de la productivité primaire consommatrice d’oxygène et l’expansion de la zone à minimum d’oxygène, comme c’est le cas dans les systèmes d’upwellings actuels. Le second repose, quant à lui, sur la mise en place d’une colonne d’eau stratifiée induisant des circulations en fond et en surface de bassin découplées. Le brassage et la ventilation du fond du bassin est alors réduite et le stock d’O2 n’est plus renouvelé. C’est le cas actuellement dans la mer Noire, où une circulation estuarienne avec des apports d’eaux douces dans le bassin en excédent par rapport à l’évaporation et entraîne la formation d’une lame d’eau douce en surface du bassin ne se mélangeant pas à l’eau salée plus dense.
Enfin, une circulation de type « estuarienne » est caractérisée par la formation d’une stratification d’une colonne d’eau par différence de densité. Cette stratification des eaux en contexte de marge correspond à la formation d’eaux de surface peu salées associée à des décharges fluviales intenses et/ou à un ratio précipitation/évaporation élevé. La mise en place d’une circulation estuarienne ne nécessite de se mettre en place dans un bassin fortement confiné puisqu’elle repose également sur l’advection latérale d’eaux profondes appauvries en oxygène. Ce modèle est aujourd’hui celui qui caractérise le développement de l’anoxie dans la mer Baltique (Algeo et al., 2008).
Figure 1.5 Modèles représentatifs des trois modes de mise en place de conditions anoxiques. A. Circulation estuarienne en domaine épicontinental. B. Stratification dans un bassin restreint. C. Zone d’upwelling de marge continentale (d’après Algeo et al., 2008)
Augmentation de la productivité primaire
La productivité primaire à la surface des bassins océaniques est dépendante de deux facteurs majeurs : la quantité d’eau traversée par la lumière, soit, par extension, la surface occupée par les océans mondiaux et la quantité de nutriment disponibles.
La source principale de nutriments dans cette zone euphotique est l’océan lui-même via des processus de recyclage lors de phénomène d’upwellings (Piper et Calvert, 2009; Trabucho Alexandre et al., 2010). Or, il a été communément admis (Fischer et Arthur 1977; Bralower et Thierstein, 1984) que l’appauvrissement en oxygène dans la colonne d’eau lors des OAEs était le résultat d’une circulation océanique fortement ralentie entrainant une forte stratification des eaux. Ce modèle dérive des observations faites sur la Mer Noire actuelle intensément stratifiée car quasi-déconnectée de la circulation thermohaline. Ce modèle n’est cependant pas applicable à l’océan mondial au Mésozoïque où il existe de nombreuses preuves d’une colonne d’eau brassée avec d’importants mouvements verticaux (Poulsen et al., 2001; Trabucho Alexandre et al., 2010; Meyer et Kump, 2008) et d’intensifications des phénomènes d’upwelling (Arthur et al., 1987; Junium et Arthur, 2007).
Même si le recyclage de nutriments dans la colonne d’eau est suffisant pour enfouir de la MO dans les sédiments, d’autres sources de nutriments semblent être requises pour enfouir une telle quantité lors des OAEs. En effet, les dépôts de matière organique pendant les OAEs correspondent à des intervalles compris entre 40 et 500 ka (Arthur et al., 1987). D’autre part, les deux éléments majeurs dans le budget total de nutriments des océans sont le phosphore sous sa forme de phosphate inorganique dissoute (DIP) ainsi que l’azote principalement d’origine détritique. Or, ces éléments ont un temps de résidence globalement plus court que la durée des OAEs. Cela signifierait que sans augmentation des apports de nutriments, la production primaire ne serait pas suffisamment alimentée par le recyclage de ces éléments dans la colonne d’eau (Bjerrum et al., 2006).
Une raison pour expliquer une augmentation de la quantité de nutriments dans la zone euphotique peut être un apport continental plus important et donc une altération chimique liée à une accélération du cycle hydrologique dans un contexte climatique chaud et humide.
Climat et paléogéographie
Le Mésozoïque est une période de climat relativement chaud, globalement sans glaces aux pôles. Le Crétacé, en particulier, présente les températures les plus élevées (Bice et al., 2003; Huber et al., 2002; Jenkyns et al., 2004; Frakes et al., 2005) jusqu’à 15°C plus chaudes qu’aujourd’hui aux niveaux des tropiques, notamment au Turonien, mais aussi avec un gradient latitudinal de température plus faible signant un réchauffement plus important aux pôles qu’à l’équateur. Cet effet a d’abord été perçu comme la cause d’une diminution de formation d’eau profonde aux hautes latitudes entrainant un ralentissement de la circulation thermohaline (Schlanger et Jenkyns, 1976; Demaison et Moore, 1980). Cet effet, couplé à la dépendance de la solubilité de l’oxygène à la température, est en accord avec un modèle d’eau stagnante et stratifiée à l’échelle des océans mondiaux proposé pour expliquer la préservation de la matière organique dans les sédiments. Cependant, des travaux de modélisation du couple océan-atmosphère menés par Manabe et Bryan (1985) ont montré que dans un contexte de pCO2 quatre fois supérieures aux valeurs actuelles la circulation thermohaline était équivalente voire légèrement accélérée due au coefficient d’expansion thermale plus élevé aux hautes latitudes.
Ce résultat plaide donc plutôt pour un enfouissement de MO lié à augmentation des apports de nutriments par altération chimique des continents. Par ailleurs, il a été montré que l’occurrence des OAEs répondait aux cyclicités orbitales (Mitchell et al., 2008) et, par extension, aux fluctuations eustatiques (Wagner et al., 2004; Arthur et Sageman, 2005). Une augmentation rapide du niveau marin global entraine, en effet, avec elle une élévation de l’OMZ favorisant le recyclage du phosphore à l’interface eau-sédiment au niveau des plateforme continentale et ainsi d’alimenter de nouveau la productivité primaire dans un schéma de rétroaction positive (Bjerrum et al., 2006; Voigt et al., 2006, Mort et al., 2007a). Elle aurait également pour effet de connecter des bassins entre eux et de favoriser le transport de nutriments via une circulation de type estuarienne (Trabucho Alexandre et al., 2010). Les bassins marginaux ou intracratoniques déconnectés de la circulation océanique mondiale se sont alors également eutrophisés (Arthur et Sageman, 1994).
Volcanisme
Par ailleurs, une bonne corrélation entre l’apparition d’OAEs et des épisodes de forte activité hydrothermale suggère un lien étroit entre ces deux phénomènes (Larson, 1991; Larson et Erba, 1999; Jones et Jenkyns, 2001) (Fig.4). En effet, dès l’Aptien supérieur, le Crétacé est caractérisé par un taux de production élevé de croûte océanique auquel s’ajoute la formation de grands plateaux basaltiques (LIPs). L’apparition et la durée de cette période de forte activité magmatique ont été révélées grâce aux isotopes du strontium (Bralower et al., 1997; Jones et Jenkyns, 2001) et de l’osmium dans les sédiments nord-atlantiques (Turgeon et Creaser, 2008). En conséquence, la concentration en CO2 des enveloppes externes de la Terre a rapidement augmentée, surimposant l’effet d’un climat chaud et faisant entrer le Crétacé dans un contexte de ‘super-greenhouse’.
Figure 1.6 Compilation des variations de l’enregistrement isotopique du carbone, des fluctuations eustatiques et de production de croûte océanique au cours du Crétacé
Le volcanisme a donc également contribué à l’intensification de l’altération chimique des continents et à l’apport massif de nutriments dans les océans et à l’augmentation de la productivité primaire. Par ailleurs, les sources hydrothermales ont directement permis la fertilisation des océans libérant du fer ainsi que d’autres métaux traces (Ni, Zn, Cu, Cd) sous leur forme réduite qui jouent le rôle de micronutriments (Sinton et Duncan, 1997) susceptibles d’alimenter la production primaire. Enfin, l’apport de sulfure d’hydrogène libre dans la colonne d’eau a permis l’augmentation de la quantité de sulfate dans la colonne d’eau facilitant la reminéralisation de la MO et donc indirectement de favoriser la productivité primaire (Adams et al., 2010).
Productivité ou préservation ?
Le modèle basé sur une augmentation de la productivité semble être davantage en accord avec les reconstitutions paléocéanographiques et paléoclimatiques du Mésozoïque et du Crétacé en particulier. Cependant, tous les OAEs ne semblent pas avoir été déclenchés par les mêmes mécanismes. L’OAE 1a et l’OAE 2, qui sont les deux évènements les plus répandus à la surface du globe, ont été définis comme étant des évènements associés à de fortes productivités dans un contexte de fortes températures. L’OAE 1b, quant à lui, dont les dépôts de black shales se restreignent au bassin nord-atlantique et aux bassins téthysiens européens (Bralower et al., 1993) représente le début d’un réchauffement à la transition Aptien-Albien qui suit un épisode de glaciations aux pôles (Frakes, 1999). Cet OAE n’est cependant pas relié à une hausse de la productivité (Erbacher et al., 2001) comme les autres OAEs. Le réchauffement rapide des eaux de surfaces associée à un cycle hydrologique accéléré et donc à un apport d’eaux continentales dans l’Atlantique Nord a pu ainsi contribuer à la formation d’une colonne d’eau stratifiée (Wilson et Norris, 2001). Des analyses de δ18O sur foraminifères benthiques et planctoniques (Erbacher et al., 2001) ont ainsi mis en évidence à Blake Nose, dans l’Atlantique Nord-Ouest, la présence d’un réchauffement des eaux de surface à l’Albien inférieur tandis que les eaux profondes restaient froides.
La paléogéographie et le climat ont donc une importance majeure dans la caractérisation de la circulation océanographique qui définit elle-même le caractère stratifié ou non de la colonne d’eau ainsi que le cycle de nutriments. Comprendre la dynamique des OAEs demande une étude intégrée de la fonction que joue la configuration des bassins mondiaux, à l’échelle des océans ainsi que des bassins régionaux et locaux.
Dans cette période de greenhouse ponctuée par une activité volcanique intense à la surface du globe, les OAEs du Mésozoïque semblent avoir une fonction de régulateur climatique. Le stockage de matière organique permet, par rétroaction négative, de contrôler l’excès de CO2 dans le système océan-atmosphérique à l’origine des perturbations du cycle du carbone et du climat. On peut ainsi replacer les OAEs dans une vision à plus grande échelle, où les évènements à la fin du Dévonien, le maximum thermique à la transition Paléocène-Eocène pourraient être également considérés comme des analogues.
Par ailleurs, l’étude de ces évènements dans le contexte de réchauffement brutal depuis le début de l’ère industriel pourra permettre d’envisager des scenarii probables quant à l’évolution future de notre planète.
L’OAE 2
L’OAE 2 est enregistré à la transition entre le Cénomanien et le Turonien il y a environ 93,5 Ma. Aussi appelé CTBE (Cenomanian-Turonian Boundary Event) (Schlanger et Jenkyns, 1976; Jenkyns, 1980; Arthur, 1988; Leckie et al., 2002) ou Bonarelli Event (Arthur et Premoli Silva, 1982), en référence à Guido Bonarelli (1871-1951) qui décrivit un niveau métrique de sédiments sombres proche de la ville du Gubbio en Italie centrale.
Considéré comme l’OAE enregistré le plus largement à la surface du globe (Fig.5), l’OAE 2 est caractérisé par des dépôts riches en MO reconnus dans l’ensemble des océans mondiaux ainsi que dans la plupart des bassins épicontinentaux (Schlanger et Jenkyns, 1976; Schlanger et al., 1987; Takashima et al., 2006). Ces niveaux sombres sont marqués par une présence quasi-exclusive de MO planctonique marine. Identifiés dans de nombreuses séries sédimentaires à travers le monde, les niveaux riches en MO de l’OAE 2 présentent des caractéristiques dans l’expression des faciès lithologiques, leurs épaisseurs ainsi que leur concentration en carbone organique total (TOC) qui sont propres à chaque bassin et sont reconnus par des appellations différentes en fonction de la région étudiée en particulier pour les coupes à terre.
Caractérisations des dépôts de matière organique
Les deux régions ayant reçues le plus d’attention sont l’Atlantique Nord ainsi que les nombreux bassins épicontinentaux européens ouest-téthysiens et boréaux. En effet, il s’agit des deux régions montrant le plus d’évidences de l’expression de l’OAE 2 et, pour l’Atlantique Nord et les bassins téthysiens, qui montrent les valeurs de TOC les plus élevées et donc probablement là où l’anoxie fut la plus développée verticalement au sein de la colonne d’eau (Fig. 1.7).
Les faciès où l’accumulation de carbone organique est la plus marquée se trouvent particulièrement dans des dépôts marins pélagiques profonds. Ainsi, dans la région ouest-téthysienne dans certains bassins profonds (entre 1500 et 2500 m de profondeur; Arthur et Premoli Silva, 1982; Kuhnt, 1990), reliques de l’Océan Téthys en fermeture, des niveaux de black shales, à la limite Cenomanien-Turonien, sont reconnus. C’est le cas du célèbre niveau Bonarelli décrit dans la région d’Ombrie-Marche d’Italie centrale ainsi que son équivalent en Sicile (TOC jusqu’à 27%, Scopelliti et al., 2004; Tsikos et al., 2004) et en Grèce (TOC jusqu’à 44,5%, Karakitsios et al., 2007) épais d’environ un mètre et au sein duquel s’intercalent des passées riches en radiolaires (Arthur et Premoli Silva, 1982). Au sein de l’Atlantique Central, une zone englobant la partie la plus méridionale de l’océan ainsi que la marge africaine présente les valeurs de TOC les plus importantes du monde sur cet intervalle.
Figure 1.7 Carte paléogéographique à 90 Ma (d’après Blakey, 2001) représentant la position des sites, marqués par des cercle noirs, où un enrichissement en matière organique associé à l’OAE 2 a été mis en évidence. Sont également représentées les grandes provinces volcaniques du Haut-Arctique (HALIP) et des Caraïbes (CLIP) (Zheng et al., 2013) actives à la limite Cénomanien-Turonien
Les sites 144 et 1260 (Demerara Rise) (Sinninghe Damsté et Köster, 1998; Erbacher et al., 1995; Kuypers, 2002; Hetzel et al., 2009; Van Bentum et al., 2009) situés sur la marge de la Guyane française et proche du passage séparant l’Atlantique Central et l’Atlantique Sud, et le site 367 (Cape Verde) au niveau de la marge sénégalaise (Sinninghé Damsté et Köster, 1998; Kuypers, 2002) situés respectivement à 1300 et 3700 m de profondeur montrent les concentrations de matière organiques maximales, corrigées de l’effet de dilution par les carbonates (TOCcf) les plus fortes avec respectivement 45 et 49% (Forster et al., 2007).
Par ailleurs, sur la marge marocaine à Tarfaya, l’OAE 2 exprimé sur une épaisseur d’environ 40 m (intervalle entre la base et le sommet de l’excursion isotopique positive du carbone, Lüning et al., 2004) déposée dans un environnement de bordure de plateforme située à 250-300 m de profondeur, est caractérisé par des TOCcf atteignant 36% (Kuypers et al., 2002).
Les très fortes accumulations de carbone organique dans cette région du proto-Atlantique, jusqu’à environ 15 fois supérieures au niveau Bonarelli (Kuhnt et al., 1990), à différentes profondeurs souligne bien une colonne d’eau très appauvrie en oxygène libre. Il s’agit d’ailleurs de la seule région du globe où des évidences d’anoxie ont été démontrées avant l’OAE 2 lui-même (Sinninghé Damsté et Köster, 1998).
Le nord de l’Atlantique Central montre également de fortes valeurs de TOC sur la marge américaine (Sites 603 et 105, Cap Hatteras) mais relativement plus faibles qu’au sud (jusqu’à 25%; Herbin et al., 1987) et à très grande profondeur (~4000 m; Kuypers et al., 2004a), sans évidences d’anoxie anté-OAE (Sinninghé Damsté et Köster, 1998). Dans la zone la plus septentrionale de l’Atlantique Nord, dans le bassin de Terre-Neuve, à environ 2000 m de profondeur, des dépôts de black shale avec des TOC supérieurs à 13 % ont été reportés sur une épaisseur décamétrique (Sinninghé Damsté et al., 2010).
Dans l’Atlantique Sud, seul le site 530 (Angola Basin) présente un niveau de 17 m d’alternances entre des argilites vertes et des black shale laminés (TOC jusqu’à 20%; Forster et al., 2008). La faible quantité de sites disponibles recouvrant l’OAE 2 dans l’Atlantique Sud rend difficile une évaluation de l’étendue d’une zone appauvrie en oxygène.
Des preuves de l’OAE 2 dans l’Océan Indien apparaissent principalement sur la marge ouest-australienne, au niveau du plateau d’Exmouth et du site 763 (TOC jusqu’à 26%; Rullkötter et al., 1992) ainsi qu’au niveau du plateau des Kerguelen au site 1138 (TOC jusqu’à 21%; Meyers et al., 2009a) à des paléo-profondeurs respectives de 1000 m et maximum 300 m (Holbourn et Kuhnt, 2002).
Dans l’Océan Pacifique central, les sites 585, 305 et 310 semblent recouvrir la transition Cénomanien-Turonien malgré le faible taux de récupération des forages et des évidences de resédimentations (Schlanger et al., 1987). Cependant, à proximité de la province basaltique du Pacifique, en activité à cette transition, a probablement eu un fort impact local sur la quantité d’oxygène libre dans la colonne d’eau.
Sur les marges ouest (Japon et Nouvelle-Zélande; Takashima et al., 2011; Hasegawa et al., 2013) et est du Pacifique (côte ouest américaine; Takashima et al., 2011) l’OAE 2 n’est pas reflété par une forte accumulation de MO et celle-ci dérive principalement de plantes terrestres.
Concernant les bassins intracratoniques, de nombreux travaux ont portés sur les bassins téthysiens et boréaux ainsi que sur le bassin nord-américain du Western Interior.
Dans le Western Interior, la coupe de Pueblo, proposée comme la coupe de référence de la limite CT (Bengtson, 1996). L’intervalle englobant l’OAE 2 représente une succession décamétrique de calcaires et de marnes dont deux niveaux atteignent 5,5% de TOC (Caron et al., 2006).
Dans le domaine téthysien, outre les coupes italiennes de bassins profonds, la formation Bahloul en Tunisie centrale déposé dans un bassin extensif relativement peu profond (maximum 200 à 300 m; Soua et Tribovillard, 2007) correspond à une succession de 30 m d’épaisseur de marnes grises et de niveau calcaires noirs finement laminés au sein desquels la TOC peut atteindre 8% (Caron et al., 1999).
Dans le Sud-Est de la France, au sein du bassin vocontien profond de quelques centaines de mètres (Grosheny et al., 2006), le Niveau Thomel, d’une vingtaine de mètres d’épaisseur montre des alternances marno-calcaires (Crumière, 1989) et des TOC de 2,5 % (Crumière, 1989; Morel, 1998; Jarvis et al., 2011).
D’autres coupes sur l’ensemble de la marge téthysienne, jusqu’au Tibet (Wang et al., 2001), ont été identifiées et montrent généralement des enrichissement en matière organique très faibles.
Enfin, même à très hautes latitudes, au Nord du Canada, sur l’île Axel Heiberg, la transition Cénomanien-Turonien est marquée par une sédimentation argileuse intercalée par des niveaux de black shales (Lenninger et al., 2014; Pugh et al., 2014; Herrle et al., 2015) dont la concentration en carbone organique, d’origine marine, peut atteindre 13% (Lenninger et al., 2014).
Bien que l’appauvrissement en oxygène libre dans la colonne d’eau semble avoir été initié à la fin du Cénomanien, puis intensivement développé, à grande profondeur dans l’Atlantique Central, l’expression de l’OAE 2 par la préservation de grande quantité de MO est véritablement mondiale. En effet, celle-ci s’observe, de manière plus ou moins franche, dans tous les bassins mondiaux de différentes dimensions, à toutes les latitudes. En revanche, cette expression n’est évidemment pas uniforme du fait de la grande diversité des paléoenvironnements de dépôt. Comprendre la diversité des enregistrements mondiaux de l’OAE 2 demande ainsi de définir l’ensemble des expressions biologiques, géochimiques organiques et inorganiques dans différents environnements et permettra de proposer une réponse à la question de la dynamique de l’anoxie et des mécanismes de forçage qui y sont à l’origine.
Biostratigraphie et évolution faunistique
L’un des enjeux pour reconstituer la dynamique de l’OAE est de pouvoir le recaler temporellement.
La limite Cénomanien-Turonien, définie par le GSSP (« Global boundary Stratotype Section and Point »), est placée à la base du banc 86 au niveau de la coupe de Pueblo (bassin du Western Interior, Etats-Unis). Cette limite correspond, d’un point de vue paléontologique, à la dernière apparition de l’espèce d’ammonite Nigericas scotti et à la première apparition de Watinoceras devonense et de Watinoceras coloradoense (Kennedy et al., 2000). La difficulté de cette définition est qu’une grande partie des coupes à la transition Cénomanien-Turonien ne présentent pas d’ammonites.
En utilisant les foraminifères planctoniques, qui se retrouvent de manière ubiquistes sur les coupes mondiales, cette limite se trouve entre la dernière apparition de Rotalipora cushmani au Cénomanien supérieur la première d’Helvetotruncana helvetica au Turonien inférieur. L’intervalle entre les Total Range Zone à R. cushmani et H. helvetica définit une Partial Range Zone (PRZ) à Whiteinella archaeocretacea (Robaszinski et Caron, 1995). La limite CT se trouve donc au sein de cette PRZ à W. archaeocretacea dont l’épaisseur, bien que très réduite au niveau de la coupe de Pueblo (Desmares et al., 2007), semble être très variable sur l’ensemble des coupes et forages, ce qui limite la précision du calage temporel.
Par ailleurs, la disparition du genre Rotalipora à la fin du Cénomanien, synchrone avec l’extinction d’autres foraminifères planctoniques d’habitat profond, indique un changement important des conditions environnementales correspondant à une forte hausse des températures des eaux profondes d’environ 15 à 19°C (Huber et al., 1999). Ce réchauffement semble ainsi être la cause d’un fort ralentissement des mouvements verticaux au sein de la colonne d’eau et donc de la diminution de la ventilation des eaux profondes qui entraine une expansion de l’OMZ dans la couche de mélange océanique (Leckie et al., 2002).
Considéré comme la quinzième plus grande extinction de masse du Phanérozoïque (Bambach, 2006), l’OAE 2 se traduit par l’extinction de 26% des genres (Raup et Sepkoski, 1986). L’extinction de la plupart des foraminifères benthiques de zones profondes à la limite Cénomanien-Turonien (Jarvis et al., 1988; Kaiho et al., 1993), de plus de 60% des genres d’ammonites (Elder, 1989), notamment des types necto-benthique ainsi que de 58% des formes de radiolaires (Erbacher et Thurow, 1997) semble également une preuve du développement de l’asphyxie des milieux profonds à partir du Cénomanien terminal.
Cycle du carbone et marqueurs organiques
La perturbation globale du cycle du carbone se traduit par une augmentation du rapport des isotopes du carbone des réservoirs organiques et inorganiques marins et terrestres (Scholle et al., 1980; Arthur et al., 1988; Hasegawa, 1997; Kuypers et al., 1999). Comme mentionnée précédemment, cette excursion positive s’explique par le fort taux enfouissement de MO, isotopiquement légère, lors de cet évènement. La présence de l’excursion positive dans l’ensemble des enregistrements mondiaux, dans tous les environnements proximaux et distaux, même dans les bassins sans dépôts évidents de matière organique indique bien le caractère global de l’évènement anoxique à la limite Cénomanien-Turonien. Par ailleurs, une différence d’amplitude entre l’enregistrement isotopique sur carbonates et celui sur matière organique est perceptible. En effet, l’excursion positive sur carbonates semble être généralement d’environ 2,5‰ (Arthur et al., 1988; Jenkyns et al., 1994; Tsikos et al., 2004) tandis que sur matière organique celle-ci peut atteindre 6,5‰ (Erbacher et al., 2005). Cette différence traduit alors une variation, pendant l’OAE, qui s’expliquerait soit par des précipitations à partir de réservoir de DIC différents soit par des modifications de paramètres prenant part dans le cycle du carbone décrit par Hayes et al. (1998). La raison ainsi invoqué est la diminution du facteur de fractionnement photosynthétique (Popp et al., 1988). Celui-ci diminue ainsi dépendamment de la diminution de la concentration en CO2 dissous dans l’eau et de paramètres biologiques faisant intervenir une productivité primaire plus forte.
D’autre part, il existe un certain diachronisme entre l’apparition des niveaux riches MO et les enregistrements des rapports isotopiques du carbone en s’éloignant de l’Atlantique Nord (Tsikos et al., 2004) où l’initiation de l’OAE 2 semble avoir lieu. En effet, l’excursion isotopique dans l’Atlantique Nord débute postérieurement à l’enfouissement de carbone organique (Monteiro et al., 2012) et en traduit donc la conséquence. Dans les coupes téthysiennes et boréales, au contraire, l’initiation de cette excursion a lieu alors que l’environnement est encore oxique (Tsikos et al., 2004; Wang et al., 2001). L’isotopie du carbone représente ainsi une perturbation du cycle du carbone lors l’OAE 2 de manière globale et s’affranchit de la dynamique de l’anoxie et des effets océanographiques locaux. Celui-ci semble ainsi un meilleur outil pour définir la durée de l’OAE ainsi que pour calibrer des enregistrements sédimentaires entre eux. Le schéma général idéalisé de cette excursion isotopique est décrite dans hKuypers et al. (2002) (Fig. 1.8). Il ne prend pas en compte les différences entre les δ13Corg et δ13Ccarb et donc néglige les effets vitaux, les spécificités liées aux conditions environnementales de dépôt, ainsi que les variations régionales de l’enregistrement biostratigraphique. Ainsi, une première phase, à la fin de la zone à Rotalipora cushmani s’initiant vers -93.9 Ma et pendant environ 50 ka correspond à une augmentation rapide du ratio 13C/12C. Ensuite une longue phase de stabilité, correspondant à un plateau est observée au sein de la PRZ à Whiteinella archaeocretacea pendant environ 350 ka jusqu’à la limite Cénomanien-Turonien. Contrairement à la phase d’augmentation, la phase de retour aux valeurs pré-OAE est beaucoup plus lente au Turonien jusque dans la zone à Helvetoglobotruncana helvetica
Figure 1.8 Représentation schématique de l’excursion du signal isotopique du carbone et de ses trois phases (A, B, C) (Kuypers et al., 2002) confrontée à l’échelle chrono- et biostratigraphique de la limite Cénomanien-Turonien.
Dans ce schéma, l’OAE 2 correspond à un intervalle d’environ 400 ka englobant la phase d’augmentation et celle de stabilisation du rapport 13C/12C. Cette durée proposée basée sur une reconnaissance des cycles orbitaux (Kunht et al., 1997) est cohérente avec les durées estimées soit entre 350 et 600 ka dans d’autres études (Gale, 1995; Caron et al., 1999; Sageman et al., 2006; Voigt et al., 2008).
Supporté par une perturbation globale du cycle du carbone et la préservation de grande quantité de carbone organique ainsi que par l’appauvrissement des faunes benthiques, l’appauvrissement de la plupart des bassins mondiaux en oxygène libre dans la colonne d’eau lors de l’OAE 2 est pointé par d’autres évidences géochimiques organiques et inorganiques.
En effet, la reconnaissance dans les sédiments organiques de biomarqueurs dérivant de bactéries sulfato-réductrices et phototrophes a permis la mise en évidence de conditions euxiniques (présence de sulfures d’hydrogène libres) dans la zone euphotique (entre 50 et 150 m de profondeur) (Sinninghé Damsté et Köster, 1998; Kuypers et al., 2002; Pancost et al., 2004; van Bentum et al., 2009). Cet outil permet donc de tracer l’étendue spatiale et verticale de l’anoxie dans la colonne d’eau. Ainsi, les concentrations particulièrement élevées de ces biomarqueurs spécifiques, notamment des isorenieratanes, dans la zone sud du proto-océan Atlantique indique une euxinie de la zone euphotique persistante pendant l’OAE et même avant, dans cette région où l’accumulation de MO est la plus forte. Pendant l’OAE, des évidences de cette euxinie de la zone euphotique dans l’ensemble de l’Atlantique Nord (Sinninghé Damsté et Köster, 1998; Kuypers et al., 2002; Kuypers et al., 2004a; Pancost et al., 2004) ainsi qu’en Atlantique Sud (Forster et al., 2008) dans les bassins téthysiens (Sinninghé Damsté et Köster, 1998; Pancost et al., 2004) ainsi que le proto-océan Indien (Pancost et al., 2004) renforce l’idée d’une présence de conditions euxiniques établies de manière globale.
Marqueurs inorganiques
Des enrichissements et des appauvrissements sévères de certains éléments traces au sein de sédiments actuels, riches en MO, et déposés dans des bassins dont la colonne d’eau est appauvrie en oxygène libre ont été mis en évidence à la fois dans les bassins restreints et semi-restreints ainsi que dans les domaines d’upwellings extrêmes (Calvert et Pedersen, 1993; Brumsack, 2006). Cette observation a permis l’émergence de l’utilisation de ces éléments traces dits « sensibles » à l’état redox (RSTE) dans l’évaluation du degré d’anoxie des paléoenvironnements de dépôt des niveaux riches en MO. L’étude comparative du comportement de ces éléments traces lors de l’évènement anoxique à la permet, dans une certaine mesure, de déterminer si l’anoxie résulte davantage d’une stratification de la colonne d’eau ou d’une forte augmentation de limite Cénomanien-Turonien avec des exemples actuels d’environnements appauvris en oxygène productivité primaire (Fig. 1.9).
Figure 1.9 Compilation des facteurs d’enrichissement en éléments traces et majeurs dans des sédiments actuels de zones d’upwellings et sapropéliques et des niveaux de « Black Shales » associés à l’OAE 2 (Brumsack, 2006)
Plusieurs mécanismes sont responsables de l’enrichissement d’éléments de transition dans des conditions appauvries en oxygène. Certains éléments (Mo, V, U) sont ainsi fréquemment utilisés pour déterminer des environnements de dépôts anoxiques car dérivant quasi-exclusivement d’une source marine et transportés dans le sédiment par diffusion. D’autre part, les formes réduites de certains éléments ont également la capacité de former des complexes avec la matière organique (Cd, Ag, Mo, Zn, Ni, Cu, Cr, V). Certains peuvent s’incorporer dans des solutions solides de sulfures (Cu, Zn, Cd, Co Fe, Ni) ou au sein de la structure de pyrites (Fe, Co, Ni) en cas de présence de sulfures d’hydrogène et donc d’environnements euxiniques (Algeo et Maynard, 2004; Turgeon et Brumsack, 2006; Tribovillard et al., 2006). Enfin, d’autres éléments semblent « bioconcentrés » dans la biomasse phytoplanctonique (P, Ba) ou jouent le rôle de micronutriments (Ni, Cu, Zn, Cd, Co) et reflètent donc la productivité primaire.
Table des matières
Introduction
1. Problématiques de recherche
1.1. L’oxygénation des océans à travers le temps
1.2. Motivations et problématiques de recherche sur l’OAE 2
1.3. Objectifs de la thèse et approches
2. Organisation du mémoire
Partie A – Contexte général
I. État de l’art
1. Conditions d’oxygénation et processus de dégradation de la matière organique
2. Les Evènements Anoxiques Océaniques (OAEs)
2.1. OAEs et perturbations du cycle du carbone
2.2. Augmentation de la productivité primaire
2.3. Climat et paléogéographie
2.4. Volcanisme
2.5. Productivité ou préservation ?
3. L’OAE 2
3.1. Caractérisations des dépôts de matière organique
3.2. Biostratigraphie et évolution faunistique
3.3. Cycle du carbone et marqueurs organiques
3.4. Marqueurs inorganiques
3.5. Mécanismes à l’origine de l’OAE 2
3.5.1. Volcanisme
3.5.2. Climat
3.5.3. Perturbation du cycle hydrologique et configuration des bassins
II. Zone d’étude : Le Bassin Vocontien
1. Contexte géodynamique et paléogéographique régional
2. Cadre temporel et calages stratigraphiques
2.1. Cadre lithostratigraphique du Niveau Thomel
2.2. Cadre biostratigraphique du Niveau Thomel
2.3. Cadre chimiostratigraphique du Niveau Thomel
III. Matériels et Méthodes
1. Matériels : les coupes de Pont d’Issole et de Lambruisse
1.1. La coupe de Pont d’Issole
1.2. La coupe de Lambruisse
2. Méthodes et protocoles
2.1. Pyrolyse Rock-Eval
2.2. Analyses des compositions isotopiques en carbone et en oxygène des fractions carbonatées
2.2.1. Préparation des échantillons
2.2.2.Analyse par IRMS
2.3.Analyses des compositions isotopiques et des concentrations élémentaires en carbone et en azote de la fraction décarbonatée
2.3.1. Préparation des échantillons
2.3.2. Analyse des compositions isotopiques en carbone et en azote et des concentrations élémentaires en carbone et en azote
2.4. Analyses des compositions isotopiques en soufre des sulfures et quantification de la fraction de pyrite
2.4.1. Extraction des sulfures
2.4.2. Analyse isotopique
2.5. Analyses en éléments majeurs et traces
2.5.1. Préparation et analyse des échantillons
2.5.1.1. Protocole de préparation et d’analyse des échantillons à l’ISTeP
2.5.1.2. Protocole de préparation et d’analyse des échantillons au SARM
2.5.1.3. Intercalibration entre les deux protocoles
2.5.2. Normalisation et calcul des facteurs d’enrichissement
2.6. Spéciation du fer
2.6.1. Principe
2.6.2. Extractions chimiques
2.6.2.1. Extraction du fer contenu dans les carbonates
2.6.2.2. Extraction du fer des oxydes
2.6.2.3. Extraction du fer de la magnétite
2.6.2.4. Extraction du fer peu réactif
2.6.2.5. Extraction du fer total
2.6.3. Spectrophotométrie
2.6.4. Comparaison des concentrations en FeT déterminés par spectrophotométrie et par ICP-OES
2.6.5. Utilisation des mesures de spéciation du fer
Partie B – Résultats
Préambule aux résultats
1. Contrôle de l’effet de la diagenèse d’enfouissement et météorique sur les carbonates
2. Analyse de l’évolution du signal de δ13C
2.1. Pont d’Issole
2.2. Lambruisse
3. Analyse de l’évolution du signal de δ18O
3.1. Pont d’Issole
3.2. Lambruisse
4. Analyse de l’évolution des signaux du TOC et du CaCO3
5. Compilation des données
IV. Conditions d’oxygénation oscillantes dans le Bassin Vocontien (SE France) au cours de l’Évènement Océanique Anoxique 2 (OAE 2)
Résumé
Oscillating redox conditions in the Vocontian Basin (SE France) during Oceanic Anoxic Event 2 (OAE 2)
Abstract
1. Introduction
2. Geological setting
3. The Pont d’Issole section
4. Materials and Methods
4.1. Rock-Eval pyrolysis
4.2. Sulfur isotopes
4.3. Major and trace-element concentration
4.4. Iron speciation
5. Results
5.1. Organic Matter
5.2. Iron mineral speciation
5.3. Sulfur isotopes
5.4. Major and trace-elements
6. Interpretations
6.1. Iron mineral speciation
6.2. Redox sensitive elements
6.2.1. Molybdenum
6.2.2. Vanadium
6.2.3. Zinc
6.2.4. Uranium
6.2.5. Manganese and Iron
6.2.6. Phosphorus
6.3. Significance of the elements behavior and evolution of the redox conditions
7. Discussion
7.1. Record of distant volcanic influences throughout the Niveau Thomel
7.2. Establishment and expansion of oxygen-depleted conditions during the Niveau Thomel
7.3. An episode of reoxygenated conditions associated with the Plenus Cold Event
8. Conclusions
V. Perturbations des cycles de l’azote et du carbone à travers l’Évènement Océanique Anoxique 2 de la limite Cénomanien-Turonien (~94 Ma) dans le Bassi
Résumé
Nitrogen and carbon cycle perturbations through the Cenomanian-Turonian Oceanic Anoxic Event 2 (~94 Ma) in the Vocontian Basin (SE France)
Abstract
1. Introduction
2. Geological setting
2.1. The Vocontian Basin through the CTB
2.2. The litho-biostratigraphy of the Lambruisse section
3. Methods
3.1. Rock-Eval pyrolysis
3.2. Carbon and oxygen isotopes compositions of carbonate
3.3. Carbon isotope composition of organic matter
3.4. Nitrogen isotope composition of bulk rock
3.5. Major and trace-element concentrations
4. Results
4.1. Organic geochemistry
4.2. Stable carbon isotopes
4.2.1. Stable carbon isotopes of carbonates
4.2.2. Stable carbon isotopes of organic matter
4.2.3. Paired carbon isotopes signal (Δ13C)
4.3. Stable oxygen isotopes
4.4. Nitrogen isotopes, N concentrations and C/N molar ratio
4.5. Major and trace elements geochemistry
4.5.1. Redox-sensitive elements with minimal detrital influence
4.5.2. Redox-sensitive elements influenced by productivity
4.6. Terrigenous inputs and chemical weathering
5. Interpretations and discussion
5.1. Preservation of the organic matter
5.1.1. Characterization of the organic matter
5.1.2. Redox conditions and basin configuration
5.1.3. Productivity conditions
5.2. Evidences of denitrification processes and N2 fixation
5.3. Integration of the Vocontian Basin in the regional N cycle
5.4. Paired carbon isotopes constraints on the carbon cycle
5.5. Paleotemperatures variations inferred form the carbonate δ18O
5.6. Weathering conditions and hydrological cycle
5.7. Global vs. local forcing mechanisms
6. Conclusions
Partie C – Discussion
VI. Hétérogénéité spatiale et temporelle des conditions d’oxygénation et de productivité à travers l’OAE 2
1. Apport de l’utilisation du TOC et des éléments traces et majeurs
1.1. Détermination des conditions d’oxygénation dans le Bassin Vocontien
1.2. Détermination des conditions de productivité primaire dans le Bassin Vocontien via l’analyse des éléments traces et majeurs
1.3. Comparaison avec les bassins proximaux
1.3.1. Domaine Briançonnais
1.3.2. Domaines de plateformes continentales
1.3.3. Domaine océanique Ouest-Téthysien
1.4. Comparaison avec l’ensemble des bassins mondiaux
1.4.1. Atlantique Central
1.4.2. Atlantique Sud : Bassin de l’Angola
1.4.3. Proto-Indien : Plateau des Kerguelen, Plateau d’Exmouth
1.4.4. Amérique du Nord
1.4.5. Pacifique
1.5. Conclusions
2. Impact de la désoxygénation sur les cycles biogéochimiques du fer et du soufre
2.1. Spéciation du Fer au niveau de la coupe de Pont d’Issole
2.2. Relation entre conditions d’oxygénation et cycle biogéochimique du soufre
3. Impact de la désoxygénation sur les cycles biogéochimiques du phosphore et de l’azote
3.1. Relation entre conditions d’oxygénation et cycle du phosphore
3.2. Relation entre conditions d’oxygénation et cycle de l’azote
4. Conclusions
5. Evaluation des conditions océanographiques des différents bassins par l’approche des enrichissements en molybdène et en uranium et du TOC
5.1. Relation entre cycles redox du Mo et du U et conditions océanographiques
5.2. Relation entre cycles redox du Mo, TOC et conditions océanographiques
5.3. Applications aux bassins océaniques mondiaux à travers l’OAE 2
5.3.1. Bassin Vocontien
5.3.2. Domaine Briançonnais
5.3.3. Bassins ouest-téthysiens
5.3.4. Atlantique Central
5.3.5. Bassins nord-américains
5.3.6. Proto-Indien et Atlantique Sud
5.4. Dynamique spatiale et temporelle de l’OAE 2, comparaison avec les données de circulation océanique
5.5. Limitations dans l’utilisation du Mo/TOC comme indicateur de conditions océanographiques
VII. Influence des conditions climatiques sur les conditions d’oxygénation
1. Evolution des températures et de la pCO2 au cours de l’OAE 2
2. Relation entre altération continentale et désoxygénation pendant l’OAE 2
VIII. Influence du volcanisme sur les conditions d’oxygénation
1. Évidences d’un évènement d’origine volcanique
2. Conséquences d’un évènement volcanique sur les cycles biogéochimiques du carbone et du soufre
2.1. Perturbations du cycle biogéochimique du carbone
2.1. Perturbations du cycle biogéochimique du soufre
3. Conclusions
Conclusions générales
Perspectives
Bibliographie
Table des illustrations
Table des tableaux
Annexes
