Compilation des données organiques et synthèse paléoenvironmentale

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Facteurs contrôlant la formation des black shales

Les hétérogénéités de composition et d’enrichissement organique sont dépendantes de plusieurs conditions, à la fois physiques, biologiques et chimiques qui peuvent être classées selon trois facteurs majeurs qui contrôlent la formation des black shales (Demaison et Moore, 1980 ; Ibach, 1982 ; Huc, 1988 ; Pedersen et Calvert, 1990 ; Hedges et Keil, 1995 ; Tyson, 1995 ; Tribovillard et al., 1996 ; Thamban et al., 1997 ; Kennedy et al., 2002 ; Bohacs et al., 2005 ; Katz, 2005 ; Berthonneau et al., 2016) :
(1) Une forte production organique est le premier facteur nécessaire à la formation d’un dépôt de type black shale. Cette production est souvent liée à une forte productivité primaire (e.g. algaire, bactérienne ou végétale) associée à un apport de nutriments conséquent dans les milieux terrestre, marin et lacustre. Dans le domaine océanique, cet apport peut être associé soit : 1) à la présence de cellules d’upwellings qui sont des remontées en surface d’eaux profondes chargées de nutriments issus des fonds marins ; 2) au ruissellement continental qui permet d’alimenter l’océan par l’apport de nutriments issus de l’érosion des continents ; 3) au volcanisme qui libère des particules inorganiques par voie aérienne ou sous-marine, fertilisant ensuite les eaux et favorisant la productivité primaire marine.
(2) la dilution de la matière organique au sein de la matrice sédimentaire inorganique va influencer la concentration en carbone organique du sédiment. La dilution est donc fortement dépendante du taux d’accumulation de sédiments (détritiques ou carbonatés) associé au contenu organique. Par exemple, dans les milieux de faible énergie où se forment les niveaux condensés notamment, un taux d’accumulation sédimentaire peu élevé (< 5 mg/cm²/an) va permettre de concentrer la matière organique dans le sédiment (Tyson, 1995). Cependant, lorsque ce taux est élevé (> 30 mg/cm²/an), la grande quantité de matériel inorganique va diluer la matière organique et appauvrir la roche en contenu organique (Tyson, 1995).
(3) la préservation de la matière organique est dépendante du potentiel de dégradation d’un environnement de dépôt. Cette dégradation est bien souvent liée à la présence d’organismes bioturbateurs qui consomment la matière organique et qui ont généralement besoin d’oxygène pour se développer et survivre. Outre les conditions physico-chimiques de l’eau (e.g. température, salinité), cette oxygénation est généralement associée soit à la formation d’une zone à oxygène minimum (ZOM) engendrée par une forte activité biologique de surface qui consomme l’oxygène (Demaison et Moore, 1980), soit à la physiographie d’un bassin qui, lorsqu’il est confiné, permet la stratification des masses d’eau et la formation d’une couche dysoxique ou anoxique de fond (< 0,2 mL/L de dioxygène, Schlanger et Jenkyns, 1976 ; Summerhayes, 1987). En fonction de leur intensité et de leur pérennité dans le temps, ces environnements anoxiques, voire euxiniques si les conditions deviennent réductrices et riches en soufre, sont donc propices à une bonne préservation. En complément, d’autres facteurs peuvent également intervenir. Par exemple, certaines argiles comme la smectite sont parfois associées aux particules organiques et forment des complexes organo-argileux empêchant la dégradation du contenu organique lors de son transport, de son dépôt et de son enfouissement (Keil, 1995 ; Berthonneau et al., 2016). Dans un milieu oxique ou dysoxique de forte énergie (> 0,5 mL/L de dioxygène) comme un delta, un fort taux de sédimentation (entre 30 et 100 mg/cm²/an) va permettre la préservation de la matière organique dans la mesure où un enfouissement rapide de MO limite son temps de résidence en milieu oxydant (Tyson, 1995).
La connaissance de ces facteurs de contrôle est donc essentielle pour contraindre, et prédire les hétérogénéités organiques et sédimentaires associées aux dépôts de sédiments organiques. Pour les black shales de milieux océaniques profonds, cela implique notamment : 1) d’identifier les zones de forte productivité primaire potentiellement liées à la présence d’upwellings, d’activité volcanique ou d’estuaires/deltas favorisant l’apport de nutriments ; 2) de mieux connaitre le taux de sédimentation et les bassins versants associés pour mesurer l’impact du facteur de dilution, et enfin 3) de caractériser les conditions redox, les mouvements de masses d’eaux, et la géométrie de la marge et des bassins pour déterminer les conditions de confinement nécessaires à une bonne préservation.

Les blacks shales du Crétacé de l’océan Atlantique central

Le segment central de l’océan Atlantique s’est ouvert à partir du Jurassique moyen il y a 170 Ma (Labails et al., 2010). De fait, la plupart des marges continentales bordant cet océan sont passives depuis le Crétacé (Sahabi et al. 2004), ce qui permet la présence d’un domaine océanique profond où se déposent des sédiments organiques, notamment pendant l’intervalle Albien-Turonien.

Répartition et composition des niveaux organiques

Les niveaux de black shales crétacés sont présents en grand nombre dans l’océan Atlantique central (i.e., plus d’une vingtaine recensée, Jenkyns, 1980), ce qui fait de cette région du globe un cas d’étude particulièrement approprié pour identifier spécifiquement les processus responsables de la formation des dépôts organiques en domaines marins profonds. En effet, la matière organique y est observée en fortes concentrations (i.e., de 1 à 50 %)
depuis le Valanginien jusqu’au Campanien (Figure i.2., Arthur, 1979).

Hypothèses sur les conditions de formation des black shales alboturoniens

Actuellement, les facteurs responsables de la formation des black shales crétacés de l’océan Atlantique central alimentent toujours les débats et ne sont pas tous clairement identifiés (Trabucho Alexandre et al., 2010). Néanmoins, les récentes données géochimiques et sédimentaires, incluant l’analyse des biomarqueurs, des isotopes du carbone ( 13C) et du contenu fossilifère, suggèrent que les black shales de l’intervalle Albien-Turonien se sont principalement formés dans des conditions de préservation excellentes associées à des conditions anoxiques régionales assez pérennes en milieux profonds (Schlanger et Jenkyns, 1976). Selon de récentes simulations numériques combinées à des données isotopiques du néodyme de restes fossiles (Donnadieu et al., 2016), de telles anoxies auraient été favorisées par le confinement du bassin Atlantique central, déconnecté de tout apport de masses d’eau oxygénées en provenance de l’Atlantique Sud jusqu’au Turonien. Parmi ces dépôts de black shales, ceux déposés pendant l’OAE2 sont les plus importants en terme d’enrichissement en matière organique (TOC > 20%, Lancelot et al., 1978 ; Herbin et al., 1986). Comme les facies sédimentaires, la composition organique et l’enrichissement associés à ces niveaux sont très hétérogènes à l’échelle de l’océan Atlantique central (Tissot et al., 1979 ; 1980 ; Summerhayes, 1981 ; Trabucho Alexandre et al., 2010) et suggèrent une influence des facteurs de contrôle différente sur la formation de ces dépôts organiques. Parmi eux, des différences de conditions sédimentaires (e.g. transport, taux de sédimentation), paléoclimatiques, paléocéanographiques, redox et paléoenvironnementales pourraient en être la cause (Figures i.5. et i.6.). .

« Backstripping » et estimations paléobathymétriques

L’objectif du backstripping (e.g. Kusznir et al., 1995 ; Roberts et al., 1998) est de pouvoir contraindre les paléoprofondeurs et paleobathymétries asssociées à l’accumulation de sédiments dans un bassin sédimentaire. Nous avons utilisé la méthode de backstripping flexural 2D qui permet de corriger les effets de la flexure et de mouvements verticaux de la croûte sur les estimations paléobathymétriques (e.g. Clift et al., 1995 ; Calvès et al., 2008). Nous avons utilisés pour cela le logicel FlexDecomp® sous licence académique (e.g. Kusznir et al., 1995; Roberts et al., 1998 ; 2009). Le régime subsidence de la zone d’étude a été estimé dans le bassin du Guyana-Suriname par Yang et Escalona (2011), celui-ci est normal et associé à la subsidence thermique. Le détail de la méthode a été expliqué dans le chapitre 3. La décompaction des couches sédimentaires est également fonction de l’épaisseur élastique effective de la lithosphère Te (e.g. Watts, 1978). Les valeurs de Te de la lithosphère continentale et de la lithosphère océanique dans la zone d’étude ont été compilées à partir de la cartographie de Watts (2015 ; Global Te grid ftp://ftp.earth.ox.ac.uk/pub/tony/TOG/global_te.grd, Figure 4.6.). La valeur médiane de Te pour le domaine océanique du Guyana-Suriname est de 24,95 km (écart-type σ = 4,7) et celle du domaine continental est de 28,79 km (σ = 5,3, Figure 4.6.).

Contenu organique des sédiments crétacés du puits Arapaïma-1

Sur Arapaïma-1, la limite entre le Cénomanien et le Turonien qui correspond à OAE2 (~94 Ma, Schlanger et Jenkyns, 1976) a pu être confirmée (en plus des datations biostratigraphiques) par l’incursion positive de près de 4 unités de 13CTOC entre les échantillons AR1-11F à -28,43 ‰ et AR1-12A à -24,99 ‰ (Table 4.1. et Figure 4.2.). Comme observés dans les puits de la marge nord-ouest africaine et aux sites ODP du leg 207 du Plateau de Démérara, cette incursion positive est associée à une augmentation des valeurs de TOC dépasser 2 % dans le puits Arapaïma-1 (Table 4.1.). L’enrichissement en contenu organique pendant l’OAE2 demeure moins significatif que celui observé à la transition entre le Coniacien et le Santonien (Table 4.1. et Figure 4.2.) où les TOC peuvent atteindre des valeurs supérieures à 4 % qui correspondent au maximum d’enrichissement observé dans la séquence du Crétacé au puits Arapaïma-1.

Concentrations en éléments majeurs et traces des sédiments crétacés du puits Arapaïma-1

Les concentrations en éléments majeurs (SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O et P2O5) et en éléments traces (Large-Ion Lithophile Elements, LILE : Rb, Cs, Ba, Sr, Th, U ; High Field Strength Elements, HFSE : Y, Zr, Nb et Hf; Trace Transition Elements, TTE : Sc, Cr, Co, V et Ni) ont été normalisées par rapport au Post-Archean Australian Shales (PAAS, Taylor et McLennan, 1985) qui sont des argiles représentatives de la composition géochimique de la croûte continentale. Les échantillons prélevés au puits Arapaïma-1 ne présentent aucune différence significative sur le contenu en éléments majeurs et traces. Les échantillons sont tous appauvris en MnO, CaO, K2O, Rb, Cs, Sr, Th, Y, Zr, Nb, Hf et Co (Table 4.2. et Figure 4.7.). A l’exception des échantillons du Crétacé inférieur (AR1-1, AR1-7) et du Santonien-Paléocène (AR1-21, AR1-23, AR1-24), ils sont tous enrichis en Cr et V (Table 4.2. et Figure 4.7.) et présentent des concentrations contrastées pour certains éléments. En effet, deux échantillons du Crétacé inférieur (AR1-1, AR1-7) et du Cénomanien (AR1-11C, AR1-11D) sont enrichis en Na2O alors que les autres sont appauvris (Table 4.2. et Figure 4.7.). De même, un échantillon du Crétacé inférieur (AR1-6), cinq échantillons du Cénomanien (AR1-9, AR1-10, AR1-11C, AR1-11E, AR1-11F), tous les échantillons du Coniacien (AR1-17A, AR1-17B) et un échantillon du Santonien-Paléocène (AR1-23) sont enrichis en P2O4 alors que le reste est appauvri (Table 4.2. et Figure 4.7.). Les concentrations en Ba sont également très contrastées puisqu’à l’exception de certains échantillons du puits Arapaïma-1 qui sont appauvris, tous les échantillons du Crétacé inférieur (AR1-1, AR1-6, AR1-7), deux échantillons du Cénomanien (AR1-9, AR1-10), un échantillon au Turonien (AR1-12A) et deux échantillons du Santonien-Paléocène (AR1-20, AR1-21) présentent un enrichissement en Ba. Enfin, certains échantillons du puits Arapaïma-1 ont une concentration en U plus importante que celle du PAAS alors que les autres demeurent appauvris (Table 4.2. et Figure 4.7.). Il s’agit d’un échantillon du Crétacé inférieur (AR1-6), de tous les échantillons à l’exception d’un pendant le Cénomanien (AR1-9), de tous les échantillons du Coniacien (AR1-17A, AR1-17B ) et du Santonien-Paléocène (AR1-20, AR-21, AR-23, AR-24) et enfin, d’un seul échantillon au Turonien (AR1-12A). L’index d’altération chimique ou Chemical Index of Alteration (CIA = [Al2O3 (Al2O3+CaO+Na2O+K2O)] x 100, en proportions molaires) qui permet de quantifier l’altération chimique (Nesbitt et Young, 1982 ; voir chapitre 2), présente également des valeurs assez contrastées. En effet, à l’exception de l’échantillon AR1-7 (Albien supérieur) avec un CIA de 61 qui est inférieur à celui du PAAS (69, Taylor et McLennan, 1985), les échantillons du Crétacé inférieur (AR1-1, AR1-6, AR1-7) et du Cénomanien (de AR1-9 à AR1-11F) ont un CIA qui varie entre 70 et 78 (Table 4.2. et Figure 4.8.). A partir du Turonien, la majorité des échantillons ont un CIA supérieur ou égal à 80 à l’exception d’un échantillon au Coniacien (AR1-17A, CIA = 74) ce qui montre deux ensembles d’échantillons avec un degré d’altération chimique différent.

Concentrations en terres-rares des sédiments crétacés du puits Arapaïma-

Les échantillons du puits Arapaïma-1 ont des profils en Terres Rares (REE) normalisés au PAAS relativement plats (Figure 4.9.). Les échantillons du Santonien au Paléocène sont cependant plus enrichis en Terres Rares légères (LREE) et en Terres Rares moyennes (MREE) que le PAAS (Table 4.2. et Figure 4.9.). Trois échantillons du Cénomanien (AR1-11B, AR1-11D, AR1-11E) présentent un enrichissement en Terres Rares lourdes (HREE) comparativement aux LREE et MREE (Table 4.2. et Figure 4.9.).
L’anomalie en Cérium (ΩCe) qui est un indicateur d’influence de processus authigéniques (Piper, 1974, voir chapitre 2) est proche de 1 pour tous les sédiments analysés (0,81-0,97, Table 4.2.). L’anomalie en Europium (Eu/Eu*) permet de caractériser la nature géochimique de la source (McLennan et al., 1993 ; Cullers, 2000). L’anomalie en Europium varie entre 0,78 et 1,26 (Table 4.2. et Figure 4.8.) et est moins développée que celle du PAAS (Eu/Eu*PAAS = 0,66, Taylor et McLennan, 1985) pour les sédiments plus anciens que le Coniacien. Les sédiments d’âge Coniacien ou plus récents ont quant à eux une anomalie en Europium plus proche de 0,7 (0,67-0,72) (Table 4.2. et Figure 4.8.).

Géométrie de la marge et cartes d’épaisseurs

Au Crétacé inférieur, le plateau continental présente une sédimentation mixte avec un talus continental très abrupt qui se développe au-delà de 200 m de profondeur d’eau, ce qui est caractéristique d’une géométrie de type « deep carbonate bank margin » similaire à celle de la plateforme carbonatée actuelle des Bahamas (Mullins et Neumann, 1979). Au pied du talus une structure volcanique marque le socle acoustique sur lequel les séries sédimentaires du Jurassique au Turonien se sont déposées. Cette zone marque la limite entre la croûte continentale et la croûte océanique (Ocean contient boundary : OCB, Müller et al., 2016 .
L’intervalle Albien-Cénomanien est moins épais (<300 m) sur le plateau continental guyanais au puits Arapaïma-1 et sur le Plateau de Démérara que dans le bassin profond (~600 m ; Figure 4.3.). La marge présente toujours une géométrie de type « deep carbonate bank margin » héritée du Crétacé inférieur. Dans le bassin profond, les dépôts albo-cénomaniens s’amincissent vers le nord-est et se terminent en onlap sur la masse glissée du Crétacé inférieur (Figure 4.3.). Au Turonien, la géométrie de la marge reste similaire à celle des périodes précédentes : les dépôts sont réduits sur le plateau continental (~150 m) comparativement aux dépôts dans le bassin profond (~250 m, Figure 4.3.). De plus, le Turonien recouvre le haut topographique associé à la masse glissée du Crétacé inférieur (Figure 4.3.). La géométrie de la marge au Crétacé supérieur (du Coniacien au Maastrichtien) est très similaire à celle du Turonien à la seule différence que les dépôts sont plus épais (~900 m) sur le plateau continental et dans le bassin profond que sur le Plateau de Démérara (~50 m, Figure 4.3.).
La carte isopaque régionale de l’Albien au Turonien (Figure 4.5A.) illustre la présence d’un dépocentre de plus de 3000 m d’épaisseur de sédiments et de presque 100 km de large dans le bassin profond. Ce dépocentre est localisé l’embouchure du canyon crétacé dans le plateau continental (Figure 4.5A.). Dans le bassin profond, les apports détritiques associés au canyon se déposent selon un axe NO-SE (Figure 4.5A.) et correspondent à la mise en place d’un cône sous-marin constitué de lobes turbiditiques. Deux autres zones de dépôt de plus de 1000 m d’épaisseur de sédiments sont déconnectées des apports du canyon et situées sur le flanc NO du Plateau de Démérara. Elles correspondent aux dépôts turoniens qui ont comblé l’espace disponible entre la masse glissée du Crétacé inférieur et le Plateau de Démérara (Figures 4.3. et 4.5A.).
Dans le bassin profond les dépôts terrigènes apportés par le canyon forment un cône sous-marin turbiditique moins épais (maximum 2000 m d’épaisseur) que celui observé pendant l’intervalle Albien-Turonien (Figure 4.5B.). Le bassin profond enregistre également un changement d’axe de sédimentation qui évolue depuis une direction NO-SE à l’Albien-Turonien à une direction N-S au Turonien-Maastrichtien (Figure 4.5.). Pendant le Turonien-Maastrichtien, le dépocentre est plus étroit et moins épais et rétrograde par rapport à celui de l’intervalle Albien-Maastrichtien. (Figure 4.5B.). Les dépôts sont cependant plus épais sur la plateforme qu’auparavant ce qui est cohérent avec les corps progradants observés sur le plateau continental au NO du puits Arapaïma-1 (Figure 4.5B.). En aval de ces progradations, l’absence de sédiments correspond à une érosion ou une lacune de sédimentation sur la pente du plateau continental au nord d’Arapaïma-1 (Figure 4.5B.).

Paléobathymétries du domaine océanique du bassin du Guyana-Suriname au Crétacé

Le profil régional illustrant la géométrie du bassin du Guyana-Suriname (Figure 4.3.) a été décompacté séquentiellement en utilisant la méthode du backstripping. Les gammes de profondeur d’eau auxquelles sont observés les éléments morphologiques et les objets sédimentaires peuvent ainsi être quantifiées. Nous avons utilisé différentes valeurs de Te (0, 10, 20 et 30 km) afin d’obtenir toutes les valeurs de paléobathymétries dépendantes de la rigidité flexurale de la lithosphère (Figure 4.10.). Le résultat de cette méthode sur le profil régional montre que les sédiments décompactés lors de la discontinuité albienne (mAU, ~105 Ma, Figure 4.3.) ont été déposés dans le bassin profond entre un maximum de profondeur de 4200 m (Te = 0 km) et 4900 m (Te = 30 km) et sur le Plateau de Démérara entre 1000 m (Te = 30 km) et 1150m (Te = 0 km) (Figure 4.10.). Les sédiments décompactés à 93 Ma (toit Cénomanien, TC, Figure 4.3.) se sont déposés dans des paléobathymétries maximales comprises entre 3800 m (Te = 30 km) et 4000 m (Te = 0 km) dans le bassin profond et entre 1100 m (Te = 30 km) et 1200 m (Te = 0 km) sur le Plateau de Démérara (Figure 4.10.). Dès la fin du Turonien à 89 Ma (TT, Figure 4.3.), la sédimentation s’est effectuée dans le bassin profond à une profondeur d’eau maximum variant de 3500 m (Te = 30 km) à 3700 m (Te = 0 km) et enfin, sur le Plateau de Démérara, à des paléobathymétries estimées entre 1100 m (Te = 30 km) et 1300 m (Te = 0 km) (Figure 4.10.).

Table des matières

INTRODUCTION GENERALE
1.1. Généralités sur les black shales
1.1.1. Caractérisation et répartition stratigraphique
1.1.2. Facteurs contrôlant la formation des black shales
1.2. Les blacks shales du Crétacé de l’océan Atlantique central
1.2.1. Répartition et composition des niveaux organiques
1.2.2. Hypothèses sur les conditions de formation des black shales albo-turoniens
1.4. Problématique
1.5. Objectifs et plan du manuscrit
Références
CHAPITRE 1. MATERIEL ET METHODES
1. Sélection, datation, et lithologie des puits
3. Etude de la provenance sédimentaire
3.1. Utilisation des éléments majeurs et traces
3.2. Le traçage isotopique par ɛ Nd(t)
3.3. Le traçage isotopique par 87Sr/86Sr
4. Compilation des données organiques et synthèse paléoenvironmentale
Références
CHAPITRE 2. PROVENANCE DES BLACK SHALES DU SEGMENT EST DE L’OCEAN ATLANTIQUE CENTRAL AU CRETACE : IMPLICATIONS SUR LE RESEAU DE DRAINAGE
Résumé
Abstract
1. Introduction
2. Geological settings and potential sources
2.1. Geological settings
2.2. Data sources
3. Materials and Methods
3.1. Sampling
3.2. Bulk organic geochemical analysis
3.3. Major and trace elements and Sr-Nd isotopes
3.3.1. Sample preparation
3.3.2. Major and trace element analyses
3.3.3 Nd-Sr isotopes compositions
4. Results
4.1. Organic geochemistry and stratigraphic appraisal of ?13CTOC data
4.2. Major elements, Large-Ion Lithophile Elements (LILE), High Field Strength Elements (HFSE) and
Trace Transition Elements (TTE)
4.3. Rare Earth Elements (REE)
4.4. Sr-Nd isotopes
5. Discussion
5.1. Influence of chemical weathering and marine authigenesis on provenance proxies
5.2. Provenance of Cretaceous sediments in the eastern Central Atlantic Ocean
5.2.1. Albian−Middle Cenomanian
5.2.2. Late Cenomanian−Turonian
5.2.3. Campanian−Maastrichtian
5.3. Possible mechanisms for drainage reorganization
6. Conclusion
Acknowledgments
References
CHAPITRE 3. EVOLUTION DE L’ARCHITECTURE SEDIMENTAIRE DANS LE
DOMAINE OCEANIQUE PROFOND NORD-OUEST AFRICAIN AU CRETACE.
Résumé
Abstract
1. Introduction
2. Data and Methods
2.1. Seismic stratigraphy
2.2. Mesozoic stratigraphy of the eastern Central Atlantic Ocean
2.3. Backstripping and paleobathymetric estimates
3. Results
3.1. Margin geometry
3
3.2. Seismic facies and associated deposits
3.2.1. Mounded seismic feature nearby DSDP Site 367 during Jurassic to Lower Cretaceous
3.2.2. Base of slope seismic facies during Cenomanian to Late Cretaceous
3.2.3. Sediment remobilization by bottom-water currents from the Albian to the Late Cretaceous
3.3. Cretaceous palaeobathymetry of slope and deep–water basin domains
4. Discussion
4.1. Evolution of the Cretaceous deep-water sedimentation
4.1.1. Initiation of distal bottom currents during the Lower Cretaceous
4.1.2. Evidence of Albian to Cenomanian bottom currents within a gravity-driven deep sedimentation setting … 157
4.1.3. Abrupt changes in the Late Cretaceous deep-sea sedimentation influenced by bottom currents
4.2. Implications for Cretaceous oceanic paleocirculation pattern
5. Conclusions
Acknowledgments
References
CHAPITRE 4. EVOLUTION DE LA PROVENANCE ET DE L’ARCHITECTURE
SEDIMENTAIRE DES DEPOTS DU SEGMENT SUD DE L’OCEAN ATLANTIQUE
CENTRAL AU CRETACE : IMPLICATIONS SUR L’ENRICHISSEMENT EN MATIERE
ORGANIQUE
Résumé
1. Introduction
2.1. Contexte géodynamique du bassin du Guyana-Suriname
2.2. Sources potentielles
3. Matériel et méthodes
3.1. Echantillonnage au puits Arapaïma-1
3.2. Conversions temps-profondeur et création des cartes isopaques régionales
3.3. « Backstripping » et estimations paléobathymétriques
4. Résultats
4.1. Stratigraphie du puits Arapaïma-1
4.2. Contenu organique des sédiments crétacés du puits Arapaïma-1
4.3. Concentrations en éléments majeurs et traces des sédiments crétacés du puits Arapaïma-1 ………… 193
4.4. Concentrations en terres-rares des sédiments crétacés du puits Arapaïma-
4.5. Compositions isotopiques en Nd-Sr
4.6. Géométrie de la marge et cartes d’épaisseurs
4.7. Paléobathymétries du domaine océanique du bassin du Guyana-Suriname au Crétacé
5. Discussion
4
5.1 Influence de l’altération chimique, de l’authigénèse et des conditions redox sur les traceurs de
provenance
5.1.1. Influence de l’altération chimique
5.1.2. Influence de l’authigénèse
5.1.3. Anomalies en Europium (Eu/Eu*) et conditions redox
5.2. Provenance des sédiments crétacés du bassin du Guyana-Suriname
5.3. Evolution du bassin Guyana Suriname au cours du Crétacé
5.4. Implications sur la formation des sédiments riches en matière organique
5. Conclusion
Références
CHAPITRE 5. SYNTHESE ET DISCUSSION
1. Matière organique et évolution de la sédimentation profonde, deux cas d’études
1.1. Bassins profonds nord-ouest africains
1.2. Bassin du Guyana-Suriname
1.3. Comparaison des segments africain et sud-américain de l’océan Atlantique central
2. Facteurs favorisant l’enrichissement en matière organique dans le domaine océanique
profond de l’Atlantique central au Crétacé
2.1. Configuration favorable à l’enrichissement en MO dans le bassin profond
2.2. Configuration défavorable à l’enrichissement en MO dans le bassin profond
Références
CONCLUSION ET PERSPECTIVES
Principaux résultats
Secteur africain
Bassin du Guyana-Suriname
Conclusion
Perspectives

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