Impact de la désoxygénation sur les cycles biogéochimiques du fer et du soufre

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Motivations et problématiques de recherche sur l’OAE 2

Afin d’améliorer nos connaissances sur les mécanismes à l’origine du développement et du maintien de conditions anoxiques dans les océans ainsi que leurs conséquences sur les cycles biogéochimiques, nous avons exploré dans le cadre de cette thèse un des évènements d’anoxie océanique les plus importants en termes d’expansion spatiale : l’OAE 2 de la limite Cénomanien-Turonien (93.9 Ma, Crétacé superieur).
Son expression sédimentaire la plus directe est la présence au sein de divers bassins à l’échelle mondiale de niveaux riches en matière organique. Cette augmentation quasi-globale de l’enfouissement de matière organique peut être le résultat de deux processus majeurs : (1) une augmentation de la production de matière organique dans les océans et (2) une meilleure préservation de celle-ci sous des conditions peu oxydantes (désoxygénées). Ces deux processus peuvent être concomitants, notamment du fait de l’existence d’une relation de cause à effet entre eux. En effet, une augmentation de la productivité primaire implique une consommation de l’oxygène lors de la dégradation de la matière organique au sein de la colonne d’eau. L’enfouissement massif de carbone organique implique alors une perturbation du cycle du carbone à l’échelle globale, qui s’enregistre notamment par une excursion positive du signal de δ13C. Comme suspecté pour l’ensemble des évènements anoxiques globaux du Phanérozoïque, l’initiation de l’OAE 2 semble synchrone avec l’activité de grandes provinces volcaniques, celle des Caraïbes (Carribean Large Igneous Province ou CLIP) (Snow et al., 2005) et celle du Haut-Arctique (High Arctic Large Igneous Province ou HALIP) (Tegner et al., 2011; Kingsbury et al., 2017). L’émission de grandes quantités de CO2 n’aurait pas seulement des conséquences sur le cycle biogéochimique du carbone mais également sur le climat en surimposant un effet de serre par augmentation de la pCO2 à un climat au Crétacé de type Greenhouse, caractérisé par des températures globales les plus chaudes enregistrées depuis le Trias (Frakes et al., 2005; Veizer and Prokoph, 2015). Une période de réchauffement climatique global a également un effet sur l’oxygénation des océans en entrainant une diminution de la solubilité de l’O2 dans l’eau de mer, mais aussi en accélérant le cycle hydrologique, l’altération des continents, augmentant ainsi l’apport de nutriments vers les océans soutenant la productivité primaire.
L’augmentation du volcanisme et le réchauffement climatique global semblent ainsi les deux processus exogènes à l’origine des évènements océaniques anoxiques, et de l’OAE 2 en particulier. Cependant plusieurs auteurs proposent également que la configuration des continents et la géométrie des bassins océaniques du Crétacé supérieur ont pu jouer un rôle majeur dans la mise en place de conditions anoxiques à travers la circulation océanique et l’altération des masses continentales (e.g. Trabucho Alexandre et al., 2010; Donnadieu et al., 2016). Le rôle de ces deux paramètres dans le développement de conditions anoxiques au Crétacé supérieur est la problématique majeure du Projet ANR (Agence nationale de la recherche) « Anox-Sea » (2012-2017) porté par Emmanuelle Pucéat (UMR Biogéosciences, Université de Bourgogne-Franche-Comté, Dijon), au sein duquel s’est intégré ce travail de thèse.
Bien que souvent définis comme des évènements globaux, les OAEs et, en particulier l’OAE 2, ne sont pas des périodes où l’ensemble des environnements océaniques sont appauvries en oxygène de manière homogène et au sein desquelles les conditions sont stables dans le temps. De même, la dynamique d’expansion des conditions appauvries en oxygène est encore aujourd’hui mal comprise. En effet, de nombreux paramètres chimiques, biologiques, climatiques, océanologiques, géodynamiques semblent impliqués dans la mise en place de l’OAE 2 et leur relation de causes à effets reste encore à déterminer pour comprendre cet évènement dans son ensemble.
Un travail de synthèse des différents bassins pourra permettre de mettre en avant les contextes dans lesquels une stratification de la colonne d’eau s’est mise en place et/ou dans lesquels des courants convectifs ont permis d’alimenter la productivité primaire.

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).

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).

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.

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 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).

Perturbation du cycle hydrologique et configuration des bassins

Ces modèles s’appuient davantage sur l’apport et le transport de nutriments via un cycle hydrologique renforcé. En effet, des modélisations climatiques (e.g. Trabucho Alexandre et al., 2010) à la limite Cénomanien-Turonien montrent des circulations thermohalines d’intensité similaires à plusieurs niveau de pression partielle de CO2 dans l’atmosphère. De même, un océan stagnant n’implique pas assez de recyclage de nutriments, et en particulier de phosphore (Jenkyns, 2010; Rulvalcaba Baroni et al., 2014), et ainsi ne permet pas de maintenir cette anoxie.
Cela implique alors l’hypothèse d’une diminution de la solubilité de l’oxygène dans l’eau n’est pas la cause majeure de l’évènement anoxique. Dans un contexte de circulation vigoureuse pendant l’OAE 2, le mécanisme principal d’accumulation de MO au sein d’une colonne d’eau appauvrie en oxygène est la formation de grandes zones d’upwellings contrôlées par les régimes de vent (Trabucho Alexandre et al., 2010) dans la partie sud de l’Atlantique Nord (Sinninghe Damsté et Köster, 1998; Kuypers et al., 2002; Piper et Calvert, 2009) ainsi que sur la côte est de l’Atlantique Sud (Forster et al., 2007). Cependant, ce modèle implique également une certaine ventilation et donc demande qu’une forte productivité primaire puisse consommer cet oxygène.
Deux processus sont alors généralement évoqués. Le premier consiste en l’apport de nutriments terrestres dans les océans dû à une augmentation de l’altération continentale dans un contexte de climat chaud et humide (Schlanger et Jenkyns, 1976; Jones et Jenkyns, 2001; Jenkyns, 2010). Les bassins fermés ou semi-fermé comme le proto Atlantique Nord accumulant ces nutriments sont alors capable de maintenir une forte productivité. L’accumulation importante de phosphore précédant l’OAE 2 (Mort et al., 2007a; Kraal et al., 2010) suggère qu’il s’agit bien d’un mécanisme ayant un rôle majeur dans son initiation.
Le second implique une connexion des masses d’eau océaniques à la faveur d’une augmentation du niveau marin relatif ainsi que du régime des vents (Trabucho Alexandre et al., 2010; Martin et al., 2012; Rulvalcaba Baroni et al., 2014; Donnadieu et al., 2016). En effet, dans ces modèles l’Océan Atlantique Nord est à la fois connecté aux bassins téthysiens et à l’Océan Pacifique via le seuil de Panama. Une circulation de type estuarienne entre les océans Pacifique et Atlantique est alors possiblement mise en place avec l’apport d’eau profonde provenant de l’Océan Pacifique et entrant dans l’Océan Atlantique Nord. Cette circulation estuarienne au niveau du plateau des Caraïbes permettant également l’apport d’une masse d’eau profonde anoxique (Monteiro et al., 2012) enrichie en métaux traces et en micronutriments liés à la mise en place de la province ignée caribéenne (Trabucho Alexandre et al., 2010; Du Vivier et al., 2014). Le développement de l’OAE 2 dans l’Atlantique Nord, zone clé de l’initiation de l’anoxie, est le résultat d’un profond changement de circulation océanique dans un contexte général de réchauffement surimposé par une augmentation évidente de productivité primaire et d’une activité volcanique intense. La combinaison de la diminution de la formation de masse d’eau oxygénée profonde, de nouveau appauvrie par la formation d’upwelling probablement liée à une modification du régime des vents, dans cet océan semi-fermé, semble être le mécanisme à l’origine de l’anoxie.
L’évènement anoxique ne se limitant pas au seul Océan Atlantique Nord, les bassins téthysiens, eux, sont davantage affectés directement par la hausse du niveau marin comme le suggère la très bonne correspondance entre les dépôts organiques et les cycles orbitaux. Ainsi, juste avant la transgression relative à l’OAE 2 des évidences de fortes productivités dans les bassins téthysiens sont marqués par une hausse de la quantité de phosphore d’origine détritique dans une période de relatif bas niveau marin (Mort et al., 2007a; 2008). La transgression est, en revanche, concordante avec le passage vers des eaux de surface plus oligotrophes et une stratification de la colonne d’eau (Gale et al., 2000). La persistance de l’anoxie en fond de bassin est alors expliquée par l’arrivée de masses d’eau provenant de l’Atlantique Nord-Est riches en métaux traces et où le régime océanographique correspond à la mise en place d’upwellings (Jenkyns, 1985; Jarvis et al., 1998; Voigt et al., 2006). La préservation de la matière organique dans des bassins sans grande production primaire de surface résulterait alors de la combinaison d’une stratification des masses d’eau et une faible dilution siliciclastique dans un contexte de haut niveau marin.
Par ailleurs, dans les domaines océaniques plus ouverts tels que l’Océan Atlantique Sud, l’anoxie restreinte à la marge ouest-africaine semble d’avantage liée à un cycle hydrologique plus intense et à la présence de zones d’upwellings couplée à l’augmentation des nutriments d’origine continentale (Forster et al., 2007). De même, sur la marge nord-ouest australienne l’anoxie résulte de l’apport de nutriments via des sources fluviatiles et l’augmentation de productivité primaire (Thomas et Tilghman, 2014).
D’une manière générale, le retour à des conditions globalement oxiques s’explique par le mécanisme de rétroaction négative d’enfouissement de carbone organique sur la quantité de CO2 atmosphérique ainsi que l’altération de roches silicatés dans un contexte de climat chaud et humide. Le ralentissement du cycle hydrologique puis le refroidissement global au Turonien moyen semblent directement lié à la séquestration massive de carbone pendant l’OAE 2. L’évènement à la limite Cénomanien-Turonien joue donc un rôle de thermostat quand un seuil de trop forte température et de quantité de carbone est atteint. Ce qui fut probablement le cas avec la combinaison d’un régime de « super greenhouse » au Crétacé lié principalement au contexte géodynamique de fracturation du supercontinent Pangée et de forte production crustale, et de l’effet plus particulier de conditions d’insolation et de pulses volcaniques. Enfin, la géographie des bassins est l’élément nécessaire pour que des conditions de restriction et de circulation océanique soient suffisamment favorables à l’accumulation et à la bonne préservation de ce carbone organique.

Contexte géodynamique et paléogéographique régional

Pendant la période du Jurassique inférieur au Crétacé inférieur, l’histoire géodynamique de l’Europe téthysienne est marquée par l’ouverture de plusieurs domaines marins suite à la phase de rifting de l’Atlantique Central (e.g. Stampfli, 1993). Cette tectonique extensive a eu pour conséquence la formation de l’Océan Téthys alpin séparant les plaques européenne et apulienne (Graciansky et Lemoine, 1998). Cet océan est composé de deux bassins : la branche pyrénéo-valaisanne et l’Océan liguro-piémontais séparés par le micro-bloc continental briançonnais rattaché au bloc ibérique. La marge nord-ouest de la branche pyrénéo-valaisanne s’est elle-même structurée, par réponse isostatique à l’amincissement crustal du Jurassique moyen et supérieur, formant le domaine extensif du Bassin Dauphinois, lui-même structuré en blocs basculés. La zone la plus profonde du Bassin Dauphinois, située au Sud-Est de la France, est appelé le Bassin Vocontien (Fig. 2.1).
La phase majeure d’approfondissement du Bassin Vocontien culmine à l’Aptien 5Cr2tacé inférieur). Au cours de cette phase, les paléoprofondeurs maximales, estimées par reconstruction isostatique, ont atteint 500 à 600 m (Wilpshaar et al., 1997). Cet approfondissement est caractérisé par une augmentation du flux silico-clastique terrigène représenté par une sédimentation majoritairement marneuse (Fig. 2.2) ainsi que par la disparition des plateformes carbonatées urgoniennes. Cette période correspond également au début de l’accrétion océanique de l’Atlantique Nord et la formation du Golfe de Gascogne, responsable du mouvement de rotation antihoraire du bloc ibérique (Stampfli et al., 1998). Cette phase tectonique majeure entraine une dynamique de fermeture progressive Nord-Sud de la branche pyrénéo-valaisanne limitant la connexion des domaines de l’Océan Téthys Alpin avec l’Atlantique Central (Fig. 2.1).

Cadre temporel et calages stratigraphiques

Décrit pour la première fois par Gérard Thomel (1969) comme « une vire dans la topographie entre deux termes calcaires très abrupts qui constitue un horizon-repère très précieux, constant dans toute la région », le Niveau Thomel représente un équivalent régional du Niveau Bonarelli décrit au sein du Bbassin d’Ombrie-Marche (Italie centrale) (cf. Fig. 2.2), et constitue l’expression de l’OAE 2 dans le Bassin Vocontien. Cet intervalle, dont l’épaisseur varie entre une dizaine et une trentaine de mètres d’épaisseur, est caractérisé par des variations latérales d’épaisseur mis en évidences par corrélation lithostratigraphiques entre les coupes du domaine profond du Bassin Vocontien (coupes d’Ondres, de Pont d’Issole, Vergons), situées à l’ouest de la faille de Rouaine (Crumiere et al., 1990; Grosheny et al., 2006; Fig. 2.3). Ces différences s’expliqueraient localement soit par des perturbations sédimentaires associées à des glissements synsédimentaires soit par des perturbations tectoniques post-dépôt (Grosheny et al., 2017), comme observé au niveau de la coupe de Vergons, localisée au pied de la faille de Rouaine (Fig. 2.3B). Ces perturbations dans le dépôt sédimentaire traduisent une instabilité tectonique de la marge au passage cénomano-turonien et à la réactivation de la faille de Rouaine, associée à la dynamique de compression du Bassin Vocontien.
Ainsi, alors que la coupe de Vergons était initialement considérée comme la coupe de référence du Bassin Vocontien au passage cénomano-turonien (Crumière, 1989; Crumière et al., 1990), nous considérons, comme d’autres auteurs précédemment (e.g. Grosheny et al., 2006; Jarvis et al., 2011) que la coupe de Pont d’Issole, non affectée par des perturbations tectono-sédimentaires au sein du Niveau Thomel, représente une meilleure coupe de référence pour décrire le cadre litho-bio et chimiostratigraphique du Niveau Thomel.

Cadre lithostratigraphique du Niveau Thomel

La base de chaque coupe, surmontée par le Niveau Thomel, que l’on appellera dans la suite « Pré-Thomel », correspond à une succession de bancs calcaires gris pale bioturbés et contient un assemblage de foraminifères planctoniques abondants et diversifiés, des foraminifères benthiques des radiolaires ainsi que des spicules d’éponges.
Comme proposé par Jarvis et al. (2011) pour la coupe de Pont d’Issole et repris ensuite par Gale et al. (2018) pour Clot Chevalier, le Niveau Thomel peut se subdiviser en quatre Unités lithologiques appelées TH1, TH2, TH3 et TH4, depuis la base du Niveau Thomel jusqu’à son sommet. Ainsi, Gale et al. (2018) ont proposé d’étendre cette subdivision à l’ensemble des coupes du domaine profond du Bassin Vocontien sur la base des descriptions lithologiques publiées de ces coupes et d’observations personnelles (Fig. 2.4).
L’Unité TH1 représente un intervalle compris entre 1 et 5 m selon les coupes. Davantage développé au niveau de la coupe de Pont d’Issole (Fig. 2.4), l’Unité TH1 correspond à une alternance de marnes sombres enrichies en matière organique, non bioturbées, dépourvues de foraminifères benthiques et contenant de faibles quantités de radiolaires et de foraminifères planctoniques nains, et de marnes grises plus riches en foraminifères benthiques et planctoniques.
La faible épaisseur du TH1 à Clot Chevalier s’explique par une lacune d’observartion à sa base (Falzoni et al., 2016; Gale et al., 2018) ainsi que par une importante condensation sédimentaire comme l’atteste la présence de glauconie, également caractéristique de l’Unité TH2 pour cette coupe. Par ailleurs, à Vergons, la présence d’un évènement interprété comme un glissement syn-sédimentaire (Crumière, 1989; Grosheny et al., 2006) ou comme une perturbation tectonique post-dépôt (Grosheny et al., 2017) semble avoir partiellement affecté la préservation du TH1 ainsi que du TH2.
Cette Unité TH2 correspond à un intervalle, compris entre 1,5 m (à Ondres) et 4,5 m (à Lambruisse), caractérisé par un retour à une sédimentation majoritairement carbonatée (Fig. 2.4). Cette succession de bancs calcaires bioturbés et de niveaux plus fins de marnes grises est riche en foraminifères benthiques en planctoniques et en radiolaires mais contient, en revanche, de faibles quantités de spicules d’éponges, de débris d’inocérames, d’oursins, ou de dents de poissons.
L’Unité TH3, de manière similaire à l’Unité TH1 correspond à un intervalle d’alternance de marnes sombres laminées dépourvues de foraminifère et de marnes grises contenant de rares foraminifères planctoniques nains. Son épaisseur varie entre 4 m à Ondres, et 14 m à Clot Chevalier. Ainsi, l’épaisseur de cet intervalle semble s’accroitre avec la proximité avec la marge sud-ouest du Bassin Vocontien. L’épaisseur de l’Unité TH3 à Vergons (12 m environ) ne reflète probablement pas l’épaisseur totale déposée à cet endroit du fait de l’érosion et du transport de matière affectant cet intervalle (Grosheny et al., 2006, 2017).
Enfin, l’Unité TH4 comprise entre 6 et 10 m d’Ondres à Clot Chevalier, correspond en une succession de 9 couplets de bancs calcaires grisâtres modérément bioturbés contenant d’abondants foraminifères planctoniques, de foraminifères benthiques, de spicules d’éponges et de radiolaires, et de niveaux de marnes grises ou de marnes sombres non bioturbés et pauvres en foraminifères. Le sommet du Niveau Thomel correspond au dernier niveau de marnes sombres observé.
La partie supérieure des coupes, appelé ici « Post-Thomel », consiste en d’épais niveaux calcaires pluri-décimétriques fortement bioturbés et interrompus par de fin niveaux de marnes grises.

Cadre biostratigraphique du Niveau Thomel

Contrairement aux coupes de références du passage cénomano-turonien d’Eastbourne (Bassin Anglo-Parisien, Sud de l’Angleterre) ou de Pueblo (Bassin du Western Interior, Colorado), les coupes du domaine profond du Bassin Vocontien ne contiennent pas de macrofossiles (ammonites) dont les biozones permettent, en particulier, de positionner précisément la limite cénomano-turonienne, sur la base de la première occurrence du genre d’ammonites cosmopolite Watinoceras. Ainsi, le cadre biostratigraphique des coupes du Bassin Vocontien se base sur les zones à foraminifères planctoniques (Grosheny et al., 2006; Takashima et al., 2009; Jarvis et al., 2011; Falzoni et al., 2016) et à nannofossiles calcaires (Fernando et al., 2009; Gale et al., 2018).
La limite cénomano-turonienne est ainsi placée au sein de la sous-zone à Whiteinella archaeocretacea, entre la dernière apparition des rotalipores (Rotalipora cushmani) et la première apparition de Helvetoglobotruncana helvetica, celle-ci ne peut donc être déterminée avec précision. Pour l’ensemble des coupes du Bassin Vocontien présentées sur la Figure 2.4, la dernière apparition de R. cushmani est observée au sein de l’Unité TH2. En revanche, la première apparition de H. helvetica se situe soit à la base de TH4 pour la coupe de Pont d’Issole,soit au sommet de TH4 pour la coupe de Lambruisse. Ainsi la limite cénomano-turonienne semble devoir se situer au sein de l’Unité TH3 du Niveau Thomel.
Des études biostratigraphiques basées sur les nannofossiles calcaires sur les coupes de Lambruisse (Fernando et al., 2009), Pont d’Issole (Jarvis et al., 2011) et Clot Chevalier (Gale et al., 2018) ont permis de proposer des biozones selon les schémas Sissingh et al. (1977) (CC) et Burnett et al. (1998) (UC).
Ces deux zonations indiquent que la limite cénomano-turonienne intervient au sein de la sous-zone CC10b et de la zone CC6, définie comme l’intervalle entre la dernière occurrence de Helenea chiasta et la première occurrence de Quadrum gartneri, confirmant ainsi sa position à la fin de l’unité stratigraphique TH3 du Niveau Thomel pour le Bassin Vocontien (Fig. 2.5).

Cadre chimiostratigraphique du Niveau Thomel

L’évolution chimiostratigraphique basée sur le signal isotopique du δ13C des carbonates a, par ailleurs, été proposée pour les coupes du Bassin Vocontien (Fig. 2.5). L’enregistrement de ce signal de δ13C a l’avantage de permettre une corrélation stratigraphique plus précise entre les coupes du Bassin Vocontien, mal contraintes biostratigraphiquement. La reconnaissance de l’intervalle marquant l’excursion positive du δ13C caractéristique du passage cénomano-turonien permet ainsi de déterminer l’extension de l’OAE 2 sur l’ensemble des coupes. De plus, l’évolution polyphasée du signal de δ13C permet à la fois de mieux contraindre la corrélation stratigraphique entre les coupes du Bassin Vocontien, mais aussi avec les coupes de références pour la limite cénomano-turonienne (Eastbourne : Paul et al., 1999; Tsikos et al., 2004; Pueblo : Caron et al., 2006; Sageman et al., 2006), particulièrement par la reconnaissance des pics « A », « B » et « C » de l’excursion positive (e.g. Pratt et Threlkeld, 1984; Tsikos et al., 2004; Jarvis et al., 2006, 2011). Ainsi, l’initiation de l’excursion du δ13C est parfaitement concordante avec la base du Niveau Thomel sur l’ensemble des coupes (Fig. 2.5), confirmant ainsi que cet intervalle est l’expression régionale de l’OAE 2. La première phase d’augmentation d’environ +1.5 ‰ (de 2.5 à 4.0 ‰) culminant au pic « A » de l’excursion du δ13C au sein de l’Unité TH2. Cette première phase positive est suivie d’un retour à des valeurs plus faibles jusqu’à la limite TH2-TH3. La base du TH3 correspond à une seconde augmentation du δ13C atteignant des valeurs de l’ordre de 4.5 à 5.0 ‰ au niveau du pic « B ». L’Unité TH3 et la partie inférieure du TH4 correspondent à un plateau de valeurs élevées. Un dernier pic proéminant (pic « C ») est situé au sommet de TH3 et marque la limite Cénomanien-Turonien comme observé au niveau des coupes de référence. L’Unité TH4 correspond ainsi à la phase de retour vers les valeurs équivalentes à celles précédant le Niveau Thomel et donc l’OAE 2. Un pic dans le signal de δ13C postérieur à l’OAE 2 est enregistré juste après la terminaison du Niveau Thomel et pourrait correspondre à l’évènement Holywell repéré au niveau des coupes anglaises (Jarvis et al., 2006) et allemandes (Voigt et al., 2008) (Fig. 2.5).

Pyrolyse Rock-Eval

Les analyses de pyrolyse Rock-Eval ont été réalisées sur 82 échantillons de la coupe de Pont d’Issole et 91 échantillons de la coupe de Lambruisse, dont une partie (36 échantillons) a été acquise par Morgan Thomas dans le cadre de son stage de Master 1 (Mars-Juin 2017), réalisé sous la supervision de Laurent Riquier et de moi-même et avec l’aide de François Baudin et Florence Savignac, qui s’occupent du Rock-Eval au sein de l’ISTeP.
La pyrolyse Rock-Eval est une méthode de caractérisation physico-chimique du contenu en matière organique d’un échantillon, développée par l’Institut Français du Pétrole (Espitalié et al., 1977, 1985; Behar et al., 2001) et commercialisé par Vinci technologies. Ces analyses ont été conduites avec le Rock-Eval 6 installé à l’ISTeP.
Pour chaque échantillon, un aliquote d’environ 60 mg de poudre est transféré dans un creuset placé au sein du Rock-Eval 6. Cet aliquote est, dans un premier temps, transféré dans un four à pyrolyse au sein duquel il est, dans un premier temps, porté à une température de 300°C puis cette température augmente de manière continue de 25°C/min jusqu’à 650°C, afin de détruire la matière organique sous atmosphère inerte. Les effluents de pyrolyse, sous forme gazeuses, sont alors dirigés sous flux de N2 à la sortie du four à pyrolyse vers deux détecteurs. Le premier détecteur à ionisation de flamme (FID) quantifie les effluents hydrocarbonés. La quantité d’hydrocarbures libres (gaz et huiles) volatilisés à 300°C est ainsi quantifiée par le permier pic de mesure (S1). Le second pic de mesure (S2) correspond, quant à lui, aux hydrocarbures générés par le crackage du kérogène entre 300°C et 650°C. Le second détecteur, à infra-rouge (IR), détermine, lui, les quantités de CO2 (pic S3) et de CO (pic S3 CO) libérés. La température à laquelle le maximum d’hydrocarbures issus du crackage du kérogène (température au sommet du pic S2) est obtenu, est appelée Tmax.
Après la phase de pyrolyse, l’échantillon est transféré dans un second four, le four d’oxydation permettant de déterminer la teneur en carbone organique résiduelle (RC CO) et la teneur en carbone inorganique (OxiMinC). Ce dernier consiste en la combustion sous air entre 300°C et 850°C. Le CO2 et le CO issus de cette combustion sont également détectés avec un détecteur à infra-rouge et correspondent aux pics S4 et S5 pour le CO2 et au pic S5 pour le CO.
L’ensemble de ces paramètres sont exprimés en mg d’hydrocarbures ou pour le rapport CO2/CO par gramme d’échantillon. La quantité de carbone organique total (TOC, exprimé en poids%, wt% dans la suite du manuscrit) est déterminée en additionnant le carbone organique pyrolysé et le carbone organique résiduel (RC).
Le type de matière organique est caractérisé par deux paramètres : l’Indice d’Hydrogène (HI) qui correspond à la quantité de composés organiques pyrolysable (pic S2) par rapport au TOC (mg HC/g TOC) de et l’Indice d’Oxygène (OI) qui correspond à la quantité de CO2 (pic S3) par rapport au TOC (mg CO2/g TOC).

Analyses des compositions isotopiques en carbone et en oxygène des fractions carbonatées

L’ensemble des analyses isotopiques effectuées au cours de cette thèse ont été réalisées au sein de la plateforme GISMO de l’UMR Biogéosciences de l’Université de Bourgogne-Franche-Comté, à Dijon avec l’aide de Christophe Thomazo et Théophile Cocquerez. Ces analyses de compositions isotopiques en carbone et en oxygène des carbonates, ont été réalisées sur 124 échantillons (74 issus de la coupe de Pont d’Issole et 50 de celle de Lambruisse).

Préparation des échantillons

Pour chaque échantillon un aliquote de 60 à 200 μg de poudre est pesé selon la concentration en carbonate de celui-ci et est transvasé dans des tubes en verre à fonds arrondis. Ces tubes sont chargés au sein de l’étuve à 70°C du Kiel IV Carbonate Device (Thermo ScientificTM). Cet instrument, dédié à l’attaque acide des aliquotes, permet, dans un premier temps de vider les tubes de leur air en les flushant avec de l’hélium sous pression (gaz inerte). L’attaque acide des aliquotes consiste en l’injection d’environ 500 μl d’acide phosphorique (H3PO4) à 100%, suivant l’équation : ????3+2 ?3??4=??3(??4)2+3 ?2?+3 ??2.

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 . 107
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 Bassin Vocontien (SE France)
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

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