Memoire Online - Biostratigraphie de haute résolution des foraminifères planctoniques du passage Cénomanien - Turonien et impact de l'événement anoxique EAO- 2 sur ce groupe dans la marge sud de la Téthys. Exemple des régions de Jerissa et Bargou en Tunisie

Les dépôts enregistrant l'événement géologique global, qui a eu lieu durant le passage Cénomanien-Turonien (EAO-C/T : Événement Anoxique Océanique de la limite Cénomanien-Turonien, EAO-2, ELCT : Événement de la limite Cénomanien - Turonien ou CTBE : Cenomanian Turonian Boundary Event des auteurs anglo-saxons), ont été abordés sous plusieurs thèmes. Divers travaux multidisciplinaires, qui ont fait l'objet de publications ou de thèses, ont permis la caractérisation de cet événements sur plusieurs plans : biostratigraphique, paléoécologique, géochimique, paléogéographique et océanographique (Leckie, 1984 ; Arthure et al., 1990 ; Robaszynski et al, 1993 ; Hancock, 1993 ; Gale et al., 1993 ; Premoli Silva et Sliter, 1994) . Les spécialistes se sont rendus compte qu'à la fois les sédiments de bassin comme de plateforme, de l'intervalle de ce passage, sont marqués par un enrichissement en matière organique conservée et ont enregistré des changements faunistiques majeurs. Sur le plan géochimique, cette matière organique est considérée en liaison avec l'installation de conditions hypoxiques voire anoxique. Ces changements ont eu lieu simultanément dans différents cadres paléogéographiques (Fig. 1) et ont été par conséquent considérés comme le résultat de processus ou d'événements océaniques globaux. Ces processus pourraient aussi être influencés par des facteurs locaux (Caus et al., 1993).

Durant cet intervalle et précisément entre 93,5 et 93 Ma (Gale et al., 1993 ; Kuypers et al., 2002), l'événement anoxique a pris de l'ampleur en s'exprimant à l'échelle mondiale par des dépôts analogues. (Schlanger et al., 1987 ; Haq et al., 1987).

Scholle et al., (1980) mentionnent que les sédiments riches en matière organique d'âge Cénomanien - Turonien ont été déposés à travers les régions téthysienne et boréale sous des conditions anoxiques. Un tel modèle de bassins anoxiques évoque la présence d'un taux élevé de productivité primaire résultant probablement d'un upwelling (Pederson et Clavert, 1990 ; Layeb, 1990 ; Layeb et Belayouni, 1991 ; 1999), vue la présence de sédiments riches en silice biogène ou de radiolaires interprétés comme étant des organismes indicateurs de tels phénomènes (De Wever et al., 1985 ; Pederson et al., 1990). L'accumulation de tels organismes dans les séries sédimentaires aboutit à la

formation de niveaux carrément siliceux comme le niveau Bonarelli en Italie (Arthur et Premoli Silva, 1982 ; Premoli Silva et al., 1999) ; Oued El - Kharroub, Tunisie (Turki, 1975 ; 1985 ; Rami, 1998).

Fig. 1 : Carte paléogéographique au passage Cénomanien - Turonien (-93 ,5 Ma)
(Obtenue à partir de GEOMAR map generator)

La faune de Foraminifère planctonique du passage Cénomanien - Turonien des faciès pélagiques déposés en milieu marin profond est dominée par des formes opportunistes (Caus, 1993 ; Robaszynski et Caron, 1995) de la stratigie r (r-selected) tels que les Whiteinelles, les Hedbergelles , les Hétérohélicidés et les Guembelitriidés (Fig. 2). Les

espèces de Rotalipores se sont éteintes à la fin du Cénomanien pour être remplacées par les Helvetoglobotruncana au Turonien inférieur à moyen ainsi que par les Dicarinelles et les Marginotruncanidés. (Caron, 1985 ; Robaszynski et al., 1990 ; Caus et al, 1993 ; Balla et al, 1993 ; Premoli Silva and Sliter, 1994 ; Maâmouri et al., 1994 ; Robaszynski et Caron, 1995 ; Rami et al., 1997 ; Rami, 1998 ; Georgescu, 2000 ; Kuypers et al., 2002).

ÉTAGE	CÉNOMANIEN				TURONIEN
	Inférieur Moyen Supérieur				Inférieur Moyen Supérieur
AGE (Ma)	93,2
Zone à Foraminifères	Rotalipora brotzeni	Rotalipora R. montsalve nsis	cushmani R. cushmani	W. archaeo- cretacea		Helvetoglobotruncana helvetica	M. Schneeg.
Whiteinella W. aprica W. archaeocretacea W. baltica W. brittonensis W. paradubia W. praehelvetica






Dicarinella D. algeriana D. hagni D. imbricata


Rotalipora R. cushmani R. montsalvensis

Marginotruncana M. renzi

Helvetoglobotruncana H. helvetica
Hedbergella Cl. simplex H. delrioensis H. planispira



Heterohelix H. reussi H. moremani H. navarroensis



Guembelitria G. cenomana G. albertensis G. sp

Fig. 2 - Aperçu sur la répartition des Foraminifères planctoniques de l'intervalle Cénomanien - Turonien
(d'après E.W.G.P.F., 1979.1 légèrement modifiée)

De tel renouvellement faunique a été enregistré dans les dépôts de plateforme. Dans ces dépôts, les foraminifères planctoniques de stratégie K (K-selected) (Caus et al., 1993 ;

Robaszynski et Caron, 1995), ont disparu à la limite Cénomanien - Turonien pour être remplacés au Turonien inférieur par d'autres formes de même stratégie écologique. Dans le domaine boréal, les Rotalipores et surtout Rotalipora cushmani et Rotalipora greenhornensis disparaissent avant la fin du Cénomanien durant la zone à Ammonites, Metoicoceras geslinianum, (Fig. 3) alors qu'en domaine téthysien leur extinction est lié à l'installation d'un milieu anoxique qui a eu lieu au début du Cénomanien supérieur (Robaszynski et Caron, 1995). L'espèce Helvetoglobotruncana helvetica se manifeste dès le début du Turonien marqué par la zone d'Ammonite à Pseudaspidoceras flexuosum (Fig. 3) alors que l'espèce Whiteinella praehelvetica apparaît déjà à la fin du Cénomanien. Robaszynski et al., (1990) mentionnent que les Helvetoglobotruncana helvetica disparaissent avant la fin du Turonien moyen.

Dans le domaine téthysien, la limite Cénomanien - Turonien est enregistrée généralement dans une séquence de dépôt de troisième ordre qui débute dans la partie terminale du Cénomanien et se termine dans le Turonien inférieur (Segura et al., 1993 ; Hardenbol et al., 1993). Cette séquence intègre le cortège transgressif lié à la transgression rapide de l'océan Atlantique (Vilas et al., 1986 in Segura et al., 1993). Vu que la monté du niveau marin était très importante, des sédiments hémipélagiques ont été déposés même dans les régions proximales situées en marge de cet océan (Garcia et al., 1987 ; Segura et al., 1993).

Sur la marge occidentale du bassin intérieur nord-américain, durant cet intervalle, la géométrie du prisme côtier montre que les calcaires de Bridge Creek sont largement transgressifs sur les faciès distaux (les Shales de Hartland) du dernier prisme sableux côtier régressif de Belle Fourche.

La transgression correspond à la reprise du régime de flexuration du bassin d'avant-chaîne (Ferry et al., 2003). Elle est dans ce cas d'origine tectonique et marquée corrélativement par une recrudescence des bentonites (couches de cendres volcaniques) et qui souligne la reprise d'activité concomitante des volcans de la cordillère de Sevier.

Fig. 3 - Biozonation comparée des Foraminifères planctoniques et des Ammonites de l'intervalle Cénomanien - Turonien en domaine téthysien (d'après les données de Salaj, 1980 ; Robaszynski et al., 1990, Amedro et Robaszynski, 1993 ; Thomel, 1993 et Gale et al., 1993)

En effet, la partie médiane du Crétacé (-124 à -90 Ma) était une période de grandes manifestations magmatiques, avec une production énorme de larges provinces volcaniques et de dorsales médio-océaniques (Fig.4) (Anderson, 1994 ; Coffin et al., 1994 ; Zhao et al., 2004). A partir de ces données plusieurs auteurs admettent que les émissions du dioxyde de carbone CO₂ volcanique libérés par les larges provinces volcaniques durant cette période du crétacé, ont pu causer le réchauffement exceptionnel du Crétacé supérieur (Tarduno et al., 1998, Zhao et al., 2004) et par la suite provoquer

deux à sept Événements Anoxiques Océaniques (EAOs) durant la partie médiane du Crétacé supérieur (Leckie et al., 2002 ; Zhao et al., 2004). En outre, le paléochamps magnétique durant cette période était d'une manière non caractéristique stable de telle manière qu'il n'a pas changé durant près de 40 Ma (de l'Aptien au Santonien : de -121 à -83 Ma) (Zhao et al., 2004).

Fig. 4 - Les variations relatives temporelles du taux de production de croûtes océaniques au niveau des rides médio-océaniques à cause des activités volcaniques intenses (d'après Jones et

Le Programme de Forage Océanique (ODP : Ocean Drilling Program) et son prédécesseur le Project de Forage dans les Mers Pélagiques (DSDP : Deep See Drilling Project) ont beaucoup contribué à la compréhension des événements crétacés et surtout, ils ont fourni de nombreuses données permettant la reconstitution des conditions et des scénarios déroulés.

1 - Les caractéristiques générales de l'Événement Anoxique Océanique durant la limite Cénomanien - Turonien (EAO-2)

Le concept « Événement Anoxique Océanique » (EAO) en général a été crée par Schlanger et Jenkyns (1976) en définissant deux épisodes majeurs au Crétacé

d'appauvrissement des eaux de fond en oxygène. De telles conditions ont été à l'origine de formation des couches riches en matière organique. Ces événements globalement décelables par les dépôts de Black Shales ont été appelés les « Événements Anoxiques Océaniques » (EAOs) parce qu'ils sont considérés comme des périodes de crise d'oxygène dans des océans relativement chauds (Forester et al., 2002). En effet, Le Cénomanien Turonien représente une période dans l'histoire de la Terre qui est en contraste avec le climat global récent. En général, les paléotempératures et la surface d'inondation maximale durant cette période de temps coïncidaient avec un volcanisme intense et une création de croûte océanique. (Forester et al., 2002).

Schlanger et Jenkyns (1976) ont constaté que le second événement océanique (EAO-2) coïncidait avec la limite Cénomanien - Turonien (Fig. 5). La caractéristique essentielle de cet événement qui le distingue fondamentalement des autres EAOs, est son extension globale à l'échelle planétaire (en Europe, en Afrique, en Amérique, en Australie et en Asie) et sa courte durée (intervalle de temps très court : de 93,5 à 93 Ma, Kuypers et al., 2002).

Fig. 5 - Situation du EAO-2. Comparaison entre la courbe eustatique du niveau marin et la courbe de la
surface de terres emmergées (d'après Jones et Jenkyns, 2001)

Toutefois, la précision chronostratigraphique de cet événement EAO-2 est fort controversée. En effet, des micropaléontologistes et des géochimistes ainsi que des sédimentologues ont fourni de multiples efforts pour mieux cerner cet événement. Muller et al., (1984), dans un rapport de synthèse sur les dépôts pris par le programme international de forage océanique pour la recherche scientifique ODP, ont mentionné que cet événement coïncide avec la zone de Foraminifère planctonique à Whiteinella

archaeocretacea. Cette biozone du passage Cénomanien Turonien est suivie par celle à Helvetoglobotruncana helvetica du Turonien inférieur à moyen (Fig. 6). Robaszynski et al., (1995) avaient aussi situé cet événement dans la zone à Whiteinella archaeocretacea en

Age

Foraminifères Planctoniques

Ammonites

Radiolaires

Niveau marin+

250 aao ,w

_b Séquences

3 ₂nd1

8t(%0)&

2 3 ⁴-4

O (%0)

-3 -2 -1

TOC (%)

0 4.5 9

CénomanienTuronien

^93,5

D. concavata

S. neptuni

UZA - 3

8944

Tu4

90.74 Tu3

Tu2

92.36

Tu1

93.09

Ce5

13C Ç U

EAO-2

M. schneegansi

H. helvetica

C. woollgari

sompedia

Alievium

superbum

um m

_eh

W. coloradoense

M. nodosoides

_91,5

Dorypyle silviae

Guttacapsa biacuta

Ce4

96.15

Ce3

Ce2

Patellula

A. rhotomagense Patellula

nakasekoi

R. reicheli

globotruncanoides

spica

Ce1

97.95

Dorypyle anisa

indiquant cette fois que cette zone intervallaire caractérise le passage Cénomanien - Turonien. D'autres auteurs en se basant sur la répartition des nannofossiles calcaires, le situaient dans la zone à Lithraphidites acutum du Cénomanien supérieur (Muller et al., 1984 ; Balla et al., 1993 ; Bengston, 1996). Arthur et Premoli Silva (1982), indiquent que l'événement anoxique du passage Cénomanien - Turonien dans le niveau Bonarelli en Italie ne dépasse pas le 0,7 Ma. Cette interprétation sera plus tard controversée par Arthur et al., (1990) en signalant que cet événement est de 0,5 Ma (de -91 à -90,5 Ma). Plus tard, Gale et al., (1993) ont débattu cet âge pour dire que l'Événement Anoxique Océanique du Passage Cénomanien - Turonien débute à -94,3 Ma et se termine à -93,5 Ma. Pour ces auteurs la durée de cet événement est de 0,8 Ma et la limite Cénomanien - Turonien se situe alors à -93,5 Ma.

Certains auteurs mettent l'accent sur la paléotopographie et le rôle de la paléogéographie pour expliquer le modèle de dépôt du faciès riche en matière organique du passage Cénomanien Turonien ou Black Shales (Layeb, 1990 ; Layeb et Belayouni 1999) mais pour d'autres ce modèle leur parait insuffisant pour expliquer l'anoxie dans des mers épicontinentales ouvertes (Nzoussi-Mbassani, 2003).

Cet Événement EAO-2 est caractérisé aussi par une grande transgression rapide (Fig. 6). Nzoussi-Mbassani (2003) a mentionné que à part l'influence suggérée par plusieurs auteurs de la productivité organique, cette transgression semble induire à son apogée à la limite C/T une limitation du taux sédimentaire et que l'expansion du domaine océanique (Fig.7) aurait induit un blocage des apports terrigènes loin des bassins sédimentaires

océaniques. Ce qui explique la non dilution de la matière organique par les apports considérables de constituants minéraux.

En ce qui concerne le passage C/T, deux modèles ont été décrits afin d'expliquer les caractéristiques de l'EAO-2 et le dépôt des Black Shales riches en Carbone Organique. Le premier modèle est basé sur le concept de la préservation de cette M.O qui caractérise un milieu relativement euxinique (Rayan et Cita, 1977 ; Bralower et al., 1987, Kuhnt et al., 1990). Ce modèle euxinique évoque la présence de deux couches d'eau à densités différentes, l'une supérieure, donc peu dense et oxique, alors que la deuxième est plus inférieure et anoxique très riche en H₂S. En général, ce modèle nous renseigne sur l'extension de l'anoxie vers les eaux les plus profondes voire même abyssales (Smith et al., 2001 ; Kuypers et al., 2002 ; Nzoussi Mbassani, 2003), vu les teneurs élevées du Carbone Organique Total (COT) dans les forages de l'Atlantique : DSDP, sites 105 et 603B (Kuhnt et al., 1990 ; Kuypers et al., 2000 ; 2002). Le deuxième modèle est basé sur le concept d'une productivité primaire élevée à fin d'expliquer les teneurs élevées de COT dans les Black Shales (Layeb, 1990 ; Layeb et Belayouni, 1989 ; 1999), conformément aux idées de Schlanger et Jenkyns (1976) ; Jenkyns (1980)

La cause de EAO-2 est considérée comme liée aux changements du climat et du niveau marin (Jenkyns, 1980 ; Arthur et al., 1990 ; Huber et al., 1999). Les traits du changement du niveau de la mer autour de la limite Cénomanien - Turonien ont été examinés par plusieurs auteurs (Schlanger et Jenkyns 1976 ; Herbin et al., 1986 ; Haq et al., 1987 ; Hart et al, 1993 ; Lüning, 2001), mais la relation exacte entre le changement du niveau marin et les autres processus paléogéographiques pendant cette limite est encore controversée. Cela vient de la difficulté de la reconstitution des changements du niveau marin à une échelle de temps de l'ordre de 100 ka (Yasukochi et al., 2001). En effet, ces auteurs ont déduit que le niveau Oyubari (à Hokkaido, au Japon, d'âge Cénomanien supérieur à Turonien inférieur) représente une séquence à intercalations de petits niveaux turbiditiques d'épaisseur centimétrique et que la fréquence de ces turbidites sont de périodicité de l'ordre de 1000 ka, 100 ka, 40 ka et de 20 ka coïncidant avec les cycles de Milankovic. L'intervalle de la limite Cénomanien - Turonien a été aussi étudié dans le Site 1050 à Blake Nose (Océan Atlantique) par Huber et al., (1999) et par Bellier et al., (2000).

Fig. 7 - modèle conceptuel montrant que les activités hydrothermales liées à l'expansion des croûtes
océaniques peuvent induire des EAOs (d'après Jones et Jenkyns, 2001)

Grande expansion de croûte océanique et peut être flux intense de CO₂ volcanique

Dans ce travail, les auteurs se sont appuyés sur les résultats de l'analyse des isotopes stables de foraminifères planctoniques et benthiques non altérés (Huber et al., 1999). Ils ont constaté une baisse importante des valeurs de ?¹⁸O des Foraminifères benthiques indiquant une élévation importante des paléotempératures des eaux bathyales (Fig.8). En

effet, ils ont estimé que la paléotempérature de ces eaux bathyales était déjà élevée (15°C) avant la limite C/T. Néanmoins elle atteignit approximativement 19°C au niveau de l'événement EAO-2. Ce réchauffement des eaux profondes ne paraît pas être influencé par les températures de l'eau de surface alors qu'un effet de serre s'était propagé à travers les eaux de fond. Ainsi, ces auteurs suggèrent que le réchauffement a pu être responsable de l'extinction des genres de Foraminifères planctoniques de subsurface tel que Rotalipora (Huber et al., 1999 ; Bellier et al., 2000) et que la sédimentation du carbone organique, pendant l'Événement EAO-2, a séquestré le CO₂atmosphérique et a initié un effet de serre inverse (Clarke, 2003).

Fig. 8 - Réchauffement global des eaux océaniques au passage Cénomanien - Turonien

En outre, la limite Cénomanien - Turonien a été abordée aussi sur le plan chimiostratigraphique (Accarie et al., 1999) et isotopique concernant les isotopes légers 13C et ¹⁸O (Schlanger et al., 1987 ; Hart et al., 1993).

Fisher et al., (2003) ont réalisé une analyse géochimique et isotopique des Foraminifères des sédiments de l'intervalle Cénomanien - Turonien provenant du Site ODP 762. Ils ont mis en évidence l'enregistrement de l'événement EAO-2 dans cette région et ont confirmé sa liaison d'une part avec un réchauffement global (selon les données de ä¹⁸O) et d'autre part avec une productivité primaire élevée (selon les données de ä¹³C). Keller et al., (2001) en se basant sur la lithologie, les isotopes stables et les foraminifères planctoniques de la coupe de Eastbourne en Gun Gardens (Angleterre Sud-Est), ont indiqué que l'intervalle du passage C/T est marqué par une élévation du niveau marin . Les auteurs ont constaté aussi que l'augmentation des valeurs de ?¹³C déterminant une productivité primaire, caractérise un intervalle de temps assez long débutant de la zone à Rotalipora

cushmani et couvrant toute la zone à Whiteinella archaeocretacea. Cette augmentation de la productivité a fort influencé le comportement des foraminifères planctoniques. Ainsi, ces auteurs ont distingué deux phases de renouvellement faunistique (I et II) qui ont coïncidé avec les pulsations positives du ?¹³C. La première pulsation de ?¹³C (augmentation de 1,8 %o) coïncide avec l'extinction des Rotalipores qui vivent loin de la ligne de rivage vers le large et l'abondance des espèces d'Heterohelix tolérant un faible taux d'Oxygène. Selon ces auteurs ceci serait en liaison avec une baisse du niveau marin simultanée à une augmentation de la productivité et une expansion de la zone à oxygène minimum. La deuxième phase coïncide avec la disparition de presque 50% des assemblages de Foraminifères planctoniques, au profit des habitants de surface (Guembelitria et Whiteinella), qui serait en liaison avec l'augmentation de la productivité primaire et l'expansion de la zone à oxygène minimum associées à un réchauffement climatique.

D'après ces mêmes auteurs, cette seconde phase de renouvellement faunistique est stratigraphiquement corrélée avec l'Événement Anoxique Océanique global (EAO-2) en Italie (le niveau de Bonarelli) et en Tunisie (la Formation Bahloul), alors que la première phase se corrèle avec les premiers niveaux riches en matière organique dans la partie supérieure de la zone supérieure de Rotalipora cushmani de ces régions.

Pour Arthur (2003), l'augmentation isotopique de ä¹³C n'est pas clairement correlable ni avec le dégazage du CO2 volcanique ni avec la libération du méthane

De même, pour Bralower (2003), l'événement EAO-2 enregistré dans les sédiments du Site 174AX (du forage ODP) ne serait pas lié à la dissociation de l'hydrate du méthane, qui a pu épuiser l'Oxygène dans le fond des océans.

Biostratigraphie de haute résolution des foraminifères planctoniques du passage Cénomanien - Turonien et impact de l'événement anoxique EAO- 2 sur ce groupe dans la marge sud de la Téthys. Exemple des régions de Jerissa et Bargou en Tunisie

PREMIÈRE PARTIE :

INTRODUCTION GÉNÉRALE

I - Généralités

1 - Les caractéristiques générales de l'Événement Anoxique Océanique durant la limite Cénomanien - Turonien (EAO-2)