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LES CLIMATS DU CRETACE PROGRAMME Lundi 1er Décembre 2008 9h30 – 10 h. Accueil des participants : Danièle Groshény, Emmanuelle Pucéat, Jean-François Deconinck 10h - 10h20 : FESNEAU C., DECONINCK J.F., COMPANY M., JOACHIMSKI M., PUCEAT E. & TAVERA J.M.- Enregistrement des changements climatiques dans le bassin bétique au Valanginien. 10h20 - 10h40 : WESTERMANN S., FÖLLMI K. B., ADATTE T., MATERA V., FLEITMANN D., FIET N., PLOCH I. & DUCHAMP-ALPHONSE S.- Palaeoredox and palaeoclimatic changes associated with the Valanginian carbon isotope event. 10h40 - 11h00 : GRESSIER V., MINOLETTI F., EMMANUEL L. & RENARD M.- Influence de la variabilité des populations de producteurs pélagiques sur l’enregistrement par le carbonate total des fluctuations isotopiques au cours de l’évènement Valanginien (Weissert event). 11h - 11h20 : BONIN A., PUCEAT E., VENNIN E., MATTIOLI E., MASSE J.P., PITTET B., JOACHIMSKI M. & CAPPETTA H.- Variations des températures marines à partir du δ18O de dents de poissons et de rudistes : exemple d'un bassin et d'une plate-forme du Valanginien de l'Ouest de la Téthys. 11h30 : Conférence : Valanginian and Aptian C-isotope excursions similarities , differences. par Helmut WEISSERT ---------- Pause déjeuner ---------14h30 - 14h50 : ADATTE T., MORT H., FÖLLMI K.B., KELLER G., GERSTCH B. & BERNER Z.- Evidences of a significant climatic change through the CenomanianTuronian OAE2. 14h50 – 15h10 : DESMARES D., GROSHENY D. & BEAUDOIN B.- Calage temporel à haute résolution des modifications environnementales au passage Cénomanien-Turonien dans le bassin du Western Interior. 15h10 – 15h30 : BOMOU B., ADATTE T., FÖLLMI K. B., MATERA V., HUANG Y., CARON M. & FLEITMANN D.- Phosphorus, Carbon and Traces Elements accumulations during the Cenomanian-Turonian OAE2 in Tibet, reveal anoxic conditions? 15h30 – 15h50 : FERRY S., GROSHENY D., CHIKHI F. & JATI M.- Pulsations tectoniques globales dans l’intervalle Cénomanien-Campanien. Liens avec le volcanisme et le climat ? ----------Pause café – Posters---------- 17h - 17h20 : THIRY M., SIMON-COINÇON R. & SCHMITT J.M.- Influence de la teneur en CO2 de la paléoatmosphère sur le développement des grandes altérations crétacées : approche par la simulation géochimique. 17h20 - 17h40 : YANS J., DUPUIS C., DEJAX J., BARBIER F., SPAGNA P. & QUESNEL F.- La kaolinite comme marqueur climatique au Crétacé inférieur ? L’exemple des sédiments à faciès wealdien du Bassin du Wessex (Royaume-Uni), du Bassin de Mons (Belgique) et du Boulonnais (France). 17h40 – 18h00 : SCHNYDER J., BAUDIN F. & DECONINCK J.F.- Distribution de la matière organique dans des faciès lacustres et lagunaires du Berriasien (Durlston Bay et Lulworth Cove, Dorset, Angleterre) : une réponse paléoenvironnementale locale à un forçage climatique « global ». Mardi 2 Décembre 2008 8h30 – 8h50 : BOMOU B., PUCEAT E., DECONINCK J.F., AMEDRO F., MAGNIEZJANNIN F., QUILLEVERE F., & JOACHIMSKI M.- Utilisation comparée du δ18O des dents de poissons, des bélemnites et des foraminifères pour l'estimation des paléotempératures marines du Crétacé. Exemple de la coupe albienne de Wissant (France). 8h50 - 9h10 : MASURE E. & VRIELYNCK B.- Comment estimer les limites de température de vie du microplancton cénozoïque et mésozoïque: une proposition. 9h10 - 9h30 : GIRAUD F., REBOULET S., Mc ARTHUR J.M. & CARPENTIER A.- The Mid-Cenomanian event in southeastern France : evidence from geochemical and paleontological data. 9h30 - 9h50 : FRANCOIS E. - How spatangoid urchins cope with climate changes? A lower cretaceous case-study (Toxaster and relatives, Berriasian-Aptian). 9h50 - 10h10 : MASURE E. & VRIELYNCK B.- L’asymétrie du gradient de température des eaux océaniques superficielles sous un climat à effet de serre : le témoignage des kystes de dinoflagellés de l’Albien terminal. 10h10 - 10h30 : STEIN M., ADATTE T., MATERA V., FLEITMANN D., FIET N. & FÖLLMI K. B.- Environmental change near the Barremian/Aptian Boundary : the Rawil member of the Swiss helvetic Alps. ----------Pause café – Posters---------- 11h : Assemblée générale du Groupe Français du Crétacé 12h30 : Clôture de la réunion thématique. . ~ ~ CALAGE TEMPOREL A HAUTE RESOLUTION DES MODIFICATIONS ENVIRONNEMENT ALES AU PASSAGE CENOMANIEN-TURONIEN DANS LE BASSIN DU WESTERN INTERIOR '. .. ... Delphine DESMARES , Damèle GROSHENY & Bernard BEAUDOIN . Departmentof Geologyand PetroleumGeology,University of Aberdeen,King's College,AberdeenAB24 3UE, Scotland,UK, [email protected] .. UniversitéLouis Pasteur,Ecole et ObservatoiredesSciencesde la Terre,UMR 7517, 1 rue Blessig,F67084 StrasbourgCedex,France,[email protected] Ecole desMines de Paris,60, BoulevardSaintMichel, F75272Pariscedex06, France ... Au passage Cénomanien-Turonien, cinq horizons pluridécimétriques de cendres volcaniques altérées, formant des lignes isochrones indépendantes des modifications environnementales, ont été corrélés à travers la majeure partie du bassin nord américain du Western lnterior sur plusieurs millions de km2. Cette particularité a permis de définir un cadre chronostratigraphique à haute résolution, parfaitement contraint, dans lequel les autres signaux stratigraphiques (litho-, bio- et chimio-) ont été intégrés. Les corrélations des niveaux de bentonites, suivant deux transversales (d'est en ouest: de Lohali Point en Arizona à Elm au Kansas; et du nord au sud: de Hot Springs au Dakota du Sud à Carthage au Nouveau Mexique) ont non seulement permis de confirmer les corrélations régionales banc à banc, mais aussi de révéler des lacunes dans l'enregistrement sédimentaire. L'intégration de ces hiatus ainsi que des données bio- (foraminifères planctoniques et benthiques) et chimiostratigraphiques (013Cet 0180) au cadre chronostratigraphique permet de contraindre très finement les différents événements qui ont marqué l'intervalle Cénomanien-Turonien dans le bassin du Western lnterior et, par suite, de rendre compte de leur extension (locale à régionale, voire globale). Ainsi, les données biostratigraphiques acquises à haute résolution sur les foraminifères planctoniques démontrent le diachronisme, à l'échelle du bassin, des dernières et premières occurrences des espècescarénéesRotalipora cushmani et Helvetoglobotruncana helvetica qui bornent la zone d'extension partielle à Whiteinella archaeocretacea. Si cette dernière est extrêmement réduite au centre du bassin, à Pueblo (Colorado), avec une durée inférieure à 50000 ans; elle atteint en revanche plus de 350 000 ans sur la bordure orientale stable (Desmares et al., 2007). La variabilité de l'extension de la zone à W archaeocretacea doit être dictée par des fluctuations paléocéanographiques plus ou moins régionales et/ou due à un biais d'enregistrement lié à la raréfaction des espèces-index spécialiséesdans la tranche d'eau, suite au renforcement de l'anoxie. En revanche, d'autres événements biologiques, plus brefs, comme la prolifération de foraminifères benthiques à forte affinité téthysienne ou encore comme l'événement à Heterohelix ont été mis en évidence au Cénomanien supérieur (Desmares et al., 2007). Ceux-ci sont synchrones à l'échelle du bassin. Reconnus dans d'autres domaines paléogéographiques, ils indiquent des modifications environnementales globales. L'événement de la «zone à benthiques », d'une durée de 200000 ans, aussi identifié dans d'autres secteurs comme le Plateau de Demerara (Friedrich et al., 2006) ou encore le Bassin angloparisien (Paul et al., 1999), est systématiquement associé à une forte augmentation des valeurs du 0180 et à une baisse des valeurs du 013C(e.g. Morel, 1998; Paul et al. 1999; Desmares et al., 2007). De fortes teneurs en manganèse ont également été mesurées au sein de cet intervalle dans le bassin du Western lnterior (Morel, 1998). Ce bref événement est interprété comme une phase de re-oxygénation des eaux de fond au cœur de l'événement anoxique océanique. Un tel bouleversement océanographique est sans doute lié à un bouleversement climatique (refroidissement). La confrontation des données biologiques et isotopiques acquises dans le bassin nord américain aux courbes de variations du niveau marin de Matthews et Frohlich (2002) et d'insolation de Laskar et al. (2004) renforce cette hypothèse; la« zone à benthiques» serait contemporaine d'une baisse du niveau marin et d'une diminution de l'insolation. 9 - ~---~ D'autres modifications morphologiques chez les foraminifères planctoniques pourraient signer des changements paléocéanographiques. Si l'étude du sens d'enroulement permet une approche phylogénétique (Desmares et al., 2008), celle-ci pourrait souligner des modifications environnementales. Ainsi, des travaux préliminaires sur l'évolution du sens d'enroulement des populations de formes globuleuses (Whiteinelles et Hedbergelles) autour de la limite CénomanienTuronien témoigneraient, en accord avec les isotopes stables, de changements climatiques. REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES DESMARESD., GROSHENY D. & BEAUDOIN B. (2008). - Ontogenyand phylogeny ofUpper Cenomanian rotaliporids (Foraminifera),Marine Micropaleontology,69, 91-105. DESMARES D., GROSHENY D., BEAUDOIN B., GARDIN S. & GAUTHIER-LAF A YE F. 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This perturbation coïncides with a widespread eutrophication of marine ecosystemsassociatedwith important platform drowning events, associatedwith a crisis of carbonate producing biota (Fôllmi et al, 1994; Erba et al., 2004). Greenhouseconditions, characterised by high atmosphericpCOz levels, are often referred to as the cause of these paleoenvironmental changes. The Paranâ-Etendekacontinental flood basalts, which initiated at about 137 Ma, with a paroxysm phase at about 133-131 Ma, may have been a source for increasedpCO2 in the ocean-atmospheresystem (Li ni et al., 1992; Weissert et al., 1998; Erba et al., 2004). It would have triggered acceleratedhydrological cycling, increasedweathering, higher terrigenous/ nutrient transfer rates to oceans,indirect fertilization of coastal environments, and thus, changesin carbonate palaeoproductivity (Lini et al., 1992; Weissert et al., 1998). However, high resolution Valanginian climate changes and subsequentweathering are poorly documented,and findings from the last decade(dropstones, glendonites, stable isotope evidences mainly; Kemper, 1983; Frakes et al., 1995; AIley and Frakes, 2003; Stoll and Schrag, 1996) question the hypothesis of a durable and equally warm climate, further supporting episodes of cool conditions (icehouse). Moreover, the causes and the consequencesof such events remain still poorly understood since they are related to complex mechanisms inferred from climates but also, from sea-level changes,tectonic, and volcanism. The used herein multiproxies approach is focused on high-resolution C-isotope stratigraphy and bulk and clay mineralogies in order to assessthe changesin weathering processesand terrigenous fluxes due to climate and sea-ievei variations. The Angles section is ideal for this study since it is located in the hemipelagic realm of the Vocontian Basin, and consists of a continuous sedimentation with a mixed siliciclastic-carbonate system (mari-limestone altemations). It off ers a good opportunity to establish a detailed carbon isotope stratigraphy based on carbonates, and combine it with mineralogical records, without any artefacts induced by unconformities. Due to its abundance of macro- and microfossils, the Angles section is weIl dated by ammonoids, calcareous nannofossils, and calpionellids (Bulot and Thieuloy, 1994; Reboulet and Atrops, 1999; Gardin et al., 2000; Allemann and Remane, 1979). The study focuses on the bulk marly-interbeds and is thus based on an almost homogeneous lithology, easily correlated to the calcareousnannofossil and ammonite biostratigraphies. AlI the data have been placed in the local, regional and global palaeoenvironmental histories, documented by previous lithological, stratigraphical, diagenetic and geochemical contexts. Since geochemical and mineralogical data are rather sensible to diagenetic processes,a particular attention has been made to identify the respective palaeoenvironmental and diagenetic influences on the proxies. The preservation of the C-isotope signal obtained at the Angles section during the Valanginian time interval has already been discussed by Duchamp-Alphonse et al. (2007). The authors relate no significance diagenetic overprint of the 813Ctrends since they can be weIl correlated with those found on similar age sections in Mexico, Switzerland, France, Italy, and the westem-north Atlantic. This result is therefore supported by the absence of co-variance trends of 813Cversus 8180. A principal component analysis (PCA) performed on the bulk material indicates that it corresponds to an homogeneous mixture of terrigenous-detrital material and different amount of biogenic carbonate end members (DuchampAlphonse, 2006). ln the Vocontian basin, studies published on the clay mineraI distribution of Mesozoic series document an increasing diagenetic overprint eastern ward in relation with Alpine orogeny (Deconinck and Chamley, 1983; Ferry et al., 1983). This implies the usuaI replacement of smectite by chlorite and illite in the calcareous-beds and the marly-interbeds respectively, with depth of burial (Deconinck and Chamley, 1983; Levert, 1991; Deconinck, 1993). However, at the Angles section, the diversity of the clay minerais and the lack of any continuous change in clay mineraI composition from the bottom, upward section (e.g. of the 240 m-thick section), suggestthat the clay mineraI diagenesisdriven by burial effects was probably moderate, and that relative variations of the mineralogical content are mainly of detrital origin (Kisch, 1983; Chamley et al., 1997). The twice punctual appearanceof smectite reaching as high as 26% and 45% of the assemblagesin the Stephanophorusand the Radiatus ammonite zones respectively support such an interpretation. Such a deduction is a priori unexpected for a Valanginian sedimentary serie of the eastern part of the Vocontian Basin, but this result is in agreement with several other data from the section (well-preserved stable isotope signature and calcareous nannofossils abundance (Duchamp-Alphonse et al. 2007); clay mineraI data from the Hauterivian Barremian (Godet et al., 2008). It suggeststhat geochemical and mineralogical data of the Angles section have not suffered strong diagenetic overprint. Their trends can reasonably be used as paleoenvironmental proxies. At the Angles section, the distinct trends occurring in the bulk and clay mineralogies from the marIs are interpreted as reflecting the variations in the weathering environment that existed in the source areas of the Vocontian Basin. During the Valanginian time interval, the weathering environment is the mainly interactive result of the climate and the sea-level changes.The later are weIl defined at the Angles section by Arnaud-Vanneau et al. (1982). Through a sequence stratigraphy study of the section, the authors recognize sea-level fluctuations of major importance during the Lower Valanginian (Pertransiens to Stephanophorusammonite Zones), while the Upper Valanginian is rather characterized by a durable and equally highstand sea-level. Most especially, the Pertransiens ammonite Zone is marked by a major sea-level regression and the Stephanophorus ammonite Zone is associated to a major sea-level transgression. Such an interpretation is further supported by the mineralogical data obtained in this study since these significant sea-level variations recorded during the Lower Valanginian, correlate well with the calcite/detritus ratio (ratio interpreted as a useful index for sea level variations (Adatte et al., 2002). During the Pertransiensammonite Zone, the important marine regression is associatedto a sharp drop of the,calcite/detritus ratio from 3.0 to 1.2. This evolution testifies for a sharp diminution of the calcite proportion relative to the terrigenous inputs and suggests a more proximal terrigenous source, and shallower conditions (Adatte et al., 2002). This trend reflects a Tigeof the continental erosion during a lowstand sea-level. During the Stephanophorus ammonite Zone, the major marine transgression is accompaniedby a relative Tigeof the calcite/detritus ratio from 1.2 to 2.8. This distribution depicts a more distal terrigenous source, and a deeper environment at the Angles section. This trend relates legs terrigenous material transfers to the Angles section, during a time of relatively high sea-level. Thus, during the Pertransiensto Stephanophorusammonite Zones (Lower Valanginian), the distribution of the detrital material from the Angles section is mainly influenced by second order sea-level changes while climatic influence is of minor importance. Contrary to the Pertransiens - Stephanophorus ammonite Zones, the Inostranzewi - Radiatus ammonite Zones (uppermost Lower Valanginian and Upper Valanginian) are characterized by a durable and an equally highstand sea-ievei (Amaud- Vanneau et al., 1982). ln that case, differential detrital transfers due to sea-level changesare Dot significant, and the mineralogical variations are mainly triggered by palaeoclimatic variations. Since the analysis of clay mineraI ratios provides a clearer record of the climate variations than the evaluation based on single mineraI contents, interpretations are mainly based on the kaolinite/(illite+chlorite) ratio. It is completed by observations dealing with the occurrence vs 12 absenceof smectite. Kaolinite mainly forms under highly hydrolytic weathering reactions in warIn humid climates (Chamley, 1989). Mica and chlorite are the common byproducts in cool to temperate and dry conditions with low hydrolysis (Chamley, 1989). ln the same way, abundant illite signifies minimum hydrolysis in either cold or dry conditions. ln that way, the variations of the kaolinite/(illite+chlorite) ratio will depict fluctuations between two climatic poles: a warm humid climate and a cool to temperateand dry climate. At last, the relationship between smectite formation and climate is more debate but probably, the most favourable conditions are those in which a warIn climate alternatesbetween pronounced arid seasons and legs pronounced (or shorter) humid seasons(Chamley, 1989). The presenceor absenceofsmectite at the Angles section will thUg allows us to be more detailed on the climatic conditions. According to the Ô13Cstratigraphy and the vertical distribution of bulk and clay mineralogies, two successivezones can be distinguished in the Inostranzewi - Radiatus ammonite Zones: The zone 1 ranges from the Inostransewi to the Verrucosum ammonite Zones. Of moderate thickness, it depicts the most striking feature of the Cisotope and mineralogical evolutions. The bulk rock C-isotope stratigraphy, measured at the Angles section shows similar shape to those found on similar age sections around the world. It depicts a positive excursion of amplitude of + 1.5%0. This isotopic signature corroborates a graduaI decrease of the carbonate/detritus ratio fraction (from 2,2 to 1,2), and a marked increase of the kaolinite/(illite+chlorite) ratio (from 0,18 to 0,95). Smectite is absent. These results testify for of a high terrigenous input, under an equally humid and warIn climate. Since the kaolinite/(illite+chlorite) ratio as weIl as the kaolinite content reach their highest values (0,95 and 42% respectively) during the Ô13Cpeak, it is assumed that the paroxysm of the C-isotope excursion corroborates the most humid and the warmer conditions of the (Upper) Valanginian time interval. The zone 2 corresponds to the Verrrucosum-Radiatus ammonites Zones. It bas a large depth range and is marked by relatively high C-isotope values, slightly decreasing.It is characterized by various amount of detrital materials and thug variations of the carbonate/detritus and kaolinite/(illite+chlorite) ratios. These patterns are interpreted as reflecting an overall unstable climate. However, some long-term general trends can be highlighted regarding the clay mineralogical distribution. They are characterized by i) the recover of fairly abundant illite that reaches its highest values (77%) in the Radiatus ammonite Zone; ii) the general decrease of the kaolinite (from 40% in the Verrucosum ammonite Zone to 16% in the Radiatus ammonite Zone); as weIl as iii) the reappearanceof the smectite in the Verrucosum ammonite zone, reaching 45 % of the clay assemblagesin the Trinodosum and Radiatus ammonite Zones. These mineralogical patterns probably reflect a period ofunstable climate, taken part of an overall chain of feedback mechanisms induced by the strong greenhouse conditions previously recorded (Inostransewi - Verrucosum ammonite Zones). These general "forced" feedbacks would enable the atmosphere-oceansystem to weaken these greenhouseconditions and thug to return to more stable conditions. RÉFÉRENCESBIBLIOGRAPHIQUES ADA1TE T., GERTA K., STINNESBECKW. 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LIENS AVEC LE VOLCANISME ET LE CLIMAT? SergeFERRY*, Danièle GROSHENY**, Fettouma CHIKHI *** & Mohamed JATI** * Université CI. Bernard,Lyon 1, Géologie,UMR 5125,43 Bd du Il Novembre,F 69622 VilleurbanneCedex ** UniversitéLouis Pasteur,EOST, UMR 7517,1 rue Blessig,F 67084 StrasbourgCedex *** Universitédes Scienceset de la TechnologieHouari Boumédienne,Départementde Géologie,Bab Ezzouar, Alger, Algérie Vers la limite Cénomanien-Turonien (CfT), une forte hétérogénéité séquentielle, enregistrée à l'échelle globale, pendant le développement de l'anomalie positive en Ô13Cau Cénomanien terminal (Jati, 2007) est suivie d'une période considérée comme une période de relaxation des contraintes, avec un ennoyage cette fois synchrone de toutes les marges de bassins étudiées. Le Turonien supérieur est une deuxième période de crise, avec un enregistrement séquentiel très hétérogène, également à l'échelle globale. La «charte eustatique» (Haq et al., 1987), même amendée plus tard, est une nouvelle fois mise en défaut pendant ce court intervalle. Comme pour l'épisode précédent, la crise séquentielle est suivie d'une uniformité de la reprise coniacienne de l'accommodation dans tous les bassins (sous des faciès de dépôt différents), uniformité à nouveau interprétée comme le signe d'une période de relaxation des contraintes inter-plaques. Un troisième épisode de même nature est enregistré sur le plan sédimentaire au Santonien supérieur, suivi par une nouvelle phase de relaxation au Campanien inférieur. Dans le domaine téthysien, la totalité de l'intervalle est marqué par le changement de déplacement de l'Afrique par rapport à l'Europe qui, d'Ouest-Est, devient, à partir du Santonien, nettement Sud-Nord (Bosworth et al. 1999). Les données sédimentaires des marges sud et nord de la Téthys semblent donc enregistrer ce mouvement de rotation qui procède, non pas de façon régulière, mais par crises successives suivies de périodes de repos où la subsidence des marges reprend. De plus, l'analyse séquentielle des remplissages sédimentaires des bassins, à plus grande échelle, montre que ce processussyncopé se retrouve aux mêmes moments en dehors du domaine téthysien, par exemple dans le bassin intérieur nord-américain. La crise CfT s'accompagne d'une flexuration accentuée du bassin intérieur américain. La marge africaine nord-atlantique (Maroc) a tendance à s'inverser temporairement en provoquant un mouvement de bascule de la partie orientale du craton (Algérie, Tunisie), La trans-tension s'accentue dans le bassin subalpin français où l'hétérogénéité séquentielle est particulièrement forte à petite écbelle d'espace, etc. Dans le bassin intérieur nord-américain, une recrudescence du volcanisme explosif dans la chaîne de Sevier, révélée par les nombreux niveaux de bentonites (Kauffman 1984) du bassin du Western Interior qui se creuse, accompagne la crise. L 'hétérogénéité séquentielle du Turonien supérieur, constatée sur les deux marges sud et nord de la Téthys (Ferry et al. 2007), est corrélée avec une crise tectonique dans tout le système alpin s.l. : mouvements verticaux localisés importants dans le bassin subalpin français, phase «anté-Gosau» dans les Alpes centrales suivie d'une reprise de sédimentation coniacienne, inversion tectonique dans l'offshore israélien (Gardosh & Druckman 2006), ennoyage définitif de la plate-forme levantine préfigurant la collision est-téthysienne. Là encore cette crise est corrélée avec une recrudescencedu volcanisme au large du système (niveaux de bentonites des bassins boréaux ouest-européens, Deconincket al. 2007). Dans le bassin intérieur nord-américain, la flexuration cette fois ne reprend pas; c'est plutôt une relaxation qui s'opère, vidange partiellement le bassin, décale les prismes sableux côtiers et provoque le creusement de vallées incisées sur sa marge ouest. Le passage Santonien-Campanien marque une crise majeure, semble-t-il de durée assez courte, dans le système compressif alpin : vidange définitive de la fosse vocontienne subalpine W-E et réorganisation paléogéographique de type «alpin» terminée au Campanien inférieur, plis antécampaniens du Dévoluy sur linéament décrochant, ennoyage brutal du Briançonnais alpin avec lauzes turbiditiques campaniennes noyant une surface d'érosion majeure. Cette fois, rien n'est bien marquant au plan séquentiel sur l'ensemble de la marge téthysienne africaine où le Campanien est marqué par un nouvel approfondissement, modéré, dans tous les bassins après la tendance globalement régressive 15 ,éc. ~'",.. i -- - . santonienne. Les données disponibles suggèrent donc que la tectonique ne soit pas un processus continu mais procède de façon discrète, sur des cycles à moyenne période; ceux-ci sont souvent interprétés en stratigraphie séquentielle comme des cycles «eustatiques ». Mais les données sédimentaires - et notamment séquentielles - sont encore trop disparates dans beaucoup de bassins mondiaux pour mettre en évidence des lois générales permettant, entre autres, de vérifier ce concept d' eustatisme à moyenne période utilisé par les stratigraphes séquentiels, ou de le remplacer par un mécanisme global purement tectonique, comme le montre le cas du passageCff. Cette synthèse montre qu'il existe probablement un lien entre séquences de dépôt sur les marges, crises tectoniques, crises volcaniques et, peut-être, crises géochimiques. Différentes questions se posent. 1. Y a-t-il également un lien avec le climat via le volcanisme, comme pour le refroidissement Turonien supérieur mis en évidence dans différents bassins (Voigt & Wiese 2000, Bornemann et al. 2008), refroidissement qui, semble-t-il peut être corrélé avec la crise tectonique évoquée plus haut? P.R. Vogt (1979) l'avait suggéré en mettant en correspondance, au Miocène moyen, une recrudescence de l'activité des principaux points chauds et du volcanisme explosif de subduction avec une détérioration climatique majeure. Ou bien le climat terrestre est-il principalement contrôlé par les variations d'activité solaire? 2. Les deux mécanismes, interne et externe, se superposent-ils au cours des temps, avec pour résultat de compliquer l'analyse? Cette synthèse plaide en faveur des études intégrées. .' REFERENCESBIBLIOGRAPHIQUES BORNEMANN A., NORRIS R.D., FRIEDRICH O., BECKMANN B., VOGEL J., SCHOUTEN S., SINNINGHE DAMSTE J.S., HOFMANN P. & WAGNER T. (2008): Isotopic evidencefor glaciationduring the Cretaceoussupergreenhouse. Science,319,185-192. BOSWORTH W., GUIRAUD R. & KESSLER L.G. (1999).- Late Cretaceous(ca. 84 Ma) compressive deformationof the stableplatform ofnortheast Africa (Egypt): Far-field stresseffectsof the "Santonianevent" andorigin of the Syrian arc deformationbelt. 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Michael * Universitéde Bourgogne,UMR 5561 CNRSBiogéosciences, 6, BoulevardGabriel, 21000Dijon. ** Adresseactuelle: Université Henri Poincaré,UMR 7137 CNRS LIMOS, Boulevard des Aiguillettes, BP 239, 54506Vandœuvre-Lès-Nancy * * * Universitéde Grenade,Departamentode Estratigraflay Paleontologfa,18002Granada,Espagne * * * * Universitéd'Erlangen, Institute of Geologyand Mineralogy,91054ErlangenAllemagne' Une succession de modifications de l'environnement s'est produite au Valanginien, en particulier une crise de la biocalcification, une importante excursion positive du a13c et une période de refroidissement global (Pucéat et al., 2003, Erba et al., 2004). L'enchaînement des événements n'est pas encore clairement établi malgré de nombreuses études réalisées sur cet étage. L'objectif de notre travail était donc d'apporter de nouvelles données afin de préciser les changements environnementaux et de mieux comprendre leur chronologie et leur enchaînement. Pour répondre à la problématique, notre intérêt s'est porté sur les sédiments valanginiens du bassin bétique dans la zone subbétique. La méthodologie a consisté en l'étude des assemblages argileux et en la reconstitution des paléotempératures du Valanginien grâce à la mesure de la composition isotopique des rostres de bélemnites. Les coupes étudiées se situent dans la zone subbétique externe, plus précisément dans la région de Caravaca-Cehegin. Une partie des coupes se situe dans la sierra de Quipar et au niveau du Rio Argos. La sédimentation correspond à des alternances marnes-calcaires. Les coupes sélectionnées sont d'abord datées grâce aux ammonites puis corrélées sur ces basesbiostratigraphiques Les assemblages argileux des sédiments du bassin bétique sont composés majoritairement de kaolinite, d'illite, et d'interstratifiés illitelsmectite (IlS) avec des traces de chlorite ou de vermiculite/ smectite (Fesneau, 2008). L'étude de la minéralogie des argiles des sédiments du Bassin Bétique permet de mettre en évidence des évolutions identiques entre les coupes de coupes de la Sierra de Quipar et du Rio Argos. Une augmentation des teneurs en kaolinite, associée à une diminution des teneurs en Ils est observable dans les sédiments à la fin de la zone à Pertransiens, pendant les zones à Campylotoxus et Verrucosum et au sein de la zone à Peregrinus. Les baisses du niveau marin enregistrées au Valanginien semblent être synchrones avec les haussesde kaolinite mesurées (Haq et al., 1987; Hardenbol et al., 1998; Gréselle, 2007). Ces augmentations peuvent s'expliquer par un rer:naniement de couvertures pédologiques riches en kaolinite ou une plus grande proximité des sources d'apports. Afin de reconstituer les paléotempératures du Valanginien des bélemnites furent récoltés dans les cordillères Bétiques. Des échantillons furent prélevés sur chacun des individus, pour analyser les isotopes stables du carbone et de l'oxygène. Les valeurs du a13c montre une excursion positive commençant dans la zone à Campylotoxus. A partir des valeurs a180 des températures furent calculées en admettant un a180seawater de -1%0. Il semblerait qu'un refroidissement important se produise dans la sous-zone à Biassalense. Celui-ci se poursuivrait, avec une ampleur moindre, jusqu'au sommet de la zone à Peregrinus, pendant le maximum de l'excursion positive en a13c (figure 1). . Pour conclure un scénario peut être avancé pour expliquer ces changements environnementaux au Valanginien. Le refroidissement et l'excursion positive semblent liée à une augmentation de la productivité possiblement imputables à du volcanisme (volcanisme explosif, Paranà- Etendeka ?) et au glacioeustatisme. 7 - Sous-zone Zone à à ammonite ammonite Etage 12 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Ligatus = Sayni Nodosoplicatum . l , l , , , ~.. l , , , 1 . ,e .' 1 - 1 l .~ ,. 1 1 ~ Loryi = ": '.. Co = ri) = .. .= .~ = ,. 1 , " "; :> Pronecostatuml 8 8"" 1 , , , , , , , , , :. . , ~ l , 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 .: 1 . ~Il . '-1 ~ . Alpillensis 1. 1 -j-; cl Picteti Paramimounoum , ~ "4- , .J.l- J, , , , , Otopeta Boisseri 1 1 1 -1 ,. . . ;' " 1 1 : ertranslens , , , , , , 1 1 i, .c",",", P °E .. ~ -'" , , , ~ '= 'Si! = = '; :;.. = .. o~ ~ . , , , , , Campylotoxus 1 -.J: 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 . ,. :::ampylotoxu1 1 ~, . " Ven-ucosum Biassalense . 1 l Verrucosum 1 ~ :. 1 8 1 ... ! 1 ! 1 1 1 1 Peregrinus Peregrinus "j i, ;, " , , , , "1 , . Nicklesi .. ~ -1 ' . 1 ... ... = ~ 'C .~ ... .5 = , , , , , , . 1 ~i1-""j JI~ 1 1 1 1 1 1 1 ,, Furcillata Er 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 l ~ :-J " , - 1 ""T:""""l ,.;-J , 1 1 8, , , , Radiatus E , 1 1 1 1 1 l 24 22 1 1 ""1 ,..J:' 20 1 1 1 e' 1 1 Balearis c .. .~ 'C .. ... = = , .11 Ohmi Température (OC) 16 18 14 1 1 1 1 1 l , , , (" , 1 ri ,~d . . Notreétude McArthuretal.,2007 . vandeSchootbrugge etal.,2000 El1 Pucéat et {II., 2003 1 . Figure 1: Evolution des températurescalculéesà partir des valeurs du 0180des rostres de bélemnites(notre étude;McArthur et al., 2007; van de Schootbruggeet al., 2000) et des dentsde poissons(Pucéatet al., 2003) issusde Téthysoccidentale.La courbereprésentela variation de la moyennemobile. 18 REFERENCESBIBLIOGRAPHIQUES ERBA, E., BARTOLINI, A., LARSON, R.L., (2004). ValanginianWeissertoceanicanoxic event. Geology,32 (2), 149-152. 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This cooling event might have had a major effect on paleo-biodiversityas weIl as on evolutionary processes.The irregular seaurchins Spatangoida,with a high diversity and a widespreaddistribution on Atlantic and Tethys margins along the Early Cretaceous,is chosenas model taxa to examinethe impact of the climate changeson benthic faunas through the proxy of global environmentalchanges.The Early Cretaceousdiversification of spatangoidsis examinedin detailswith a specialemphasison the genus Toxasterandthe Valanginiancooling episode. Spatangoidsability of deploymentin variousenvironmentsis tied to morphologicalinnovations. The morphological plasticity granted by thin individual shape adjustmentsthrough development allowed Toxaster and relative species, to cape with moderate local environmental variations, especially in term of sedimentationrate, sedimentfirming and food availability (on the surfaceor within the sediment).The aptitudeof thesespatangoidsto face the influence of more radical changes in benthic conditionsresults in selection(in the high morphologicalvariability of populations)and in the displacementof settlement areas. A consequenceof the migration of settlementareas is the difficulty to follow speciationprocesses.Thesepotential biasesthat may affect diversity estimations highlight the necessityto perform biodiversity studiesafter a preliminary examinationof characters variations within species,and at an appropriatetime scale (ammonite biozone or higher), to avoid misinterpretations.Even in this frame, the restricted morphological innovation potential observed along speciesevolution restrainsto derive proxiesof environmentalchanges(including climate). However, the evolution of species richness is partially rythmed by the successionof: 1) diversification phaseswith enhancedendemismtied to a strong environmental differentiation; 2) phasesof low diversity with few widespreadspecies.Ranging of speciesdistribution results from potential communicationsbetweenAtlantic and Tethys shelves,overprinted by latitudinal gradients (clearly appearantby a faunal differentiationbetweenNorth Gondwanaand SouthEurasia).Platforms development-drowning and oceanic circulations have contributed to Toxaster evolution by fragmentation or homogeneizationof environmentalconditions into areas potentialy suitable for settlement. Whereaslong term climate changesweakly influencedthe evolutionaryhistory of the taxa, high frequencyvariations of the sedimentarydynamic (tenths to hundredsof thousandsyears, partially indebtedto high frequenciesclimate changes)may explain most changesof regional population dynamic, a major cille of the Spatangoidaevolutionary processesand diversity contrai along the Lower Cretaceous. Diversité observéechez desRhynchonellesasymétriques,brachiopodesdu Coniacien-Santoniendes plateformes carbonatées: Nord Castillane (N. Espagne), Mouthoumet et Provence(SE. France) Danièle GASPARD* *Universqité de Paris-Sud,FacultédesSciencesd'Orsay,DépartementdesSciencesde la Terre,Bât. 504, F-91405ORSAY Cedex.gs.gasQard@orange et [email protected] De longuedate les rhynchonellesdu Crétacé,à commissurefrontale asymétriques,ont été considéréescommeappartenantà l'espèce« Rhynchonella»difformis Val. in Lamarck.Si après une révision du genreCyclothyris,Owen (1962) décidad'inclure les spécimensdu Cénomanien d'Europe dansl'espèceCyclothyris difformis, le problèmen'est pourtantpasentièrementrésolu puisquetout au long du Crétacéseretrouventde tels représentants asymétriques.Notre attention se porteraprincipalementici sur desreprésentants de formationsdu Coniacien-Santonien sur la plate-forme du massif du Mothoumet (Bilotte, 2007) comparés à ceux de la plateforme Castillane(Floquet, 1991),eux-mêmesconsidérésen parallèle avec des représentantslocalisés en Provence(S.E. France). Cette comparaisonentraînerade facto la prise en considération ultérieuredes« Rh. » globata Arnaud du CampanienGaspard& Odin, 2001). La stratigraphierégionaleet l'évolution paléogéographique sont prisesen compteen se basantsur destravaux ancienset plus récents,en ne citant que quelquesauteursdont: Babinot et al (1984), Kennedyet al. (1995), Olivet et al. (1996),Grosheny(1986), Floquet(1991),Philip (2005), Vasseur (1894), Hennuy & Floquet (2006), Skelton (2006) pour restituer ses rhynchonellespar rapportaux différentesplateformes. Suite aux observationsmorphologiques,externes,internes..., il est apparuunetrès grande diversité au sein de cesrhynchonellesasymétriquesdont la commissurefrontale est par ailleurs « déhanchée», tantôt à gauche tantôt à droite, dans une proportion avoisinant 50%. Ces observationsentraînentde nouvellesattributionsau niveaugénériqueet spécifique. La diversité observée,parmi ces brachiopodes,révèle des taxa vivant de préférenceen situation externe de plateformescarbonatées.Ces brachiopodessont des animaux invertébrés marins benthiquesfixés sur des supportsde nature et de taille variées. Il s'agit d'organismes filtreurs en ce qui concerneleur nourriture.Leurs relationsavecle milieu et avecle substratsont pris en ligne de compte.De façon générale,les brachiopodessont connuspour préférerles eaux claireset les milieux plutôt calmes.En comparantles populationsde Rennes-les-Bains (Marnes à Micraster par exemple à ceux de Villamartin* (Nidaguila formation) en situation infra à circalittorale avec une ornementationà côtesfines, à ceux de Provenceavec de fortes côteson peut concluredansle derniercasà un plus fort hydrodynamisme... Ainsi, les rhynchonellesobservéesdansle présentcontexteen plus d'une grandediversité de morphologie globale externe et interne montrent une ornementationqui peut fournir des caractèresdiscriminantsmais aussid'autres en relation avec le milieu environnant.Ils peuvent permettred'approcher ou d'apprécier une profondeurde milieu, un niveau d'énergie et, sans douteaussi,servir d'élément complémentaired'appréciation de proximité de rebordexternede plateforme BABINOT J-F.,PHILIP J. & TRONCHETTI G. (1984).- BasseProvence.ln: Synthèsedu SudEst de la France.CrétacéSupérieur7, PHILIP Coord.,Mém.BRGM, 125,359-363. BILOTTE M. (2007).- Pennanence,au Crétacé supérieur, de la position de la limite platefonne/bassindans la zone sous-pyrénéenneorientale (lude, France) - implications géodynamiques. Géologiede la France,1,33-53. FLOQUET M. (1991).- La plate-fonDeNord Castilllaneau CrétacéSupéreiur(Espagne).Arrièrepays de la marge passive basco-cantabrique - Sédimentation et Vie. 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The OAE 2 is preceded(-2 Myrs) by a minor event:the "Mid-CenomanianEvent" (MCE) definedby Coccioniand Galeotti (2001). This event,presentbath in Boreal and Tethyan domains, is characterizedby two small stable carbon (Ô13C)isotope positive excursions(Paul et al., 1994; Gale, 1995; Mitchell et al., 1996; Jarvis et al., 2001, 2006). The first peak(+ 0,5%0)correspondingto the MCE la (Jarviset al., 2001, 2006) startsin the Cunningtoniceras inermeammoniteZone, and is associatedto a lowstandsystemtract (Gale, 1995).The secondpeak(+ 0,7-0,8%0)correspondsto the MCE 1b (Jarvis et al., 2001, 2006) and starts at the base of the AcanthocerasrhotomagenseZone. It is associatedto a transgressivesystem tract (Gale, 1995; Mitchell et al., 1996).This event is also characterizedby a cooling of marine watersof 2°C (Voigt et al., 2004), and by changesin planktonic (foraminifers and radiolarians),nektonic (ammonoids)and benthic (foraminifers) assemblages (Paul et al., 1994;Erbacheret al., 1996;Mitchell and Carr, 1998; Coccioni and Galeotti, 2003). Theseschangescould reflect an increasein primary productivity related to glacioeustaticvariations. Biotic changeswere examinedin sectionsof the Umbria-MarcheBasin (Italy), howeverthesesectionsare generallycondensedand not weIl dated. ln the Vocontian basin (southeasternFrance), the Cenomanianis representedby very thick succession,ri ch in macrofauna(in particular ammonoids)allowing the establishmentof a detailed chronostratigraphicframework. The aim ofthis work is 1) to establisha detailedstratigraphicframeworkwith bath ammonoidsand carbon-isotopevariations in order to attestor not the presenceof the MCE in the southeasternFrance; 2) to depict if particular paleoenvironmentalconditionsprevailing during this event are recordedby calcareousnannofossilsand macrofauna,and 3) to determinethe trophic conditionsduring this event. The Blieux section (Alpes de Haute-Provence),located in the southernmargin of the Vocontian basin is in a key position to record paleoenvironmentalchangesbetweenproximal areas(platform environments)and the pelagic realm (open marinewater column). It was selectedfor this study.This sectionwas alreadystudiedfor the OAE Id (Niveau Breistroffer) (Giraud et al., 2003; Rebouletet al., 2005).ln the Blieux section,the Cenomanianis representedby 5 limestone-marlbundlesseparatedby large marly intervals. Quantitative analyses (geochemistry and calcareous nannofossils) were performedon a restrictedinterval from bundle3 to bundle 5. The study of ammonoids allows to establish a biozonation for aIl the section. The Early (mantelli/dixoni Zones) and the lower part of the Middle Cenomanian(inerme and rhotomagense Zones)arerecognized. Carbon-isotope variation determined from bulk carbonate sediments shows two positive excursions.Carbon isotope values increasefrom the baseof the AcanthocerasrhotomagenseZone, rising by + 1%0Ô13Cto form a marked positive excursionwith a value of 1.5%0(Mid-Cenomanian Event la) in the bundle 4. Values fall to a trough at the end of the bundle 4. Carbon-isotopevalues then begin a long-termrise within the A. rhotomagenseZone with maximum valuesaround2 %0.This secondexcursionwhich could correspondto the Mid-CenomanianEvent 1b is more extensivewith respectto the secondexcursionrecognizedin other sectionsfrom the Anglo-Paris basin (Paul et al., 1994; Jarvis et al., 2006). This could be due to higher sedimentationrate in particular for marlydominatedintervals in the Blieux section.Moreover, dilution by terrigenousand detrital carbonate inputsderivedfrom adjacentplatforms couId also explain the low abundancesof bath microfaunaand macrofaunarecordedin this section. Distinctive patternsin nannofossilassemblages and macrofaunacompositionare also recognized. Mesotrophic and stable conditions prevailed before the first positive excursion of Ô13Cwhereas unstablepaleoenvironmentalconditions shawnby a reducedplanktonic productivity characterizedthe base.of the excursion. The interval correspondingto the second positive excursion of Ô13Cis 23 characterizedby a recoveryof the planktonic productivity suggestingmore stablepaleoenvironmental conditions. ln the interval correspondingto the MCE, the abundanceand the diversity of the ammonoidfauna decreasewith respectto the lower interval. However,this decreasecan reflect a bias in the sampling(thick and massivelimestonesare difficult to sample).Ammonoid assemblages record major changesin their compositionafter the secondpositive excursion.Before and within the interval correspondingto the first positive excursionof 813C,the ammonoidfauna is dominatedby planispirals (mainly Schloenbackiidaeand few Acanthoceratidae).The rest of the fauna is representedby heteromorphswhich are relatively well-diversified (Scaphitidae, Turrilitidae, Hamitidae).ln the bundle 5, after the second positive excursion of 813C,heteromorphsconstitutes 50% of the ammonoid as,$emblages and are dominatedby Baculitidae (Sciponoceras,orthoconic forfis). ln the Anglo-Paris basin, the limestonesoverlying the second positive excursion in 813Calso contain a macrofauna dominatedby the orthoconeammonoidSciponoceras(Paul et al., 1994). ln the Vocontian basin, the Mid-CenomanianEvent is weIl recordedand associatedwith major paleoenvironmentalchangesas evidencedby distinctive patternsin carbon-isotopevalues,calcareous nannofossilsand ammonoid assemblages.ThesechangescouId be related to sea level and climatic conditionsvariations. BIBLIOGRAPHIC REFERENCES COCCIONI, R. & GALEOTTI, S. (2001).- The mid-CenomanianEvent: the preludeto the OAE 2. EOS Trans. AGU, 82 (47), Fall Meet. Suppl. COCCIONI, R. & GALEOTTI, S. (2003).- The mid-Cenomanianevent: prelude to OAE 2, Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology,190,427-440. ERBACHER, J., THURROW, J. & LITTLE, R. (1996).- Evolution patternsof radiolaria and organic matter variations; a new approach to identify sea-ievei changes in Mid-Cretaceouspelagic environments. .' Geology,24, 47-69. GALE, A.S. (1995).- Cyclostratigraphyand correlationof the Cenomanianstagein westernEurope.ln: HOUSE, M.R. & GALE, A.S., Eds, Orbital forcing timescalesand cyclostratigraphy,Geological Society,Special Publicationno85, 177-197. GIRAUD, F., CLIVERa, D., BAUDIN, F., REBOULET, S., PITTET, B. & PROUX, O. (2003).- Minor changesin surface-waterfertility acrossthe oceanicanoxic event Id (latestAlbian, SE France)evidenced by calcareousnannofossils,Journal of Earth Sciences,92, 267-284. 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(2004).- Midlatitude shelf seas in the Cenomanian-Turonian greenhouseworld: temperatureevolution and north Atlantic circulation, Paleoceanography,19,PA4020, 17 p. 24 L'ASYMETRIE DU GRADIENT DE TEMPERATURE DES EAUX OCEANIQUES SUPERFICIELLES SOUS UN CLIMAT A EFFET DE SERRE: LE TEMOIGNAGE DES KYSTES DE DINOFLAGELLES DE L'ALBIEN TERMINAL Edwige MASURE* et Bruno VRIELYNCK** * UMR-CNRS 5143,Université Pierreet Marie Curie-Paris6,case104,4 placeJussieu,Paris,F-75005, [email protected] ** UMR-CNRS 7072, Université Pierre et Marie Curie-Paris6,case 129, 4 place Jussieu,Paris, F-75005, [email protected] Les dinoflagellés sont des algues unicellulaires mobiles thermophiles. Leurs répartitions biogéographiquesle long des latitudessont contrôléespar leurstempératureslimites de vie. Au cours du cycle annuel,les cellules planctoniquesproduisentdes kystesde résistances.Ce sont les paroisde ceskystes,les dinokystes,que le paléontologisteretrouvedansles sédiments.Les dinokystesreflètent la répartitionbiogéographiquedescellulesmèresplanctoniques.De nosjours, les espècesd'eau froide att.eignentdes latitudesplus bassesdansl'HémisphèreSud que dans l'HémisphèreNord car les eaux superficiellesdes hauteslatitudes de l'HémisphèreSud sont plus froides que celles de l'Hémisphère Nord (Marret and Zonneveld,2003). Les kystesdesespècesquaternairescantonnéesaux eauxchaudes et aux eaux froides suivent le gradient de températuredes eaux océaniquesde surface(Masureand Vrielynck, accepté).Utilisés comme « proxy» les dinokystes peuvent témoigner des gradientsde températurequi prévalaientaux coursdu Mésozoïqueet du Cénozoïque. Une synthèsedesdonnéesde 50 ansde littératuresur les dinokystesde l'Albien terminal a été entrepriseafin de préciserles limites des provinceset d'estimer le gradient de températuredes eaux superficiellesdu proto-Atlantique sur les deux hémisphères(Masureand Vrielynck, accepté).Pour ce faire une base de donnéesa été créée, elle est gérée par le systèmed'information géographique « ArcGis ESRI software». Le fond de carteutilisé représentela paléogéographiedescontinentset des océans à 100 Ma. Quatre vingt six articles ont été dépouillés et trente sept espècesont été sélectionnéespour leurs intérêts biogéographiques.Les sites sont composésde coupesà terre et de foragesocéaniques(ODP et DSDP). Ils se répartissententre 75°N et 700Set se situenten Europe,au Groenland,en Chine, en Amérique du Nord et du Sud,en Afrique, en Australie et en Antarctique. Sousclimat à effet de serre,il est établi que les gradientsde températuredeseauxocéaniques de surface étaient plus faibles que sous climat glaciaire. Au Crétacémoyenles données paléontologiquessur les ammonitespermettentde reconnaîtredans l'HémisphèreNord trois grandes provincesbiogéographiques,la téthysienne,la boréaleet l'arctique (Owen, 1973;Owen, 1983;Owen, 1996).Les foraminifèresplanctoniquesdélimitentégalementtrois provinces(Hart, 2000). Les provinces biogéographiquessont détectablespar la présenceou l'absencede quelques espècesraresà géographierestreinteou par traitementstatistiquedesespècescosmopolites(Streetand Bown, 2000; Wall et al., 1977).Les donnéesnumériquesdisponiblesdans les publicationsanciennes sont hétérogèneset incomplèteset ne permettentpas un traitement statistique.Pour ces raisons,les espècesrares ont été préférées.Les dinokystes téthysiens de l'Hémisphère Nord et Sud ont été regroupéssur la mêmecarte. Il en a été fait de mêmepour les dinokystesdu domaineboréal et ceux présentsdansl'HémisphèreSud,pour les dinokystesdu domainearctiqueet pour ceux cosmopolites. Les dinokystesdes différentesprovincesbiogéographiquesprésententdes limites cohérentes de répartition le long des latitudes et définissent7 ceintureslatitudinalesdu Pôle Nord au Pôle Sud. Les dinokystes téthysiens des masses d'eau chaude atteignent de plus hautes latitudes dans l'Hémisphère Sud que dans l'Hémisphère Nord et affrontent les dinokystes des massesd'eau plus froide entre 40-45° N et 60-700S. L'extension vers les hautes latitudes de l'Hémisphère Sud des espècesrestreintesaux massesd'eau chaudedémontreque le gradientde températureméridionaldes eaux superficielles était asymétrique sur les deux hémisphèreset que les hautes latitudes de l'HémisphèreSud étaientplus chaudesque celle de l'HémisphèreNord. La différencede température entre les massesd'eau superficiellesdes hauteslatitudesdesdeux hémisphèresest estiméeà 4°C. Le mélangedesespècesd'eau chaudeet plus froide sur 20° de latitude dansl'HémisphèreSud(500-700S) suggèreun mélangeimportantde la colonned'eau. 27 Pour la premièrefois desdonnéespaléontologiquesdémontrentque le gradientde température des 'eaux de surface est asymétriquesous climat à effet de serre comme sous climat glaciaire. Ce résultatest confronté aux gradientsde températureproposésen latitude absolue(Pucéatet al., 2007), sur les deux hémisphères(Takashima et al., 2006) et aux simulations climatiques obtenuespar différentsmodèles(Donnadieuet al., 2006;Haupt and Seidov,2001). Références 28 COMMENT ESTIMER LES LIMITES DE TEMPERATURE DE VIE DU MICROPLANCTON CENOZOÏQUE ET MESOZOÏQUE: UNE PROPOSITION Edwige MASURE* et Bruno VRIELYNCK** * UMR-CNRS 5143,Université Pierreet Marie Curie-Paris6,case104,4 placeJussieu,Paris,F-75005, [email protected] ** UMR-CNRS 7072, Université Pierre et Marie Curie-Paris6,case 129, 4 place Jussieu,Paris, F-75005, [email protected] Les facteurs qui contrôlent la répartition géographiquedu microplancton marin sont la température,la salinité et les nutriments. La températuredes massesd'eau océaniquecontrôle et contrôlait la répartition des espècesthermophilesdans l'Océan Actuel comme dans les Océansdu Cénozoïqueet du Mésozoïque. La répartition géographiquedeskystesde dinoflagellés(dinokystes)modernesmontreque les espècesthermophilessont contraintesà desceinturesclimatiqueslatitudinales(Marret and Zonneveld, 2003). Ces espècessuivent le gradient de températuremodernedes eaux océaniquessuperficielles (Masure and Vrielynck, accepté).A l'échelle des deux hémisphères,la caractérisationdes espèces thermophiles mésozoïqueset cénozoïquesà répartitions restreintes le long des latitudes devrait permettre une représentation qualitative des gradients de température des eaux océaniques superficiellessousclimats à effet de serreet climats glaciairesanciens. Une tentative a été menéeà l'aide d'un systèmed'information géographiquecouplé à une banquede donnéessur les kystes de dinoflagellésde l'Albien. Elle a permis de synthétiser50 ansde littérature. La répartition à l'échelle des deux hémisphèresdes dinokystes a mis en évidencedes espècesrestreintesà certaines latitudes. Les mêmes espècesobservéessur les deux hémisphères définissentles ceinturesclimatiques.Les espècesthermophilesdélimitent septceinturesclimatiquesde 75°N à 700S,et bornent deux zonestamponsoù les espècesd'eau chaudeet d'eau plus froide se mélangent(Masureand Vrielynck, accepté).Les espècesrestreintesaux massesd'eau téthysiennedes basseset moyenneslatitudes ont une répartition latitudinale asymétriquesur les deux hémisphères. Ces espècesd'eau chaude atteignaient 45° de latitude dans l'Hémisphère Nord et 60° dans l'HémisphèreSud. Afin d'évaluer les températureslimites de vie des dinoflagellés, les températuresestimées d'aprèsles isotopesde l'oxygène desdentsde poissonont été utilisées;en l'absencede courbeétablie pour l' Albien terminal, c'est celle du Cénomanienqui a étéutilisée (Pucéatet al., 2007, Fig. 2A). Les valeursdestempératuressont représentées en fonction des latitudesabsolues,31°C à 10°, 28°C à 25° et 24°C à 40°. L'asymétrie de répartition des espèces téthysiennes sur les deux hémisphèreset la représentationdesvaleursdestempératuresen regarddeslatitudesabsoluesnousa conduit à appliquer séparémentces valeurs sur les deux hémisphères.Les températuresont été reportéesle long des latitudes de 1'Hémisphère Nord en regard des ceintures climatiques définies par les dinokystes thermophiles.Les températureslimites desceinturesclimatiquesde l'HémisphèreNord ainsi calibrées sont transféréessur les limites des ceintures équivalentesde l'Hémisphère Sud. En raison de l'asymétrie de répartition des espècestéthysiennesla courbede températuresur les deux hémisphères est asymétrique. Les valeursdestempératuresestiméesd'aprèsles dentsde poissonet celles desforaminifères ptanctoniquesà 600S(Huber et al., 1995)ont été alignéesle long des latitudesde l'HémisphèreSud. Les températureslimites des ceinturesclimatiquesainsi calibréessont transféréessur les limites des ceintureséquivalentesde l'HémisphèreNord. La courbedestempératuressur les deux hémisphères est asymétriqueet dansce cas les températuresdansl'HémisphèreNord sontplus faibles. Une classification paléoécologiquedes dinoflagellés du Crétacémoyen est proposéesur le modèledes classificationsdu planctonvivant (Wall et al., 1977).Elle préciseles températureslimites de vie des espècesendémiqueset cosmopoliteset leurs préférencesde vie pour les environnements lagunaires,côtiers,néritiqueset ou océaniques. La méthodologiedéveloppéeici peut être appliquéeà tout groupe microplanctologique.Il suffit de connaîtrela répartition des espècesthermophilesle long des latitudeset de placer en regard 29 les valeurs des températuresestiméesd'après les isotopes de l'oxygène. Cette démarchedevrait permettre de suivre, au cours du Mésozoïque et du Cénozoïque,le déplacementdes ceintures bioclimatiqueset de saisir ainsi avecplus de véracitéles variationsclimatiquesglobales. Références Huber, B.T., Hodell, D.A. and Hamilton, C.P., 1995. Middle-Late Cretaceousclimate of the southemhigh latitudes;stableisotopic evidencefor minimal equator-to-polethermal gradients,GeologicalSocietyof America Bulletin, 107: 1164-1191. Marret, F. and Zonneveld,K.A.F., 2003. Atlas of modemorganic-walleddinoflagellatecyst distribution,Review ofPalaeobotanyand Palynology, 125: 1-200. Masure, E. and Vrielynck, B., accepté.Late Albian dinoflagellate cyst paleobiogeographyas indicator of asymmetricseasurfacetemperaturegradienton bath hemisphereswith southemhigh latitudeswarmer than northem ODes,Marine Micropaleontology. Pucéat,E., Lécuyer, C., Donnadieu,Y., Naveau,P., Cappetta,H., Ramstein,G., Huber, B.T. and Kriwet, J., 2007. Fish tooth 180 revising Late Cretaceousmeridional upper oceanwater temperaturegradients, Geology,35: 107-110. Wall, D., Dale, B., Lohmann, a.p. and Smith, W.K., 1977. The environmentaland climatic distribution of dinoflagellatecystsin modem marinesedimentsfrom regionsin the north and southatlantic oceansand adjacentseas,Marine Micropaleontology,2: 121-200. 30 CARACTERISA TI ON FACIOLOGIQUE ET SEDIMENTOLOGIQUE DES FORMATIONS BIOCONSTRUITES DU BARREMIEN INFERIEUR DANS LE VERCORSMERIDIONAL Chloé MORALES'a, Didier QUESNE' et Emmanuelle VENNIN' 'UMR 5561Biogéosciences.Université de Bourgogne- 6 Bd Gabriel - 21000 Dijon - France. [email protected], [email protected], emmanuelle. [email protected]. Quelssont les facteursà l'origine desvariationsde sédimentationdansles dépôts carbonatésdu Vercorsméridional au Barrémieninférieur? Les affleurements du Barrémien inférieur (Formation des Calcaires de Glandasse)sont caractériséspar des dépôtsbioclastiquess'inscrivant dans le développementde la plate-formeJuraBas Dauphiné(dite Urgonienne). Cependant,le rôle des différents facteursde contrôle de la sédimentationresteà préciser,en particulier les facteurs allostratigraphiques(variations du niveau marin et tectonique active). Des bioconstructionsà madréporairesayant été remarquéesdans la Formation de Glandassepar certains auteurs(Quesne, 1998; Laser et Ferry, 2005) mais n'ayant jusqu'à présentpas fait l'objet d'étude précise,ce travail s'est attachéà décrire les modalitésde leur installation, leur développementainsi que leur répartition dans le but de caractériserprécisémentles environnementsde dépôt et leur évolution.L'étude a concernéles membresBi5 et Bi6 selonArnaud, 1981(et plus particulièrementles sous-membres Bi5-2, Bi6-1 et Bi6-2). Les coupeset les panoramasréalisés,ainsi que l'étude des micro et macrofacièsont montré que l'installation et le développementdes bioconstructionsse sont produits dans un environnement relativementprofond (Offshore supérieur) en domaine de rampe externe. Les bioconstructionsse présententsousforme de biostromesd'une dizainede mètresde large et d'une hauteurmoyenned'un mètre. Dans le secteur étudié, la plate-forme Urgonienne s.l. avait une géométrie de rampe d'orientationNW ISE, aucunrelief capabled'isoler un milieu protégén'a pu être identifié. Des géométriesd'onlaps divergentstémoignantd'une activité tectoniquesynsédimentaireen extension ont été remarquéesdans Bi6-1. Des variations d'accommodationà l'échelle de l'unité génétiqueont étéobservées:Bi5-2 s'inscrit dansunetendanceprogradantealors que Bi6-1 et Bi6-2 se sont déposésen rétrogradation.Les changementsde sédimentationinduits par ces variations de l'espacedisponiblesemblentalors avoir desfacteursde contrôledifférents durantBi5 et Bi6. En effet, dans le secteurétudié, la tectoniqueparaît être inactive pendantle dépôt de Bi5 ; en revancheelle a générédesaugmentationsde subsidencependantle dépôtde Bi6-1. Ce mêmecontrôletectoniquea pu intervenir pendantla sédimentationde Bi6-2, ce qui pourrait expliquer l'évolution rétrogradantedes faciès,maiscetteétudene permetpasde le mettreclairementen évidence. Les bioconstructionsse sont donc révéléesêtre desindicesmajeurspour la compréhensiondes modalités de dépôt de la Formation des Calcairesde Glandasse.Leur étude a permis de montrer l'existencede variationsd'accommodationà petite échelle(4 ou 5ème ordre) au Barrémieninférieur. REFERENCESBIBLIOGRAPHIQUES ARNAUD H. (1981).-De la plate-fonneurgonienneau bassinvocontien: le Barrémo-BédouliendesAlpes occidentalesentreIsèreet Buech(Vercorsméridional,Diois occidentalet Dévoluy). Mém. Géol.Alpine, Il, 804. LaSER H. & FERRY S. (2006). Corauxdu Barrémiendu Sudde la France(ArdècheetDrôme).Geobios,39 (4), 469-489. QUESNE D. (1998). 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Un intervalle riche en matière organiqued'une vingtaine de mètresd'épaisseurest reconnudansles deux coupes.Dans cet intervalle, certainsniveaux présententdes teneursen carboneorganiquetotal (COT) pouvant atteindre 8,5 % (pourcentagepondéral) et des index d'hydrogène (IR) pouvant atteindre956 mg HC/g COT (matièreorganiquede Type 1).Les palynofacièsrévèlentque cesniveaux renfermentdesflocons de matièreorganiqueamorphe(MOA) bien préservéset/ou à desalguesd'eau douce à saumâtresde type Botryococcus.Cette accumulationde matière organique résulte d'une augmentationimportantede la productionalgo-bactérienneet/ou du développementde l'anoxie ou de la dysoxie dansdes milieux côtiers lacustreset lagunairesen périodede bas niveau marin relatif. De manièresurprenante,l'intervalle stratigraphiqueriche en matièreorganiquecoïncideavecune période de transition entre deux régimes climatiques au Berriasien. Dans la région du Dorset, une phase climatique sèche est enregistréedu Jurassiqueterminal (Tithonien terminal) jusqu'au Berriasien moyen. Elle est remplacée au Berriasien supérieur par un climat plus humide. Cette variation climatique est en fait un événementimportant de grande extension paléogéographique:elle est enregistréeen de nombreux sites sur les deux margesde la Téthys, autour de la limite JurassiqueCrétacé.Dansle Dorset,le dépôtde sédimentsenrichisen matièreorganiquesemblecorrespondreà un moment où le climat devient peu à peu plus humide, ceci étant probablement associé à un accroissementrelatif des apportsd'eau doucealimentantles domaineslacustreset de lagonscôtiers. Le dépôt de sédiments riches en matière organique prend fin lorsque le climat devient très sensiblementplus humide au Berriasien supérieur.Ceci suggèreun contrôle climatique direct ou indirect sur la productivité primaire et/ou l'établissementde massesd'eau anoxiquesou dysoxiques dans les lacs et lagons côtiers. Un modèle de dépôt est présenté,qui lie production primaire et préservationde la matière organique,avec un changementdu régime hydrologique dansces milieux (Schnyderet al., in press).C'est un bon exempled'évolution paléoenvironnementale très locale sous contrôlede facteursforçantsclimatiques« globaux». Schnyder,J., Baudin, F., Deconinck,J .-F. (in press).Occurrenceoforganic-matter-richbedsin Early Cretaceous coastalevaporiticsetting(Dorset,UK): a link to long-termpalaeoclimatechanges?CretaceousResearch. 33 ENVIRONMENTAL CHANGE NEAR THE BARREMIAN/APTIAN BOUNDARY: THE RA WIL MEMBER OF THE SWISS HEL VETIC ALPS Melody STEIN*, Thierry ADATTE*, Virginie MATERA**, Dominik FLEITMANN***, Karl B. FÔLLMI* Nicolas FlET' * [email protected];Institut de géologie et paléontologie, Université de Lausanne,Anthropôle, 1015 Lausanne,Switzerland. ** Institut de géologie,Université de Neuchâtel,Rue Emile Argand Il, CP 158,2009Neuchâtel,Switzerland. *** Instituteof GeologicalSciences,University of Bern, Baltzerstrasse1-3,3012 Bern, Switzerland. * * * * AREVA, 33 rue La Fayette,75009Paris,France. ln the future helvetic alpine realm representativeof the northem Tethyan margin, the Late Barremianis characterizedby the onsetin the depositionof Urgonian-type,predominantlyphotozoan, shallow-waterplatform carbonates(lower Schrattenkalkmember). During the earliest Aptian, the developmentof the Urgonian carbonateplatform was perturbedby an increasein detrital input leading to the depositionof the so-called"Lower Orbitolina Beds", which were recently baptizedas Rawil Member.This memberincludesa shallow-water,marl- and sand-bearingsuccessioncontainingwood fragments.Thesesedimentsare dominatedby heterozoancarbonates. We study the paleoenvironmentalconditions,which led to the depositionof the Rawil Member,and sarilpledthree representativeoutcrops(Lopper, Pilatusand Santis)in the helvetic thrust-and-foldbelt, in the northernpart of the Alps. We measuredphosphorus(P) contents,carbon-isotopecompositions and trace-metals(TM) contents, and establisheda detrital index (DI) based on XRD analyses. Preliminary results suggestthat P contents in these three sectionsthrough the Rawil memberare slightly enrichedin P relative to the under- and overlying sedimentsof the SchrattenkalkFormation. We relatethis increaseto the associatedincreasein detrital material.ln the studiedsections,a positive correlation cao be seen between detrital influx, phosphorusconcentrationsand the occurrenceof Orbitolinid rich beds. With regardsto the whole-rock stable-carbonisotoperecord, in the Lopper section,the lowestvalues appearin the top beds of the lower SchrattenkalkMember. We correlatethis negativeexcursionof around-1%0with an excursionestablishedfrom sectionsin SE Franceand datedas latestBarremian. Basedon this correlation, we confirm a latest Barremianage for the lower SchrattenkalkMember, whereasthe onsetof the Rawil Member datesas earliestAptian. Further carbon-isotopeanalysesare underwayin orderto corroboratethis correlation. TM (V, Co, As, U, Mo) distributions show patternssimilar to those displayedby DI suggestingthat TM contributions are related to detrital input under oxic conditions. ln summary,the detrital influx, the slight enrichment in P, the presenceand local abundanceof orbitolinids suggesta depositional environmentfor the Rawil Member in a mesotrophocshallowplatform with intermittent high-energyconditionsand episodesof increaseddetrital and nutrient input from the land. 35 INFLUENCE DE LA TENEUR EN CO2DE LA PALEOATMOSPHERE SUR LE DEVELOPPEMENTDESGRANDESALTERATIONSCRETACEES:APPROCHE PAR LA SIMULATION GEOCHIMIQUE. MédardTHIRY (1) (2) (1), Régine SIMON-COINÇON (1)et Jean-Michel SCHMITT (1)(2) Mines ParisTech, Géosciences, 35 rue St Honoré, 77305 Fontainebleau et CNRS-UMR 7619 Sisyphe "Structure et fonctionnement des systèmeshydriques continentaux" - [email protected] actuellement AREV A NC/Business Unit Mines, Direction des Géosciences, Tour AREV A - 0515A, 1, place Jean Millier, 92084 PARIS LA DÉFENSE CEDEX Problématique Les caractéristiqueset la rapidité de l'altération desrochesdépendentde plusieursfacteursdont la nature de la roche-mère,les conditions de drainageet le contexte climatique. Il en résulte une grandevariété des profils d'altération. Il a été établi depuis longtempsune relation entre nature et importancedesaltérationset grandeszonesclimatiques.Aussi, les reconstitutionsdesclimats du passé se basent essentiellementsur une approche "actualiste" de l'interprétation paléoclimatique des paléoaltérations. Les paléoclimats du Crétacé ont longtemps fait débat et l'interprétation des grandes paléoaltérationskaoliniques de cette période en constituait un argument majeur. En effet, la distribution latitudinale des paléoaltérationskaoliniques et ferrugineusesau Crétacé,des tropiques jusqu'en Scandinavieet au bouclier canadien,avait conduit à considérerque des climats chaudset humides régnaient à cette époque sur l'ensemble du globe avec très peu de différentiations latitudinales. Ces interprétations climatiques étaient en contradiction avec les données paléontologiques(surtout floristiques) et l'interprétation de figures sédimentairesliée à des glaciers (Price, 1999).Les donnéesisotopiquesrelativesà la compositionde l'atmosphèredurant le Crétacé ont considérablementenrichi le débat sur le paléoclimat.Il est reconnu que les teneursen C02 de l'atmosphèrepouvaient être jusqu'à 10 fois supérieuresaux teneursrécentes(Berner & Kothavala, 2001 ; Bornemannet al., 2008). Si la teneur en C02 de l'atmosphèrecontrôle indubitablementle climat, son effet sur la géochimiede l'eau de pluie, et par-là son effet sur les altérationset les solsest beaucoupmoins souventétudié. Nous nous proposonsd'examiner certainsaspectsde l'influence du C02 sur les altérationset de reconsidérerla natureet la distribution des grandespaléoaltérationsdu Crétacéinférieur/moyenà la lumière de cesdonnées. Modélisationgéochimique Différents modèles géochimiquespermettentde simuler les réactions entre un fluide et une phasesolide.Deux modèlesont été utilisés dansle présenttravail, le code "React"de Bethke(1992)et le code "Chess" de van der Lee (1998). Dans ces modèles,une roche de composition donnéeest représentéepar un assemblagede minéraux et la composition du fluide réactif est définie par la concentrationdes espèceschimiques dissouteset/ou par la pression partielle des gaz dissous.La simulationd'un profil d'altération peut être obtenuepar la percolationd'un volume défini de solution d'altération à travers d'une quantité définie d'une rochemère (ici granite). de 45% de quartz,25% " Le granite utilisé dans les simulations est représenté par unun assemblage de feldspathpotassique,20% de plagioclase(albite et anorthite)et 10%de biotite (annite+ phengite). La solution d'altération a une compositioncomparableaux analysesdeseaux de pluies actuelles.Elle contient des traces de Na+, K +, CI-, Si02 et S04--. La composition chimique présuméede l'atmosphèrecontraint la fugacité des gaz dans la solution d'altération. Toutes les modélisationsont été conduites à 25°C. A cette températurel'anorthite est instable et le programmela transforme immédiatementen prehnite pendant le calcul initial de l'équilibre avec la solution, avant que la réactionde simulation débute.En fin de simulation, 120kg d'eau de pluie ont été percolésà travers 1 g de granite. Ainsi, la modélisationgéochimiquepermetd'évaluer l'effet de la compositionde l'atmosphère sur le développementdes profils d'altération (Schmitt, 1999).La simulation du développementd'un profil d'altération par percolationd'eau de pluie en équilibre avecla pC02 de l'atmosphèreactuelleet 37 celle d'une eau en équilibre avec unepCO2 dix fois supérieure(commecelle estiméepour certaines périodesdu Crétacé)(Berner& Kothavala, 2001). Altération d'un granite dans les conditions actuel/es Pour les conditions actuelles d'altération, la simulation a été conduite avec une fugacité d'oxygène dejO2=0,2 et une fugacité de gaz carboniquejCO2=10.3,s. Cette simulation simplifiée de l'altération d'un granite sous les conditions actuellesa été conduite et discutée dans le but de la comparerau paléoprofil qui sera examinéultérieurement.Les résultatssont présentésen donnantla compositionminéralogiquede la roche en fonction de l'avancementde la réaction(quantitéd'eau de pluie percolée)(Fig. la). On distingueles étapessuivanteslors desprocessusd'altération: 0) au stadeinitial de l'altération, le plagioclaseainsi que le constituantannite de la biotite sont dissouset remplacéspar de la muscoviteet une smectiteferrifère (nontronite); 1) de 0 à 0,12 de l'avancementde la réaction,le feldspathpotassiqueet la phengitesont détruits et essentiellementremplacéspar la muscovite; 2) de 0,12 à 0,42 d'avancement,le quartzcommenceà être dissouset la muscoviteest altéréeen kaolinite ; 3) de 0,42 à 0,74 d'avancement,les minéraux argileux (kaolinite et nontronite) restentstables alors que le quartz continueà se dissoudre; 4) de 0,74 à 0,85 d'avancementle quartz n'est plus présent,la kaolinite reste stable,mais la nontroniteest détruiteet le fer libéré estfixé sousforme d'hématite; 5) au stadefinal, 1'hématiterestestable,alors que la kaolinite est altéréeen gibbsite. La simulation permet de vérifier le comportementdes éléments.Le sodium est lessivéaussitôt que l'altération débute, Ca, Mg et K sont en partie retenusdans les minéraux argileux jusqu'à la destructionde la smectite,la silice est lentementmais continûmentlessivée,et le fer et l'aluminium restentpratiquementimmobiles. Comme il y a une perte de massed'environ deux-tiersde la phase solidedurantla simulation,le contenurelatif en Al et Fe est fortementenrichi. minéraux présents (log grammes) (a) ) 1 kaolinite , 1 '111' surface paragénèses minérales - ,..., nontronite -1 gibbsite 1 1,. .1 1f~ldspath-K . 1f .." muscc>vite 1. '. 1hématite ~ - 0 .2 .4 .6 avancement .8 1 de la réaction profil d'altération simulé . Figure 1 - Simulation de l'altération d'un granite sousles conditions atmosphériquesactuelles et à 25°C : (a) compositionminérale(log moles)en fonction de l'avancementde la réaction; (b) profil d'altération simulé correspondant.Les nombre 1 à 4 réfèrentaux assemblages successifsde minéraux dans(a). Le graphiquereprésentantles minéraux en fonction de l'avancementde la réaction (Fig. Ib) peut être considérécommela simulationd'un profil d'altération comprenant(1) un horizon inférieur à quartz = feldspath-K + illite/mica + smectite; (2) un horizon à quartz + kaolinite + smectite+ illite/mica; (3) un horizon à kaolinite + quartz+ smectite; (4) enfin un horizon supérieurà kaolinite + hématite + gibbsite. Cette simulation de l'altération d'un granite jusqu'au stade de la paragénèse gibbsite + hématite est bien représentativede la successiondes assemblagesminéralogiqueset des horizonsobservésdansles profils "latéritiques"typiquesdesclimats chaudset humidesactuels. Altération d'un granite sousatmosphèreenrichie en COl Une simulation d'altération similaire a été conduiteavecune eaude pluie en équilibre avecune atmosphèrecontenant10 fois la teneuren CO2de l'atmosphèreactuelle.Pour faciliter la comparaison 38 (b) entreles différentessimulations,le modèled'eau de pluie n'a été modifié que pour la seulefugacitéen gaz carbonique jCO2= 10.2,5. Les stadesd'altération sonttout à fait comparablesà ceux de la simulation précédente,maisdes différencesimportantessont égalementobservées(Fig. 2a) : 1) l'essentiel de l'assemblageminéralogiqueinitial, exceptéle quartz et la muscovite,disparaît dès0,04 de l'avancementde la réaction; 2) la kaolinite apparaîtà ce stade,c'est-à-dire3 fois plus tôt que dansla simulationprécédente,et domine l'assemblageminéml altéréjusqu'à la fin de la simulation; ..3) l'hématite et la gibbsite sont formés, respectivement,de 0,76 et 0,85 de l'avancementde la réaction,c'est-à-direplus ou moins au mêmestadede percolationque dansla simulationsous les conditionsatmosphériques actuelles. (a) 25°C minéraux présents (log grammes) minéraux présents (log grammes) (b) 35°C kaolinite 1\ -f\ gibbsite nontronite nontronite ,1 kaolinite ~ t~UsCovite feldspath-K ~ . II~ ph~ngite .2 hé~atite ~iï .4 .6 avancement .8 1 de la réaction 0 .2 .6 .4 avancement .8 Figure 2 - Simulation de l'altération d'un granite sous les conditions atmosphériques du Crétacé. Même graphiques que pour la Fig. 1a. Les nombres de 1 à 4 réfèrent aux même assemblages de minéraux. (a) Simulation à 25°C. Noter l'apparition rapide de la kaolinite et l'apparition de la gibbsite au même stade que précédemment. (b) Simulation à 35°C. Noter l'apparition plus rapide de la gibbsite sous température plus élevée. La comparaison avec la simulation faite sous les conditions atmosphériques actuelles montre que, si la teneur en CO2 est multipliée par 10, l'assemblage kaolinite + quartz+ (smectite) est atteint quand 3 fois moins d'eau de pluie a percolé à travers le granite. Ceci veut dire que sous des conditions similaires de température et de pluviosité le granite est altéré et le profil approfondi 3 fois plus vite que sous les conditions climatiques actuelles. Néanmoins, la comparaison des 2 simulations montre que l'augmentation de la pression partielle de CO2 n'a pas d'incidence directe sur l'apparition de la gibbsite, et donc sur la formation de la bauxite. Une apparition plus rapide de la bauxite ne résulterait que de l'augmentation de la pluviosité ou de la température moyenne. Cette dernière condition peut être mise en évidence par une simulation similaire mais conduite à une température plus élevée, 35°C par exemple (Fig. 2b). La gibbsite apparaît alors dès 0,60 de l'avancement de la réaction, et résulte d'une importante augmentation de la solubilité de la silice (environ 40%) entre 25 et 35°C. Ceci signifie que pour un réchauffement de 10°C, la quantité totale de pluviosité nécessaire à la bauxitisation est d'environ 3 fois moins importante qu'à des températures plus basses. Altération des calcaires sous atmosphère enrichie en CO2 Un autre aspect de l'augmentation du CO2 atmosphérique est son effet sur l'altération des calcaires. La dissolution de la calcite est régie par le CO2 dissous dans l'eau selon l'équation d'équilibre: , CaCO3 + CO2(aq) + H20 Ç:> Ca++ + 2HCO3-Mais le potentiel de l'eau de pluie à dissoudre de la calcite n'est pas directement linéaire avec la fugacité ./CO2 dans l'eau de pluie, intervient aussi le pH, qui lui n'est pas linéaire. La simulation montre que si l'on passe de la pCO2 actuelle (environ 10.3,5)à 10.2,5:(1) le pH de la solution en équilibre avec la calcite et le CO2 atmosphérique passe de 8,23 à 250 pour la pCO2 actuelle à 7,58 pour une pO2 xlO ; (2) la masse de calcite dissoute par un litre 39 1 de la réaction d'eau de pluie est multipliée par un facteur entre 2 et 3. L'effet sur le développement de karsts dans les plateaux calcaires sera immédiat. Le volume de calcaire dissous étant 2 à 3 fois supérieur pour la même quantité d'eau qui circule. Le Crétacé est l'époque de la formation des grands karsts des Causses et du Quercy, dont la datation récente des remplissages a montré l'âge Crétacé inférieur à moyen (Simon-Coinçon & Astruc, 1991 ; Bruxelles et al., 1999; Thiry & Quesnel et al., 2006; Bruxelles et al., 2007). Est également lié à cette période crétacée, le développement des gisements de fer "Sidérolithique" dans les karsts affectant les calcaires Jurassiques sur tout le pourtour du bassin de Paris (Thiry et al., 2005; Theveniaut et al., 2007). Les datations récentes obtenues sur les formations sidérolithiques, considérées comme tertiaires et qui se sont révélées être d'âge Crétacé, amènent à considérer que l'essentiel des paléokarsts des plate-formes jurassiques altérées, comme celles du Jura-Souabe,du Jura français et suisse, mais aussi ceux de Yougoslavie, de Grèce, de Hongrie, etc., sont vraisemblablement à relier au Crétacé inférieur et de ce fait à la richesse en CO2 de l'atmosphère de cette période. De même, "l'explosion" des bauxites téthysiennes, sur murs karstiques jurassiques (Bardossy & Combes, 1999), est due à la conjonction de deux faits: accélération du processus de bauxitisation par la température élevée et en même temps accélération de la karstification du mur calcaire qui génère les pièges pour les produits d'altération tout en assurant un drainage efficace des profils. Conclusion Les simulations géochimiques montrent que des valeurs élevées du CO2 atmosphérique accélèrent la formation de profonds profils kaolinitiques, sans nécessiter des temps aussi longs, ni des climats aussi chauds et humides que dans les conditions actuelles. Ceci explique pourquoi les puissants profils kaolinitiques et les dépôts de kaolinite ont été si largement répandus durant le Crétacé, jusqu'à des latitudes élevées (Lidmar-Bergstrom et al., 1999; Gilg, 2000; Migon & LidmarBergstrom,2001). Il n'y a pas d'effet direct entre l'abondance du CO2 atmosphérique et la rapidité de la bauxitisation. Mais il est connu que l'effet de serre du Crétacé a entraîné une augmentation simultanée de la pluviosité et un important réchauffement aux latitudes moyennes. La simulation montre que la réunion de ces 2 facteurs est probablement à l'origine de l'expansion des bauxites pendant le Crétacé. La restriction relative des bauxites crétacéesaux latitudes basseset moyennes (Bardossy, 1994 ; Thiry et al ;, 2005) traduit vraisemblablement un gradient latitudinal de température, mais pas forcément de pluviosité, conforme aux modèles climatiques admis par ailleurs (Price, 1999). Enfin, les valeurs élevées en CO2 atmosphérique ont aussi un impact important sur la dissolution des calcaires. Au Crétacé inférieur, la conjonction entre l'exhumation des vastes plateformes carbonatéesjurassiques et "l'agressivité" des eaux de pluies à conduit au développement de vigoureux paysages karstiques qui ont été un piège pour les gisements de fer "fort" sidérolitique et de bauxite et dont l'empreinte marque encore nombre des paysagescalcaires de l'Europe. En conclusion ces modélisations géochimiques montrent les limites de l'actualisme dans ce domaine. Elles montrent combien les changements atmosphériques ont pu affecter, si ce n'est les processus géochimiques, en tout cas les bilans géochimiques en rapport avec les climats. Cette exploration des processus géochimiques d'altération ouvre certainement d'autres voies, en particulier pour approcher les puissantes altérations dont on n'a pas d'équivalent dans la nature actuelle, ou qu'on ne sait pas y reconnaître en raison de la vitesse très lente à laquelle ils se forment, tel les grands processusde blanchiment, les silicifications, les albitisations, les épisodes de calcrétisation, etc. Bibliographie BardossyG., 1994,Carboniferousto Jurassicbauxite depositsas paleoclimatic and paleogeographic indicators.ln: Pangea,Embry A.F., BeauchampB., & Glass D.J (eds), Mem. CanoSoc. Petrol. Geol., Calgary, 18,p. 283-293. BardossyG., CombesP.-J., 1999,Karst bauxites:interfingering of depositionand palaeoweathering. ln : Palaeoweathering,palaeosurfacesand relatedcontinentaldeposits(eds. Thiry M. & SimonCoinçonR.), Spec.Publ. Intern. Ass. Sediment.,27, p. 189-206. Berner R.A., Kothavala Z., 2001, GEOCARB III: a revised model of atmosphericCO2 over Phanerozoictime. 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This excursionhas DOW beenidentified in Valanginianpelagic sedimentsof ail the major oceans,including the Pacific (Bartolini 2003). Moreover, it hasbeenrecognizedin shallow-watercarbonatesuccessions of the northern Tethys (Foellmi et al. 1994) and in fossil wood records (Grocke et al. 2003). A vailable data suggestno major changein fractionation (Dd) betweenorganic carbon and carbonate carbon. No negative spike has been recorded so far from the base of the Valanginian C-isotope excursion. Prominentblack shalesare missing in most Valanginian sectionsstudied. An Early Aptian negative spike correlateswith the onset of the Oceanic Anoxic Event (OAE) la (Livello Selli; Menegatti et al. 1998). C-isotope values remain stable near 3%0 during OAEla before they shift to the most positive Early Cretaceousvalues of +4%0 (Leupoldinacabri foraminifera zone;Rhagodiscusangustus-NC7nannofossilzone;deshayesi and bowerbankiammonitezones).This major Aptian positive excursionis separatedfrom a second Aptian carbon isotope event by an episode of lighter values (Globigerinelloides ferreolensis and Globigerinelloides algerianus foraminiferal zones). The Aptian carbon isotopeanomalieshavealso beendocumentedin localities outsidethe Atlantic- Tethysregion and in continental records.The Aptian C-isotopeanomaly starts with a prominent negative spike in the Corg and Ccarb isotoperecord.New bulk and molecular (marine and terrestrial biomarkers)carbonisotopedata from the Cismonsectionindicatethat the negativespikewas characterizedby a significant increasein fractionationbetweenCorg and Ccarb(Méhayet al., submitted).The negativespike is interpretedas proxy of intensevolcanic activity and sudden methanerelease,bath causingan increasein atmosphericCO2concentrations. The shift to light carbonisotopevaluesoccurredwithin thousandsto tell thousandsofyears. The negative spike also marks the base of OAE la, which lasted about 1 million years according to astrochronology.The positive excursion following this negative spike lasted up to several million years. 43 (2) C-isotope anomalies, calcification crises, temperature records Both C-isotope anomalies are accompaniedby biocalcification crises along carbonate rampsof the northernTethys and in openmarine settings.The nannoconidcalcification crisis in the Aptian staffs before the negative spike but culminatesduring the negativeC-isotope shift. The Valanginian calcification crisis staffsbeforethe onsetof the positive excursionbut culminatesat the beginningof the C-isotopeexcursionwith a decreaseof 65% in nannoconid paleoflux. Other organismsincluding calpionellidswere affectedby the calcification crisis at the beginningof the ValanginianC-isotopeexcursion. Calcification crises may have been triggered by pCO2-inducedchangesin climate and in surfacewater chemistry. Elevated nutrient levels in river-influenced coastal waters and in upwelling regionsfurther weakenedmarinecalcification. Temperaturedata indicate that the beginning of the Aptian C-isotope anomaly coincided with a major warming pulse followed by a progressivecooling culminating at the time of most positive carbon isotope values. The Valanginian C-isotope excursion seems accompaniedby cooling and there is no evidenceyet for a strong warming pulse at the base of the excursion. (3) Trigger ofC-isotope anomalies Positive C-isotope excursions in the Cretaceousare regarded as "response signaIs" recordingthe reaction of the biosphereto an environmentalperturbation.ln the Aptian, the eruption of the Ontong -Java Large Igneous province is consideredas the trigger of the recordedchangein climate and oceanography.ln the Valanginian the causeof the observed C-isotope anomaly is debated.Parana-Etendeka flood basaltsare consideredas one of the possibletriggers ofValanginian climate change. (4) Discussion The coupledValanginianCorg- and Ccarb-isotopeexcursionrecordsa shift in the modeof function of the global carbon cycle, which was Dot accompaniedby major temperature anomaliesor by jumps in pCO2.The biosphereseemto have respondedto a perturbationby an intensification of the biological carbon pump, preventing extreme climate shifts at the beginning of the excursion but still causing a calcification crises in selectedneritic and pelagicsettings. A major greenhousepulse causing major changes in ocean circulation, in marine productivity and in calcification pattern, accompaniedthe Aptian perturbationof the global carboncycles. Selected references Erba,E., Bartolini, A. and Larson,R.L. 2004.ValanginianWeissertoceanicanoxicevent.Geology, 32: 149-152. Follmi, K.B., Weissert,H., Bisping, M. and Funk, H. 1994.Phosphogenesis, Carbon-Isotope Stratigraphy,and Carbonate-PlatformEvolution Along the Lower CretaceousNorthem Tethyan Margin. 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[email protected] lInstitut de géologieet paléontologie,Universitéde Lausanne,Anthropôle, 1015Lausanne,Switzerland. 1nstitut de géologie,Université de Neuchâtel,Rue Emile Argand Il, CP 158,2009Neuchâtel,Switzerland 3Instituteof GeologicalSciences,University of Bern, Baltzerstrasse1-3,3012 Bern, Switzerland. 4UMR 8148- I.D.E.S.,Bât. 504, University of ParisXI Orsay,91405OrsayCedex,France. SAREVA, 33 rue La Fayette,75009Paris,France. 6PolishGeologicalInstitute, 4 Rakowiecka,00-975Warsaw,Poland. Mesozoic oceanic anoxic episodes (OAE's) represent exceptional time intervals in Earth's history, which are characterised by the development of widespread dys- to anoxic conditions in ocean basins, deposition of organic-rich sediments and shifts towards more positive stable carbon-isotope (Ô13C)values in marine pelagic carbonate (Schlanger & Jenkyns, 1976). The Early Cretaceous Valanginian stage is marked by a pronounced increase in the marine carbonate Ô13Crecord with an excursion of 1.5-1.8 %0 (Lini et al., 1992; Erba et al., 2004). This excursion in carbon-isotopes is commonly interpreted as the expression of a global OAE, which would have affected the global carbon cycle and shifted the Ô13Crecord towards more positive values (Erba et al., 2004). Here we proposed to evaluate the paleoredox and paleoclimatic changes, which occur during the Valanginian carbon event by investigating phosphorus (P) and redox-sensitive trace-metal (TM) contents. We complement our geochemical analyses by an evaluation of organic-matter contents. We selected a series of representative sections along a basin-shelf transect in the western Tethys: Capriolo (Lombardian Basin, northern Italy), Breggia (Mt. Generoso, southern Switzerland), Vergol (Vocontian Basin, southeastern France), Alvier (Helvetic Alps, northeastern Switzerland) and Malleval (Vercors, eastern France). We also analysed samples of Valanginian age from Shatsky Rise (leg ODP 198, site 1213B). The onset of the carbon excursion is marked by maximal values in phosphorus accumulation rates (...,0.7,...,0.4and ...,4.1mg P/cm2/kyr in the sections ofCapriolo, Breggia and Alvier, respectively) and minimal values during the Ô13Cpositive shift (""0.3, ...,0.1mg and ...,0.5mg P/cm2/kyr in the sections of Capriolo, Breggia and Alvier, respectively). These observations are similar to the global long-term trend established from the Deep Sea DriUing Project (DSDP) and Ocean DriUing Program (ODP) (FoUrni, 1995). This indicates that the phosphorus enrichment observed in the western Tethyan has to be sought in general changes in the marine phosphorus cycle related to changes in the phosphorus delivery rate from the continent. TOC contents in the clark marly layers present in the sections of Capriolo and Breggia are characterized by values lower than 1.6 w% and the HI/OI obtained indicate a terrestrial origin of the preserved organic matter. At Vergol, the organic matter of the "Barande" levels appears predominantly of marine origin. At Shatsky Rise, three of the analysed samples show TOC values of up to 4.6 w% and HI/OI indicate a type-II origin. The stratigraphic distribution of TM in the analysed sections shows no major excursions during the Ô13Cexcursion in aU the studied sections. The only possible correlation is observed in the pre-ô13Cevent "Barande" levels, in which U, V, Co, As and Mo contents show maxima. ln Shatsky fige, the organic-rich levels indicate higher TM values compared to the organic-lean samples of the site. Our results show that the onset of the shift is marked by an increase in P content, indicating an increase in continental runoff. This change is coeval with a change in clay-mineraI assemblageswith the disappearance of kaolinite. We also show that sediments of the western Tethyan realm lack evidence for the persistence of dys- to anaerobic conditions during the Valanginian positive Ô13C excursion and that preserved organic matter from this time interval is largely of continental origin. Dysoxic to anoxic zones seem to be restricted to the marginal seasof Atlantic (Meyers, 1987) and also to the Pacific. The Valanginian positive Ô13Cexcursion can Dot be explained by increased preservation 45 oi oceanic organic matter. We suggestthat the Ôl3Cshift is the consequenceof an increasein continentalcarbonstorage,coupledwith the demiseof shallow-watercarbonateplatforms. REFERENCES Erba,E., Bartolini, A. and Larson, R.L., (2004).- ValanginianWeissertoceanicanoxic event.Geology,32, 149152. Fôllmi, K.B., (1995).- 160 m.y. record of marine sedimentaryphosphorusburial: coupling of climate and continentalweatheringunder greenhouseand icehouseconditions.Geology23, 859-862. Lini, A., Weissert,H., Erba, E., (1992).- The Valanginiancarbon isotope event; a first episodeof greenhouse climate conditionsduring the Cretaceous.TerraNova 4 (3), 374- 384. Meyers,P.A., (1987).- Organic-carboncontentof sedimentsand rocks from deepseadrilling project sites603, 604 and 605, Westernmarginofthe North Atlantic. Init. Reportsof the DSDP, 93, 1187-1194. Schlanger,S.O., Jenkyns,H.C., (1976).- Cretaceousoceanicanoxic events:causesand consequences. Geologie en Mijnbouw, 55, 179-184. 46 La kaolinite comme marqueur climatique au Crétacé inférieur? L'exemple des sédimentsà facièswealdien du Bassin du Wessex(Royaume-Uni), du Bassin de Mons (Belgique) et du Boulonnais (France). Johan YANS*, Christian DUPUIS**, Jean DEJAX***, François BARBIER*, Paul SPAGNA**, Florence QUESNEL**** . FUNDP, UCL-Namur, Dpt Géologie,61 rue de Bruxelles,5000Namur, [email protected]. .. FPMS,Servicede Géologie,9 rue de Houdain,7000Mons, Belgique. ... MNHN, Département"Histoire de la Terre", UMR-CNRS 5143, 8 rue Buffon, 75005Paris,France. BRGM, GEO/G2R,BP 6009,45060OrléansCedex,France. La présencede kaolinite - phyllosilicate argileux de formule chimique AI2Si2Os(OH)4 - dans les sédimentsest classiquementconsidéréecomme un marqueur(proxy) de climat chaudet humide contemporain au dépôt. La validité de ce postulat requiert l'une des conditionssuivantes: la kaolinite est directementnéoforméedans le sédimentlors du dépôt ou lors de la diagenèsetrès précoce en climat chaud-humide,et/ou elle est héritée d'une saproliteforméeen climat chaud-humide,(quasi)contemporaineau dépôt. Les proportionsrelativementélevéesen kaolinite dansles sédimentsd'âge Crétacéinférieur du Nord-OuestEuropéenont encouragél'hypothèsed'un climat uniformémentchaud-humide à cettepériode. L'étude de la fraction argileuse« 2 !lm) de sédimentsà faciès wealdien de l'Ile de Wight (Wessex,Royaume-Uni),du Bassin de Mons en Belgique (sites de Bemissart,Hautrageet Thieu), et du Boulonnais (France), tend à nuancer cette hypothèse,notamment grâce à l'acquisition récente de précisions stratigraphiqueset paléogéographiques,ainsi que de témoinsclimatiquesindépendantsde la fraction argileuse. Dans les sédimentsstrictementcontinentauxde la Formationdu Wessex,d'âge Valanginien inférieur à Barrémien supérieur, la kaolinite représente20 à 70 % du cortège argileux (moyenne de 35 %), associéeà l'illite, l'interstratifié illite-smectite (Reichweite) RO et l'interstratifié kaolinite-smectite. Dansles sédimentsstrictementcontinentauxde Bemissartet d'Hautrage(Ouestdu Bassinde MQns),d'âge Barrémienmoyen à Aptien basal,la kaolinite représente20 à 45 % du cortège argileuxdominépar l'interstratifié illite-smectiteROet l'interstratifié chlorite-smectite. Les sédimentsà influences marines de Thieu (Est du Bassin de Mons), d'âge Albien supérieur,contiennentquant à eux de 5 à 60 % de kaolinite. La kaolinite est abondantedans les pélites, en associationavec l'illite et l'interstratifié chlorite-smectitealors qu'elle est presqueinexistantedansles sableset les silts, trèsrichesen interstratifié illite-smectiteRO. Dans les sédimentsstrictementcontinentauxdu Boulonnais (France),d'âge anté-aptiens,la kaolinite représente20 à 50 % du cortège argileux, en associationavec l'lllite et divers interstratifiésà feuillets gonflants.Les teneursen kaolinite augmententavec la maturité des paléosolsbariolés. De façon générale,la kaolinite et l'interstratifié illite-smectite RO sont donc les principaux constituantsdu cortègeargileux. Au microscopeélectronique à transmission(MET), la kaolinite des paléosolsbariolés du Boulonnais apparaît sous la forme de plaquetteshexagonalesaux bordures asseznettes, témoignantd'une néoformationin situ. Cette interprétationest renforcéepar l'augmentation de lakaolinite dansles paléosolsles plus matures,par rapport aux autresfaciès. La kaolinite des sédimentsdu Bassin du Wessexet du Bassinde Mons, en revanche,ne montre pas cet habitustypique, suggérantune origine détritiqueplutôt quenéoformée. 47 Dans toutes les régions investiguées,une partie de l'interstratifié illite-smectite ROprésente w1 habituslatté (orientationspréférentiellesde 60° autourdu nucléus)qui suggèreune origine authigène durant la diagenèse très précoce, à la faveur de circulation de fluides vraisemblablementlégèrementbasiques.Le test au lithium (Greene-Kelly, 1953)montreque l'interstratifié illite-smectite ROlatté est de type « montmorillonite assezriche en fer ». Le test au potassium (Thorez, 1998) précise que la smectitisation proviendrait à la fois de la transformationd'illite et d'autressilicates,notammentla kaolinite. En conclusion,seuls les paléosolsbariolés les plus maturesdu Boulonnais ont été le siège d'une néoformation de kaolinite. Dans les sédimentsà faciès wealdien du Nord-Ouest européen,de façon générale,l'interstratifié illite-smectite RO latté constitue la principale phasenéoformée.La kaolinite y est généralementhéritéede profils d'altération environnants, i.e. saprolites du soubassementNamurien du Bassin de Mons, du Massif du Brabant et d'Ardenne.D'une part, le contrôle climatique (ie températuresélevées)ne semblepasêtre le facteuressentielde la formation de kaolinite danscessaprolites.D'autre part, la formationde ces saprolites est généralementbien antérieure (plusieurs dizaines de millions d'années parfois) à l'âge du dépôt des sédimentsà faciès wealdien. L'héritage de la kaolinite serait plutôt associéà une érosiondurantdesmouvementsverticaux de grandelongueurd'onde et à un dépôtproximal, au sein de dépressions(localesdansle Bassinde Mons, régionalesdansle Bassindu Wessex)durant des cortègestransgressifset/ou de haut niveau marin (3ème ordre). Le postulat «kaolinite ~ climat chaud» mérite d'être nuancé, à la faveur d'études stratigraphiques, paléogéographiques et minéralogiquesdétaillées. 4R