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transgressions are marked by a marl-shift in the pattern of deep-water paracycles, whereas in the Late Cretaceous US Interior Seaway, as well as maybe in the Early Cretaceous basins of northern Germany, the shifts from carbonates to shales represent the opposite, that is, sea-level falls. Abridged English Version — In attempts to correlate Cretaceous third-order stratigraphic cycles in deep-water carbonates, on a worldwide basis, problems with cycles out of phase occur. Thus, either the medium-wavelength eustatic forcing postulated in the sequence stratigraphy model is a wrong hypothesis, or the recognition of cycles in that kind of deposit is incorrect. This problem also gives a feedback on the sequential significance of black shales, a feature commonly used to spot, in basinal deposits, times of maximum flooding of platforms. I. VOCONTIAN TROUGH (French Subalpine Ranges). In this Mesozoic reference basin, the deep-water expression of any third-order transgression is a shift in the pattern of basinal paracycles (fig. 1) as well as in platform carbonates [2], [3]. In basinal deposits, this shift is explained [3] by both a decreasing periplatform ooze supply (drowned platform) and a plummeting planktonic carbonate production owing to the climatic cooling which seems to be associated with any transgression (as opposed to the widespread opinion of climate warming with continent floodings). The resulting modulation [4] of climate-controlled paracycles (5th-order cycles) allows definition of third-order cycles which correlate, on a very fine biostratigraphic basis, with successive progradational phases of platform carbonates [3]. The latest Cenomanian earliest Turonian transgression, which peaks in the Nodospidodes ammonite zone in SE France, as in many other places of the world, is recorded that way in deep-water carbonates of the Vocontian Trough (fig. 2), that is by a marl shift traceable [6] to [8] more than a thousand kilometres away in the chalk of the Anglo-Paris basin (the so-called "Plenus Marls"). II. CRETACEOUS NORTH-AMERICAN WESTERN INTERIOR SEAWAY. — Created by lithospheric flexuration in front of the Sevier orogenic belt, this N-S elongated seaway reaches a maximum water depth of several hundred metres at the T6 (early Turonian) peak transgression [9]. From the Cenomanian to the
(as opposed to the widespread opinion of climate warming with continent floodings). The resulting modulation [4] of climate-controlled paracycles (5th-order cycles) allows definition of third-order cycles which correlate, on a very fine biostratigraphic basis, with successive progradational phases of platform carbonates [3]. The latest Cenomanian earliest Turonian transgression, which peaks in the Nodospidodes ammonite zone in SE France, as in many other places of the world, is recorded that way in deep-water carbonates of the Vocontian Trough (fig. 2), that is by a marl shift traceable [6] to [8] more than a thousand kilometres away in the chalk of the Anglo-Paris basin (the so-called "Plenus Marls"). II. CRETACEOUS NORTH-AMERICAN WESTERN INTERIOR SEAWAY. — Created by lithospheric flexuration in front of the Sevier orogenic belt, this N-S elongated seaway reaches a maximum water depth of several hundred metres at the T6 (early Turonian) peak transgression [9]. From the Cenomanian to the Campanian, in the deepest part of the basin, limestones or chalks alternate with shales often rich in organic matter. Episodes of limestone deposition have long been recognized to mark transgressive maximums [9], [11]. The deposition of shales has been correlated with progradational phases of coastal siliciclastics in the range of third-order cycles, as in the Cenomanian for instance [10], [11]. Thus, in the deepest part of the basin which probably never dried out even with the strongest sea-level falls, and where deposition is thus more-or-less continuous, shales must logically represent third-order lowstand systems tracts, not to be interpreted as stillstands [10] punctuating the second-order T6 transgression. The lithologic answer to sea-level changes in the deep Seaway is thus basically opposed to that recognized on the Alpine margin. The rule is especially true for the extensively studied late Cenomanian-early Turonian transgression, but also for the mild mid-Turonian transgression (figs. 2 and 3). What differs is the lithologic expression of the intervening lowstand systems tracts. To explain this inversion in the carbonate answer to sea-level changes on third-order stratigraphic cycles, we suggest that the sills evidenced by several authors in the Interior Seaway may have cut the turnover of bottom waters during
third-order cycles, as in the Cenomanian for instance [10], [11]. Thus, in the deepest part of the basin which probably never dried out even with the strongest sea-level falls, and where deposition is thus more-or-less continuous, shales must logically represent third-order lowstand systems tracts, not to be interpreted as stillstands [10] punctuating the second-order T6 transgression. The lithologic answer to sea-level changes in the deep Seaway is thus basically opposed to that recognized on the Alpine margin. The rule is especially true for the extensively studied late Cenomanian-early Turonian transgression, but also for the mild mid-Turonian transgression (figs. 2 and 3). What differs is the lithologic expression of the intervening lowstand systems tracts. To explain this inversion in the carbonate answer to sea-level changes on third-order stratigraphic cycles, we suggest that the sills evidenced by several authors in the Interior Seaway may have cut the turnover of bottom waters during third-order lowstands in sea-level. Instead of getting increasingly limy deposits during these lowstands, as in the open-marine carbonate-dominated environments of the Tethys, the high-frequency carbonate signal, muted on orbital frequencies [9], vanished (for reasons to be found) until normal circulation of waters was reestablished in the next highstand. Thus, having this side effect in mind, one may now understand that the limestone-marl couplets of Bridge Creek member occur in the only period during which the basic climatic signal may be recorded the same way (fig. 6) in different basins of the warm-temperature/tropical realm. What changes is the lithologic nature of the lowstand tracts below and above, which is misleading in that the carbonate minimum looks like a carbonate maximum in the silled basin. III. LOWER SAXONY BASIN. — The case of the Cenomanian-Turonian of the Western Interior may provide a workable answer to a problem we have been facing for years. How do we explain that carbonate maximums representing lowstand systems tracts in the Tethyan Vocontian Trough correlate biostratigraphically with "holes" in the carbonate curve [14] of deep-water marl-limestone alternations of German boreal basins (fig. 5)? Either third-order sequences correlate (eustatic forcing) or they do not (other forcing to be
this side effect in mind, one may now understand that the limestone-marl couplets of Bridge Creek member occur in the only period during which the basic climatic signal may be recorded the same way (fig. 6) in different basins of the warm-temperature/tropical realm. What changes is the lithologic nature of the lowstand tracts below and above, which is misleading in that the carbonate minimum looks like a carbonate maximum in the silled basin. III. LOWER SAXONY BASIN. — The case of the Cenomanian-Turonian of the Western Interior may provide a workable answer to a problem we have been facing for years. How do we explain that carbonate maximums representing lowstand systems tracts in the Tethyan Vocontian Trough correlate biostratigraphically with "holes" in the carbonate curve [14] of deep-water marl-limestone alternations of German boreal basins (fig. 5)? Either third-order sequences correlate (eustatic forcing) or they do not (other forcing to be found), but the problem could also be obscured by bad biostratigraphic correspondences between Tethyan and boreal ammonites. The American case suggests that biostratigraphic correlations may be correct and that the carbonate response in the boreal basin may have been that of a silled basin. The very complicated paleogeography of the North Sea rift basins [14] backs the idea of sills having possibly played the same role as in the Western Interior. If correct, sequences may really correlate in spite of opposite deep-water carbonate patterns. They are not 180° out of phase as it appears. This may have misled some people, so the problems of correlations we have with recently published sequence stratigraphy analysis in that kind of facies elsewhere in the world could possibly be solved that way. IV. CONCLUSIONS. — The correct recognition of third-order cycles in deep-water facies (especially carbonates which easily record the Milankovitch signal) is of basic importance in sequence stratigraphy for two reasons: (a) if they correlate on a worldwide basis, it supports the concept of a medium-wavelength eustasy, (b) the sedimentation being almost continuous in such environments, these series are local biostratigraphic reference sections for a global eustatic chart. Our contribution suggests that there
North Sea rift basins [14] backs the idea of sills having possibly played the same role as in the Western Interior. If correct, sequences may really correlate in spite of opposite deep-water carbonate patterns. They are not 180° out of phase as it appears. This may have misled some people, so the problems of correlations we have with recently published sequence stratigraphy analysis in that kind of facies elsewhere in the world could possibly be solved that way. IV. CONCLUSIONS. — The correct recognition of third-order cycles in deep-water facies (especially carbonates which easily record the Milankovitch signal) is of basic importance in sequence stratigraphy for two reasons: (a) if they correlate on a worldwide basis, it supports the concept of a medium-wavelength eustasy, (b) the sedimentation being almost continuous in such environments, these series are local biostratigraphic reference sections for a global eustatic chart. Our contribution suggests that there is not a single response to third-order sea level changes in deep-water carbonates, which is important for correctly answering the above. It is suggested that in open-marine environments, marl shifts in the pattern of 5th-order paracycles always evidence transgressions. This signal may be totally obscured in silled basins where, instead of having limestones deposited during third-order lowstands, carbonates vanish almost completely for reasons to be known, thus inverting the third-order carbonate curve from which is deduced the sea-level curve. En tenant de corréler à l'échelle mondiale les séquences de dépôt Cénomanien-Turonien définies par différents auteurs dans des faciès marno-calcaires profonds, il apparaît des oppositions de phase. De deux choses l'une, ou bien le postulat du modèle de stratigraphie séquentielle est faux (contrôle eustatique des séquences de 3e ordre), ou bien la lecture de ces séries sédimentaires profondes est erronée. Comme ce problème a d'autre part des conséquences sur la signification séquentielle des niveaux de « black shales » en termes de bas ou de haut niveau marin relatif, il méritait d'être abordé de façon synthétique. 1. CAS DU BASSIN SUBALPIN FRANÇAIS. — D'une façon générale, les transgressions mésozoïques de 3e ordre (cycles de 1 à 3 Ma) s'y manifestent par
of having limestones deposited during third-order lowstands, carbonates vanish almost completely for reasons to be known, thus inverting the third-order carbonate curve from which is deduced the sea-level curve. En tenant de corréler à l'échelle mondiale les séquences de dépôt Cénomanien-Turonien définies par différents auteurs dans des faciès marno-calcaires profonds, il apparaît des oppositions de phase. De deux choses l'une, ou bien le postulat du modèle de stratigraphie séquentielle est faux (contrôle eustatique des séquences de 3e ordre), ou bien la lecture de ces séries sédimentaires profondes est erronée. Comme ce problème a d'autre part des conséquences sur la signification séquentielle des niveaux de « black shales » en termes de bas ou de haut niveau marin relatif, il méritait d'être abordé de façon synthétique. 1. CAS DU BASSIN SUBALPIN FRANÇAIS. — D'une façon générale, les transgressions mésozoïques de 3e ordre (cycles de 1 à 3 Ma) s'y manifestent par une dérive temporaire de la sédimentation calcaire vers les marnes. Ceci se produit aussi bien dans les séries marno-calcaires alternantes profondes que dans les « séquences régressives » calcaires de plateforme ([2], [3]). En zone profonde, cette dérive est expliquée par un double mécanisme : a une diminution de l'apport de boue biodétritique de péri-plate-forme, se superpose une diminution de la production carbonatée planctonique, en conséquence du refroidissement climatique qui semble accompagner toute transgression [3]. Pour des raisons que l'on ne peut aborder ici, le retour à une sédimentation plus carbonatée s'effectue plus ou moins tard dans les cycles de 3e ordre, permettant de définir des séquences profondes de type SA, SC ou SM [4] (fig. 1), au sein desquelles doivent être placées ([2], [3]) les limites des séquences de dépôt (LS) du modèle de stratigraphie séquentielle d'Exxon [1]. La grande transgression du Cénomanien terminal-Turonien inférieur, qui permet la comparaison avec le bassin intérieur américain, n'échappe pas à la règle. Cette transgression est représentée en fosse vocontienne (fig. 2) par quelques paracycles plus marneux (cycles mineurs de 5e ordre) qui surmontent les calcaires représentant le cortège de bas niveau marin précédent. L'inondation maximale est atteinte avec la zone à Nodosporites
de boue biodétritique de péri-plate-forme, se superpose une diminution de la production carbonatée planctonique, en conséquence du refroidissement climatique qui semble accompagner toute transgression [3]. Pour des raisons que l'on ne peut aborder ici, le retour à une sédimentation plus carbonatée s'effectue plus ou moins tard dans les cycles de 3e ordre, permettant de définir des séquences profondes de type SA, SC ou SM [4] (fig. 1), au sein desquelles doivent être placées ([2], [3]) les limites des séquences de dépôt (LS) du modèle de stratigraphie séquentielle d'Exxon [1]. La grande transgression du Cénomanien terminal-Turonien inférieur, qui permet la comparaison avec le bassin intérieur américain, n'échappe pas à la règle. Cette transgression est représentée en fosse vocontienne (fig. 2) par quelques paracycles plus marneux (cycles mineurs de 5e ordre) qui surmontent les calcaires représentant le cortège de bas niveau marin précédent. L'inondation maximale est atteinte avec la zone à Nodosporites qui marque sur la bordure ouest du bassin ([5], [2]) le début de la progradation des grèzes deltaïques turoniens. Un signal lithologique semblable peut être repéré dans la partie profonde du bassin anglo-parisien ([6], [7]) où le court épisode des « Marnes à Plenus » interrompt la sédimentation crayeuse et se corrèle exactement [8] avec la dérive « transgressive » vers les marnes de la série vocontienne. Si l'on fait abstraction des détails, dans les bassins ouverts à circulation normale, les transgressions se traduisent par une diminution de la teneur moyenne en calcaire des dépôts profonds (alternances plus marquées). II. CAS DU BASSIN CRÉTACÉ INTÉRIEUR NORD-AMÉRICAIN. — Créé par flexure lithosphérique au front de la chaîne de Sevier [9], sa profondeur augmente pour atteindre environ 500 m au Turonien inférieur, maximum absolu des transgressions mésozoïques. Au sein de la formation de Greenhorn, le Cénomanien supérieur de la partie centrale du bassin (fig. 3) est représenté par les shales noirs du membre de Hartland dont le dépôt serait contemporain des deux dernières phases de progradation de la formation des Grès du Dakota [10] ou du Membre de Belle Fourche [11]. Succédant aux shales de Hartland, le membre calcaire de Bridge Creek
se corrèle exactement [8] avec la dérive « transgressive » vers les marnes de la série vocontienne. Si l'on fait abstraction des détails, dans les bassins ouverts à circulation normale, les transgressions se traduisent par une diminution de la teneur moyenne en calcaire des dépôts profonds (alternances plus marquées). II. CAS DU BASSIN CRÉTACÉ INTÉRIEUR NORD-AMÉRICAIN. — Créé par flexure lithosphérique au front de la chaîne de Sevier [9], sa profondeur augmente pour atteindre environ 500 m au Turonien inférieur, maximum absolu des transgressions mésozoïques. Au sein de la formation de Greenhorn, le Cénomanien supérieur de la partie centrale du bassin (fig. 3) est représenté par les shales noirs du membre de Hartland dont le dépôt serait contemporain des deux dernières phases de progradation de la formation des Grès du Dakota [10] ou du Membre de Belle Fourche [11]. Succédant aux shales de Hartland, le membre calcaire de Bridge Creek est connu pour représenter le pic de la transgression T 6 de Kauffman [9]. Cette transgression culmine ici avec l'ammonito-zone à Nodosporites, comme sur la marge alpine ou comme dans de nombreux autres bassins mondiaux. Le membre de Bridge Creek est constitué par une série de bancs qui ont été corrélés sur 800 km [12]. Les shales crayeux clairs de Fairport (zone à Woolgari) font ensuite la transition avec les shales noirs de Blue Hill qui représentent à nouveau un milieu confiné. Les grès de Codell marquent ensuite l'apogée d'une nouvelle phase de progradation des faciès côtiers, beaucoup plus prononcée que celle (s) du Cénomanien supérieur, avant la transgression coniacienne marquée à nouveau par le dépôt de calcaires fins. S'il ne fait aucun doute que le membre calcaire de Bridge Creek représente le maximum de la transgression [9], les shales de Hartland sous-jacents peuvent être interprétés de plusieurs manières. Les phases de progradation gréseuse qui se manifestent sur la bordure du bassin représenteraient selon Sageman [10] des pauses ( « stillstands ») au sein de la transgression T 6, c'est-à-dire des progradations par comblement lorsque le niveau marin reste temporairement constant. Nous pensons au contraire, par comparaison avec les séries
corrélés sur 800 km [12]. Les shales crayeux clairs de Fairport (zone à Woolgari) font ensuite la transition avec les shales noirs de Blue Hill qui représentent à nouveau un milieu confiné. Les grès de Codell marquent ensuite l'apogée d'une nouvelle phase de progradation des faciès côtiers, beaucoup plus prononcée que celle (s) du Cénomanien supérieur, avant la transgression coniacienne marquée à nouveau par le dépôt de calcaires fins. S'il ne fait aucun doute que le membre calcaire de Bridge Creek représente le maximum de la transgression [9], les shales de Hartland sous-jacents peuvent être interprétés de plusieurs manières. Les phases de progradation gréseuse qui se manifestent sur la bordure du bassin représenteraient selon Sageman [10] des pauses ( « stillstands ») au sein de la transgression T 6, c'est-à-dire des progradations par comblement lorsque le niveau marin reste temporairement constant. Nous pensons au contraire, par comparaison avec les séries du Sud-Est de la France [2] où nous dénombrons les mêmes séquences, que ces phases de progradation correspondent à des périodes d'abaissement du niveau marin ayant accéléré la progradation des sables côtiers (fig. 4), conformément au modèle de découplage des signaux eustatiques développé par ailleurs ([3], [13]). Nous interprétons donc le sommet des shales de Hartland comme représentant la partie profonde du dernier cortège de bas niveau marin du Cénomanien supérieur, c'est-à-dire une oscillation négative au sein de la tendance transgressive de 2e ordre T 6. Contrairement à ce qui se passe en domaine de marge océanique ouverte, la sédimentation n'est pas calcaire au moment du bas niveau marin. Elle ne le devient qu'au moment de la transgression maximale. Nous pensons que ceci résulte de la suppression de l'isolement du bassin par l'effet de seuil (fig. 4). Un ou plusieurs seuils profonds ont été suspectés par divers auteurs, sur la base d'autres arguments, et auraient pu compromettre de façon variable les communications de cette mer intérieure avec le Golfe du Mexique et l'Atlantique. Les eaux de fond suboxiques, voire anoxiques, redeviennent normalement brassées en haut niveau marin relatif. Alors seulement s'exprime cette cyclicité calcaire-marne à haute fréquence du membre de
le sommet des shales de Hartland comme représentant la partie profonde du dernier cortège de bas niveau marin du Cénomanien supérieur, c'est-à-dire une oscillation négative au sein de la tendance transgressive de 2e ordre T 6. Contrairement à ce qui se passe en domaine de marge océanique ouverte, la sédimentation n'est pas calcaire au moment du bas niveau marin. Elle ne le devient qu'au moment de la transgression maximale. Nous pensons que ceci résulte de la suppression de l'isolement du bassin par l'effet de seuil (fig. 4). Un ou plusieurs seuils profonds ont été suspectés par divers auteurs, sur la base d'autres arguments, et auraient pu compromettre de façon variable les communications de cette mer intérieure avec le Golfe du Mexique et l'Atlantique. Les eaux de fond suboxiques, voire anoxiques, redeviennent normalement brassées en haut niveau marin relatif. Alors seulement s'exprime cette cyclicité calcaire-marne à haute fréquence du membre de Bridge Creek et qui caractérise tous les bassins pélagiques. Le retour aux shales sombres de Blue Hill marquerait un nouvel abaissement du niveau marin et un nouvel isolement de la mer intérieure. L'épisode carbonaté représente donc dans ce contexte particulier la phase d'élévation maximale du niveau marin qui permet à une circulation normale de s'instaurer. Pour d'autres raisons, on aboutit au contraire de ce qui se passe dans les milieux de dépôt ouverts de la fosse vocontienne ou du bassin anglo-parisien. La règle est même valable pour la petite transgression médio-turonienne qui se marque par un minimum de calcaire en France, un maximum relatif au Colorado (fig. 2 et 3). Vues sous cet angle, les séquences de dépôt de 3e ordre définies en faciès marno-calcaires profonds se corrèlent exactement à l'échelle de plusieurs plaques lithosphériques et dans des contextes géotectoniques différents. C'est une observation importante pour le concept d'eustatisme à moyenne longueur d'onde (cycles de 3e ordre). III. LE CAS DU BASSIN DE BASSE SAXE. — L'exemple très connu du bassin américain permet de fournir une réponse simple à un problème non résolu. Il existe en Allemagne, dans le bassin de Basse Saxe, au Crétacé inférieur, une sédimentation de type