This study is performed on the HTM102 borehole, which crosses the Upper-Jurassic carbonates of Lorraine (eastern edge of the Paris Basin, Fig. 1) from Middle Oxfordian to Lower Kimmeridgian (Fig. 2; [9]).

2.1 Depositional environments

Facies heterogeneity along the core (Fig. 2; legend of Fig. 3) is interpreted as the vertical and lateral evolution of five major depositional environments from subtidal to supratidal [23]. The environmental variations illustrate the stages of evolution of the Lorraine platform that begin with reefal installation above the Callovo-Oxfordian clays in Early Middle Oxfordian, and end at Lower/Upper Kimmeridgian with the return of a terrigeneous sedimentation [6,7,10,11].

2.2 Sequence stratigraphy

3.1 Bulk rocks

The curves are constructed by analysing 100 samples along the core. All the breaks in the curves correspond to sedimentological boundaries (Fig. 2). The less negative δ¹⁸O are associated with micritic levels (mudstone to packstone), whereas the more negative values correspond to sparitic levels (grainstone). This is confirmed by a simple bivariate scatter of the isotopic data according to their exact texture (Fig. 4). Fig. 4, however, shows that there is no particular arrangement with the δ¹³C.

3.2 Separated products

The mean δ¹³C of the two sets of products are almost equal, whereas the mean δ¹⁸O are different with blocky calcite cement values more negative than initial LMC values (Fig. 5). The negative bulk δ¹⁸O of granular carbonates are due to the very negative δ¹⁸O of the cements (as already shown by [15]), which here point to parent fluids with mixed marine/meteoric compositions [23], whereas the δ¹⁸O of the muddy carbonates come close to the initial marine values but remain more negative (contrary to [20]).

4.1 Relationship between bulk isotopic signal and texture

The statistical range of δ¹⁸O and δ¹³C for each texture is proposed in Figs. 6 and 7.

4.2 Influence of diagenesis: alteration of micrites

This is due to the diagenetic history of the porous Oxfordian micrites that have undergone telogenetic dissolutions and reprecipitations as shown by particular nanostructural indications (relic grains, micritic bridges; Fig. 8). The δ¹⁸O data obtained after microsampling of these micrites clearly point to a diagenetic alteration, whereas the dense micrites data already reflect marine compositions (Fig. 9). It is possible that the products of reprecipitation between grains, observed within porous micrites, can keep a negative isotopic record of the meteoric fluids that have flowed through the carbonate formations of Lorraine since the Tertiary. Some of these fluids lead to large dissolutions [23]. All these observations go against the widespread idea that considers porous micrites as initial, and dense micrites as the most modified [14,17].

Even if the breaks in the δ¹⁸O curve correspond to sequential boundaries (maximum of regression and deepening; Fig. 2), this signal in carbonate platform settings is a single lithologic counterpart only reflecting facies variations, and is moreover modified by diagenetic alteration such as telogenetic dissolutions–reprecipitations. The bulk δ¹⁸O does not retain any initial component.

On the other hand, the correspondence between the breaks of the δ¹³C curve and the sequential boundaries is neither the result of a lithological effect nor the result of diagenesis. This signal could be considered as a promising tool in proximal realm, since it may reflect pedogenesis and original organic activity.

L'hétérogénéité des faciès observés (Fig. 2 ; légende Fig. 3) peut être traduite en termes d'évolution verticale et latérale de cinq environnements de dépôt principaux s'étalant du subtidal au supratidal [23]. Les variations environnementales illustrent les grands stades d'évolution de la plate-forme de Lorraine qui repose au nord sur le massif de Londres–Brabant (massif des Ardennes) et est limitée au sud par la faille de Vittel [6,7,10,11]. Cette plate-forme se développe au début de l'Oxfordien moyen avec l'installation de récifs au-dessus des argilites callovo-oxfordiennes ( « argiles de la Woëvre »), et disparaı̂t au Kimméridgien inférieur/supérieur, avec le retour d'une sédimentation terrigène ( « Marnes à Exogyra nana »).

Le motif d'empilement des environnements de dépôt est interprété en terme de cycles stratigraphiques de régression/transgression. Six cycles à moyenne fréquence sont identifiés (Lo1 à Lo6, chacun d'environ 1 Ma, i.e. 3^e ordre ; Fig. 2) et sont agencés dans un cycle de plus basse fréquence (2^e ordre ; Fig. 2), délimité par deux maxima d'approfondissement situés dans les « argiles de la Woëvre » sous-jacentes [3,18] et dans les « marnes à Exogyra nana » sus-jacentes [13].

Les échantillons bruts sont sciés, lavés, séchés et broyés finement. Une quantité de poudre de 50 mg subit une attaque à l'acide orthophosphorique, durant 6 h ou 15 min, suivant que la réaction se déroule à 25 °C ou 50 °C, respectivement. Le CO₂ produit est séparé des autres gaz grâce à un jeu d'extraction impliquant de l'azote liquide (−270 °C), puis de la neige carbonique (−50 °C). Les rapports isotopiques du CO₂ ainsi purifié sont ensuite mesurés à l'aide d'un spectromètre de masse. Les analyses ont été effectuées au laboratoire de géologie des bassins sédimentaires (FRE 2400) de l'université Paris-6. Les données sont toutes exprimées par rapport au PDB et les écarts types pour les mesures du δ¹⁸O et du δ¹³C sont respectivement de 0,08 et 0,04‰.

Les courbes d'évolution du δ¹⁸O et du δ¹³C ont été établies le long du forage par l'analyse de 100 échantillons prélevés en fonction des données sédimentologiques. Les ruptures observées sur les deux courbes isotopiques coı̈ncident avec les limites sédimentologiques (Fig. 2). Les intervalles à δ¹⁸O les moins négatifs (−2 à −4‰) sont associés aux niveaux lithologiques à matrice micritique (mudstone à packstone), alors que les intervalles à δ¹⁸O les plus négatifs (⩽−5‰) correspondent aux niveaux lithologiques à ciments sparitiques (grainstone). La courbe d'évolution du δ¹³C ne permet pas de faire une analyse du même type. L'utilisation d'un diagramme bivarié des données isotopiques habillées en fonction de leur texture (Fig. 4) montre qu'il n'y a pas d'agencement particulier en fonction des variations du δ¹³C, contrairement à celles du δ¹⁸O (Fig. 4).

Les fractions séparées sont prélevées mécaniquement à l'aide d'une fraise de dentiste sous une loupe binoculaire. Il s'agit de LMC originelles de tests d'organismes (brachiopodes, huı̂tres), donc non sensibles à la diagenèse, et de ciments de blocage également en LMC (pores, fractures). Les premières reflètent les compositions isotopiques marines initiales et les secondes reflètent les compositions des fluides baignant les carbonates durant l'enfouissement.

Les moyennes des δ¹³C des deux ensembles de produits sont proches (Fig. 5). En revanche, leurs δ¹⁸O diffèrent, avec des ciments de blocage nettement plus négatifs que les LMC originelles (Fig. 5). Les δ¹⁸O très négatifs des ciments de blocage traduisent des solutions parentes de compositions mixtes marine/météorique [23], et contribuent donc à alléger les δ¹⁸O en roche totale des carbonates à textures granulaires [15]. Les δ¹⁸O des carbonates à textures micritiques sont plus proches des valeurs initiales, mais restent plus négatifs (contrairement aux données de [20], notamment).

Les Figs. 6 et 7 illustrent les étendues statistiques (moyenne ± écart type) des mesures de δ¹⁸O et δ¹³C effectuées pour chaque type de texture.

• • La relation entre le faciès et les δ¹⁸O apparaı̂t plus clairement et se traduit par l'agencement des textures, depuis les plus fines jusqu'aux plus grossières, en fonction de la décroissance des valeurs de δ¹⁸O (Fig. 6). Une ANOVA (ANalysis Of VAriance) réalisée sur ces valeurs montre qu'il existe un effet hautement significatif de la texture des carbonates sur leur valeur en δ¹⁸O (Fig. 6). Mais cette relation est associée à la présence/absence de ciment de blocage dans les échantillons, comme le montre une seconde ANOVA, qui atteste un effet hautement significatif de ce paramètre sur les δ¹⁸O (Fig. 6).
• • Aucune relation n'est visuellement attestée entre faciès et δ¹³C. Même s'il existe un effet significatif de la texture sur les δ¹³C (Fig. 7), il n'est pas lié à la présence de ciment (Fig. 7), mais seulement à la différenciation des valeurs des wackestones (Fig. 7). Il apparaı̂t d'ailleurs que tous les échantillons répertoriés comme wackestone correspondent, (1) soit à des niveaux émersifs (cotes 215 et 119 m, Fig. 2), (2) soit à des niveaux bioconstruits encroûtés (microbialites). Dans le premier cas, les diminutions du δ¹³C sont dues à une faible pédogenèse associée à ces niveaux émersifs (Fig. 2 ; [1]). Dans le second cas, les faibles δ¹³C mesurés reflètent probablement l'influence d'un CO₂ enrichi en ¹²C généré par l'activité organique.

Une comparaison de la courbe d'évolution des δ¹⁸O avec les variations de porosité le long du forage HTM102 (Fig. 2) montre une très grande similarité entre les deux signaux, ce qui nous indique que les variations du δ¹⁸O en roche totale ne sont pas uniquement contrôlées par les variations texturales. Cette similitude peut être expliquée par l'étude détaillée d'un intervalle situé entre les cotes 220 et 285 m (Fig. 2), au sein duquel alternent des niveaux poreux à textures micritiques dominantes et des niveaux moins poreux à textures sparitiques dominantes. Si l'on se réfère à la relation δ¹⁸O/texture mise en évidence précédemment, la courbe d'évolution des δ¹⁸O le long de cet intervalle devrait être très fluctuante, avec des niveaux micritiques nettement moins négatifs que les niveaux sparitiques. Or, la courbe semble lissée et les niveaux micritiques montrent des δ¹⁸O aussi négatifs que les niveaux sparitiques (Fig. 2).

Ceci est dû à une particularité des micrites poreuses de l'Oxfordien de Lorraine. Au MEB (microscope électronique à balayage), ces micrites montrent des grains reliques à aspect fondu, qui caractérisent des dissolutions de calcite (Fig. 8), et des ponts micritiques entre les grains qui correspondent à des produits issus de phases de reprécipitation (Fig. 8). Des mesures de $\delta$¹⁸O ont été réalisées après microprélèvements dans des micrites poreuses (7 échantillons) et compactes (9 échantillons). Les valeurs isotopiques des micrites poreuses sont proches de celles observées pour les ciments de blocage (autour de −7‰) et caractérisent une altération diagénétique, tandis que les δ¹⁸O des micrites compactes se rapprochent des valeurs obtenues sur les calcites marines (Fig. 9). Il est probable que les produits issus de reprécipitations aux contacts entre grains, observés dans les micrites poreuses, gardent la trace des fluides météoriques, à rapport isotopique très négatif, qui circulent dans les formations carbonatées de Lorraine dès le Tertiaire, et dont les plus agressifs entraı̂nent des dissolutions importantes [23]. Malgré le fait qu'ils soient volumétriquement moins abondants que les grains reliques, ils paraissent néanmoins susceptibles d'entraı̂ner le δ¹⁸O des micrites poreuses vers un pôle plus négatif. Ces données vont à l'encontre de l'hypothèse, classiquement admise, qui considère les nanostructures poreuses lâches comme reflétant la structure quasi initiale des micrites, et les nanostructures plus denses (Fig. 8) comme résultant de modifications diagénétiques plus intenses au cours de l'enfouissement [14,17].

À l'inverse du δ¹⁸O, le signal du δ¹³C en roche totale ne montre aucune similarité avec l'évolution des porosités (Fig. 2), et ne semble donc pas perturbé par ces altérations diagénétiques. Ceci n'est pas étonnant, dans la mesure où la quantité de carbone apportée par les fluides diagénétiques est infime par rapport au réservoir quasi infini que représentent les formations traversées. De ce fait, le rééquilibrage de ces fluides par rapport aux carbonates encaissants est nettement plus rapide pour le δ¹³C que pour le δ¹⁸O [2].