![]() |
|
![]() |
L’ère Cénozoïque a débuté il y
a 65 millions d’années, immédiatement après la crise
de la fin du Crétacé et les boulversements faunistiques qui
lui sont liés.
Le Cénozoïque, la plus courte de toutes les ères géologiques, englobe le Tertiaire et le Quaternaire qui représente les derniers 1,8 Ma et qui, en raison de son particularisme, notamment lié aux glaciations et au développement de l’Homme, ne sera pas traité ci-dessous. |
Pour schématiser, le trait dominant est la mise en place graduelle de la géographie actuelle, qu’il s’agisse de l’agencement des masses continentales, de la structure des masses d’eau océanique ou de la composition de la biosphère. L'ère Cénozoïque est marquée notamment par la diversification des organismes marins et continentaux notamment celle des Mammifères, en particulier des Hominidés, ainsi que celle des Angiospermes. L’étape majeure dans la mise en place de ces conditions modernes sera le Miocène.
Du
point de vue de la paléogéographie
Au Cénozoïque, la redistribution des masses continentales,
amorcée au Mésozoïque avec la dislocation de la Pangée,
se poursuit pour aboutir à l’agencement actuel qui marque une nouvelle
tendance à l’agrégation résultant de la collision
de l’Afrique, de l’Inde et de l’Eurasie. Quelques grandes étapes
peuvent être individualisées.
Au début du Cénozoïque, la collision de l’Afrique
et de l’Eurasie qui a débuté vers 80 Ma à la suite
de la convergence des deux plaques, en liaison avec l’élargissement
de l’Atlantique sud, se poursuit. Les deux continents demeurent néanmoins
séparés par la mer. Il en est en grande partie de même
pour les deux Amériques ce qui assure des circulations océaniques
entre les parties est et ouest du Pacifique. L’Atlantique nord continue
de s’ouvrir, sauf dans sa partie la plus septentrionale où l’Europe
et l’Amérique font encore bloc avec le Groenland. L’Inde, dans sa
longue migration méridienne vers la plaque eurasiatique, se trouve
toujours en chemin atteignant une position équatoriale.
L’évolution paléogéographique de l’Europe est
étroitement dépendante de cette réorganisation. La
collision Afrique-Europe aboutit à l’occlusion de la Téthys
qui se réduit inexorablement en un espace résiduel préfigurant
la Méditerranée, en même temps que s’édifie
la chaîne alpine dont les phases paroxysmales de déformation
compressive se situeront à la fin de l’Eocène et à
l’Oligocène inférieur. Le rapprochement entre ce qui est
aujourd’hui l’Afrique et l’Europe, dû aux compressions alpines, est
estimé à plus de 500 kilomètres pour l’ensemble du
Tertiaire. Les vestiges de l’océan téthysien ne se retrouvent,
à l’heure actuelle, qu’à l’état de lambeaux de croûte
océanique (par exemple ophiolites du Mont Viso) disséminés
dans les empilements de terrains charriés de la chaîne alpine.
A la fin du Miocène, la Méditerranée orientale en
cours de résorption le long des zones de subduction n’est plus qu'une
relique océanique.
A l’Eocène, la phase tectonique qui affecte les Pyrénées et la Provence provoque, dès l’Eocène supérieur, des plissements jusque dans les chaînes ibériques. Au Lutétien, vers 45 Ma, l’Inde vient percuter et poinçonner l’Eurasie, cause de la formation de la plus imposante des chaînes de montagne, l’Himalaya, dont la phase majeure de surrection ne se produira que plus tard, pendant le Néogène (23-2 Ma). Le Groenland se sépare d’abord du Canada, puis de la Scandinavie, ouvrant ainsi la partie la plus septentrionale de l’Atlantique. Le bassin épicontinental de la mer du Nord connaît une forte subsidence qui se poursuivra pendant le Néogène ; il se remplit de près de 3000 mètres de sédiments. A l’Eocène toujours, l’Europe est séparée de l’Asie par une mer située dans la région de l’Oural et reliant la Téthys à l’Arctique ; par ailleurs un bras de mer relie la mer du Nord à l’avant fosse alpine en passant à travers l’Europe septentrionale. Ces connexions marines, comme la mer ouralienne elle-même, cesseront à l’Oligocène.
L'Europe à l'Oligocène inférieur (33,5 Ma)
![]() Extension des évaporites d'âge Eocène supérieur- Oligocène. |
Dès la fin de l’Eocène et à l’Oligocène, l’Europe connaît une phase de distension à l’origine d’une grande déchirure de la croûte continentale: le rift ouest européen, qui produit un alignement de fossés d’effondrement (fossés rhénan, Limagnes, Bresse, Valence, Nîmes, Alès, Camargue, Manosque....) recoupant à l’emporte-pièce toutes les structures antérieures, de la mer du Nord jusque dans le Golfe du Lion. La majeure partie des fossés oligocènes est demeurée à l’état de rift continental, à l’image du grand système de rift est-africain actuel. Des lacs, souvent salins, avec localement d’éphémères connexions marines, occupent ces fossés et donnent lieu, principalement entre la fin de l’Eocène et l’Oligocène inférieur, à l’accumulation de masses de sel atteignant parfois un millier de mètres d’épaisseur, voire à des couches de sels potassiques en Alsace. Parallèlement, sur les zones de plateforme voisines, les évaporites ne sont représentées que par des couches de sulfate. |
Le continent africain aussi connaît, à l’Oligocène, une phase de fracturation continentale et l’une de ces cassures qui affecte le Nord-est du continent va, en s’ouvrant au cours du Miocène, produire la séparation Afrique-Arabie le long du fossé de la Mer Rouge. Un autre évènement qui aura des conséquences très importantes sur l’évolution de la structure hydrologique de l’océan se produit vers 40 Ma, avec l’individualisation d’une étroite bande marine qui commence à séparer l’Antarctique de l’Australie et préfigure ainsi l'océan indien. C’est le début de l’isolement de l’Antarctique en position polaire et l’amorce des circulations circum-antarctiques qui vont bouleverser le climat global de la Terre.
En France, il est difficile d’établir des coupures majeures au sein du Paléogène au cours duquel la mer forme des golfes à l’extension très changeante au gré de nombreuses avancées et reculs marins. Sous la dépendance de la mer du Nord et de l’Atlantique, un golfe occupe le Bassin de Paris dont la mer se retire définitivement à l’Oligocène (Stampien), après avoir laissé, au Ludien, les célèbres couches de gypse du sous-sol parisien. La mer demeurera dans le golfe d’Aquitaine jusqu’au Miocène moyen (16-11 Ma), dans les bassins armoricains jusqu’au Pliocène (5-2 Ma), et n’abandonnera définitivement le sud de la France qu’au Tortonien (11-7 Ma).
Au Néogène la déformation est encore active dans les principaux systèmes montagneux en formation, voire paroxysmale pour certaines (Andes, Himalaya) et des mouvements verticaux de très grande ampleur portent certaines parties des chaînes jusqu’à une altitude proche de l’actuelle.
L'Europe au Miocène moyen (10,5 Ma)
Pour ce qui est de l’aire européenne, le sillon périalpin
assure, du Miocène inférieur à moyen, la liaison de
la Méditerranée avec le bassin de Vienne et rejoint l’extrémité
orientale de la Méditerranée à travers les Balkans.
Dans des sillons situés au front de la chaîne alpine (bassin
molassique suisse) ou des Carpathes (avant-fosse carpathique) s’accumulent
d’énormes épaisseurs de dépôts terrigènes
provenant du démantèlement de ces chaînes.
La Méditerranée connaît également d’importants
évènements puisque, au Miocène inférieur, le
bloc Corse-Sardaigne se détache de l’ensemble continental ibéro-provençal
à la faveur de cassures ouvertes pendant le rifting oligocène,
et amorce une rotation vers l’Est ouvrant, entre 21 et 18 Ma le bassin
océanique profond de la Méditerranée occidentale.
Au Miocène moyen (16-11 Ma), le poinçonnement de l’Eurasie
par la sous-plaque arabique qui s’écarte de l’Afrique le long du
fossé océanique de la mer Rouge finit par interrompre les
dernières communications marines qui unissaient encore l’espace
méditerranéen à l’Océan indo-pacifique ; le
sillon périalpin se ferme et la Méditerranée acquiert
son identité hydrologique. Cette fragmentation affecte également
l’ensemble mer Rouge - Golfe de Suez et le bassin mésopotamien de
la Syrie à Ormuz qui reçoivent d’épaisses accumulations
d’évaporites. Au nord de la chaîne alpine, la mer qui baigne
le Nord des Carpathes, de Vienne à la Mer Noire (Paratéthys)
est de plus en plus morcelée donnant lieu à des épisodes
évaporitiques, comme dans l’avant fosse péri-carpathique,
pour aboutir finalement à la situation actuelle caractérisée
par la seule persistance de la mer Noire et de l’immense lac qu’est en
fait la mer Caspienne. A partir de 9 Ma, se forme le petit bassin océanique
tyrrhénien, enregistrant ainsi la naissance de la Méditerranée,
avec des contours et une morphologie qui préfigurent ceux de l’époque
actuelle. Ces phases d’ouverture océanique en Méditerranée
s’accompagnent d’intenses déformations dans la chaîne des
Apennins et d’un important volcanisme. Dans le Massif central français,
commencent à s’édifier vers 11 Ma les grands appareils volcaniques
comme le Cantal . A partir de 6 Ma (Messinien inférieur), la collision
des plaques Afrique et Eurasie achève d’écraser les communications
entre la Méditerranée et l’océan Atlantique, au travers
de la région bético-rifaine, conduisant à la
crise de salinité messinienne. A la fin du Miocène terminal
(5 Ma), le Jura et les chaînes subalpines chevauchent les dépôts
des bassins périphériques de la Bresse et du couloir rhodanien.
L'Europe au Pliocène inférieur (3,8 Ma)
Dès le début du Pliocène (5 Ma), les eaux atlantiques envahissent brutalement la Méditerranée à la suite de l’ouverture du détroit de Gibraltar. Dans le sud de la France, qui a connu une longue émersion pendant le Tortonien supérieur et le Messinien, la mer fera de brèves incursions dans des rias, notamment la ria rhodanienne au Pliocène. En dehors de l’aire européenne, l’évolution géodynamique vers des conditions proches de l’Actuel se poursuit avec les mouvements verticaux importants qui affectent les chaînes andine et himalayenne et avec l'établissement de l’isthme de Panama, vers 3 Ma, et ses conséquences sur les circulations océaniques.
Climats
et circulations océaniques
La composition isotopique de l’oxygène (18O/16O)
et du carbone (13C/12C) du carbonate des tests de
foraminifères benthiques et planctoniques fournit un enregistrement
précis de la structure thermique de l’océan et des changements
qui l’ont affectée et, avec les variations de composition de la
faune et de la flore, permet de cerner avec précision l’évolution
du climat. L’amélioration de la résolution chronologique
des études en se rapprochant de l’Actuel fournit un cadre chronologique
relativement précis de ces changements.
Au Paléocène (65-53 Ma), le climat chaud de
la fin du Crétacé se maintient et s’accentue, atteignant
un optimum à l’Eocène inférieur, entre 53 et
50 Ma. Les flores tropicales s’étendent alors au-delà de
50° de latitude dans les deux hémisphères, peut-être
en relation avec une saisonnalité peu contrastée, et l’Antarctique
connaît un climat relativement chaud et humide. Le niveau de l’océan
est donc élevé ainsi que la température des couches
profondes. Après cet optimum thermique, un refroidissement
s’opère jusque vers 40 Ma et à partir de 34 Ma apparaissent
dans les sédiments de l’Océan austral les premiers débris
abandonnés par les glaces flottantes (icebergs). C’est à
cette période que l’Antarctique, isolé des eaux septentrionales
plus chaudes par l’amorce du courant circum-antarctique s’englace progressivement.
C’est une première étape importante dans l’évolution
vers les conditions modernes de circulations océaniques et celles
du climat. Cet épisode de refroidissement général
est particulièrement sensible aux hautes latitudes avec l’apparition
d’hivers marqués. Corrélativement le niveau marin s’abaisse.
Après un deuxième épisode de refroidissement accompagné
d’une chute du niveau marin à l’Oligocène (vers 29 Ma), une
tendance
au réchauffement se marque jusqu’au Miocène inférieur,
notamment en Europe.
Le Miocène moyen marque une nouvelle étape majeure dans
l’évolution vers les conditions modernes. Vers 22 Ma le courant
circum-antarctique a déjà acquis des caractéristiques
proches de celles de l’Actuel bien que d’intensité plus faible.
A
partir de 15 Ma, des couches de glace permanente s’installent sur l’Antarctique
et le volume des glaces s’accroît fortement jusqu’à 11-10
Ma, recouvrant les parties est, puis ouest de ce continent, mais avec des
fluctuations marquées ce qui est un trait majeur de cette période.
Il s’ensuit un important abaissement du niveau océanique. A cette
époque, la structure thermique de l’océan est déjà
marquée par de fortes différences entre les eaux profondes
et de surface. Cette réorganisation des circulations océaniques
et le renforcement des systèmes d'alizés induisent une intensification
des systèmes d'upwellings (remontées d’eaux profondes fertiles)
ce qui se traduit notamment par le dépôt de couches de diatomites
autour du Pacifique. Malgré d’importantes fluctuations, la calotte
glaciaire antarctique atteindra son développement maximum au Miocène
terminal, entre 6 et 5 Ma, avec un volume de 50 % supérieur
aux maxima antérieurs. De cette période pourrait dater un
début de glaciation, au moins saisonnière, de l’Océan
Arctique et de l’Alaska. Le niveau océanique est plus bas, avec
des pics d’abaissement maximum au Tortonien et pendant le Messinien supérieur
au cours duquel la chute a pu atteindre une cinquantaine de mètres.
L’aridité s’accroît dans l’hémisphère nord et
c’est le moment où la Méditerranée connaît l’épisode
de la crise de salinité dans l’évolution de laquelle les
fluctuations glacio-eustatiques du niveau océanique ont joué
un rôle important.
Au Pliocène, le climat se réchauffe de nouveau
jusque vers 3 Ma. La calotte glaciaire antarctique se réduit
de manière significative. Un nouvel épisode de refroidissement
général intervient au Pliocène terminal, à
partir de 2,6-2,3 Ma, en même temps que l’englacement des régions
arctiques. Le refroidissement affecte l’Europe et l’aridité s’accentue
dans de nombreuses régions, notamment en Afrique. Une végétation
de type toundra caractérise l’Europe du nord tandis que des conditions
steppiques s’installent en domaine méditerranéen. Avec la
fermeture de l’isthme de Panama, le Gulf Stream commence à se mettre
en place.
Succédant aux extinctions massives de la fin du Crétacé, le Cénozoïque marque un profond renouvellement et une diversification de la faune qui préfigure celle actuelle; les changements les plus spectaculaires sont la diversification des mammifères et celle des angiospermes, parallèlement à celle des insectes et des oiseaux.
Les vertébrés.
Au Paléocène inférieur, une première
diversification produit des formes ancestrales de mammifères qui,
pour la plupart, disparaîtront à la fin de l’Eocène.
Les Marsupiaux, qui ont survécu à la grande crise continuent
de se développer, tandis qu’apparaissent les premiers ancêtres
des primates.
A l’Eocène (55 Ma), s’opère une deuxième
radiation qui se traduira par le développement des mammifères
placentaires et la disparition des formes de vertébrés primitifs
du Paléocène. La faune mammalogique, généralement
de petite taille, est marquée par une nouvelle diversification avec
les Edentés, rongeurs, carnivores, Artiodactyles, Périssodactyles,
Proboscidiens, Cétacés, Siréniens, Chiroptères,
Primates qui colonisent tous les environnements, terrestres, marins et
aériens. Commence l’évolution des Equidés qui, depuis
les très petites formes de l’Eocène, évolueront vers
le cheval actuel.
Le début de l’Oligocène (vers 34 Ma) est marqué
en Europe par un changement faunique très profond dont les causes
sont multiples. Des modifications climatiques sont survenues au cours de
l’Eocène supérieur et ont conduit à un climat plus
frais et plus sec d’où une transformation de l’environnement et
des extinctions et remplacements au sein de la faune. Le rétablissement
de liaisons terrestres entre l’Europe occidentale et l’Asie (régression
de la mer ouralienne), du fait de l’abaissement du niveau marin et de mouvements
tectoniques dans les régions alpines, a permis l’immigration en
Europe de nombreux animaux d’origine asiatique. C’est la « Grande
Coupure » de Stehlin. La faune acquiert des caractéristiques
plus proches de l’actuelle, avec notamment les premiers Félidés,
Canidés, rhinocéros, ours..... ; les premières baleines
proches des formes actuelles se développent dans l’Océan
austral, accompagnant le démarrage du courant circum-antarctique.
Au Miocène (vers 14 Ma) apparaît le premier hominidé,
Ramapithecus.
Vers 5 Ma, les grands singes (gorilles et chimpanzés) se diversifient.
Au cours du Pliocène, la faune de vertébrés acquiert
ses caractéristiques modernes (camélidés, porcs, ours,
chevaux, carnivores, antilopes, girafes......). La diversification des
Hominidés s’accentue avec le genre Australopithecus dont les premiers
restes remonteraient à 4 Ma ; le célèbre squelette
de Lucy qui appartient à l'espèce Australopithecus afarensis
a été découvert dans des terrains vieux de 3,3 Ma.
Le genre Homo apparaît vers 2,5 Ma, en Afrique, avec Homo
habilis.
Le plancton marin.
En domaine marin, dans le nannoplancton calcaire, les premiers discoastéridés
apparaissent après la crise Crétacé-Tertiaire (vers
60 Ma) et vont se différencier pendant l’Eocène. En domaine
côtier, les mollusques connaissent un développement particulièrement
important. Les grands foraminifères connaissent une évolution
très rapide, dont témoigne la prolifération des nummulites
à l’Eocène. La diversité des foraminifères
planctoniques et du nannoplancton calcaire a fortement diminué à
la fin de l’Eocène-début de l’Oligocène. Au Miocène,
les Foraminifères planctoniques effectuent une nouvelle radiation
jusqu’à un maximum de diversité au Miocène moyen,
à la différence du nannoplancton calcaire dont la diversité
n’augmente qu’à partir du Miocène moyen. Le trait dominant
du Miocène moyen, qui en fait une période charnière,
est l’essor des diatomées qui deviennent, à partir de cette
époque, l’un des composants majeurs du plancton océanique
au niveau des ceintures à haute productivité et des zones
d’upwelling côtier. En témoignent les couches épaisses
de diatomites que l'on connaît à la périphérie
de l’Océan Pacifique, comme la très célèbre
Formation Monterey de l’Ouest des Etats-Unis et du Mexique ou les moronites
en Espagne et, plus tard, au Messinien, le tripoli du bassin méditerranéen.
Les diatomées prolifèrent également dans tous
les autres environnements aquatiques, les mers fermées ou semi-fermées
(formation du Tripoli de la Méditerranée
au Messinien), les fjords et même les lacs, comme les diatomites
du Miocène moyen d’Hellin en Espagne, du Miocène supérieur
des Coirons en Ardèche ou du Pliocène du Cantal.
La flore.
En ce qui concerne la flore, le Cénozoïque voit le développement
des Angiospermes et, dès le Paléocène, celui de la
forêt décidue (arbres à feuilles caduques), mais qui
demeure faiblement diversifiée, tandis que les premières
graminées se développent. A l’Eocène, les flores tropicales
à sub-tropicales s’étendent au-delà de 50° de
latitude tandis que les latitudes très élevées se
couvrent de forêts de conifères. La fin de l’Eocène
marque un changement rapide de la flore avec l’expansion de la forêt
décidue vers les basses latitudes en même temps qu’une diminution
de la diversité qui s’accroîtra de nouveau à l’Oligocène.
Le Miocène voit le développement extensif des forêts
de conifères aux hautes latitudes et celui de la prairie aux hautes
et moyennes latitudes.
En conclusion, deux périodes charnières dans l’évolution vers la géographie actuelle semblent se distinguer nettement au cours du Cénozoïque : la fin de l’Eocène début de l’Oligocène d’une part, et le Miocène, notamment le Miocène moyen, d’autre part. Ces deux périodes sont marquées par les effets de la redistribution des masses continentales et de l’orogenèse qui induisent d’importantes modifications du climat et des circulations océaniques, et se traduisent également par des modifications au niveau de la composition du monde vivant.
POMEROL C. (1973) - Ere cénozoïque.
Doin édit., 269 p.
ROUCHY J.-M. & BLANC-VALLERON M.-M. (1999) - Le Cénozoïque
en Europe. In Fröhlich F. & Schubnel H.-J. (Ed), Les âges
de la terre, MNHN, Paris, 86-90.
YILMAZ P.O., NORTON I., LEARY D. et CHUCHLA R.J. (1996) - Tectonic
evolution and paleogeography of Europe. In Ziegler P.A. et Horvath
F. (eds) Peri-Tethys Memoir 2 : structure and prospects of Alpine Basins
and Forelands. Mém. Mus. nat. Hist. nat., 170, 47-60.
mise à jour le 4 août 2000