L’Europe au Tertiaire

• Du point de vue de la paléogéographie
• Climats et circulations océaniques
• Evolution du monde vivant

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.

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.

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.

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.

Evolution du monde vivant

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