Carbonifere

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Carbonifere

CarbonifĂšre

Ă©on
Phanérozoïque
CĂ©nozoĂŻque
MĂ©sozoĂŻque
Paléozoïque
  • CarbonifĂšre

Le CarbonifĂšre est un systĂšme gĂ©ologique s’étendant de 359.2 ± 2.5 Ă  299,0 ± 0,8 millions d’annĂ©es[1]. Le CarbonifĂšre suit le DĂ©vonien et prĂ©cĂšde le Permien. Son nom provient des vastes couches de charbon qu’elle a laissĂ©es en Angleterre et en Europe de l'Ouest.

La PangĂ©e continue sa formation durant le CarbonifĂšre, la tempĂ©rature moyenne, stable pendant la premiĂšre partie du CarbonifĂšre se refroidit ensuite. La partie sud du Gondwana est recouverte d’un glacier continental, mais aux latitudes plus basses un environnement propice et riche en vie prĂ©domine.

Cette pĂ©riode est caractĂ©risĂ©e par les premiers grands arbres. Dans le nord-est de l'AmĂ©rique, les lits marins deviennent moins communs et sont presque inexistants vers la fin de cette pĂ©riode. La vie marine est riche en crinoĂŻdes et autres espĂšces d’échinodermes. Les brachiopodes sont abondants. Les trilobites se sont rarĂ©fiĂ©s. Sur les terres, une population variĂ©e de plantes existe. Les vertĂ©brĂ©s terrestres incluent de grands amphibiens.

Sommaire

Subdivisions

Le CarbonifĂšre est subdivisĂ© en deux Ă©poques, le Pennsylvanien et le Mississippien. En Europe on utilise Ă©galement les notions de SilĂ©sien et de Dinantien, ces Ă©poques correspondent au Pennsylvanien et au Mississippien Ă  l’exception du Serpukhovien qui est placĂ© dans le SilĂ©sien.

Pennsylvanien
 â€ą GzhĂ©lien (aussi nommĂ© stĂ©phanien en Europe) (303,9 ± 0,9 - 299,0 ± 0,8 Ma)
 â€ą Kazimovien (306,5 ± 1,0 - 303,9 ± 0,9 Ma)
 â€ą Moscovien (311,7 ± 1,1 - 306,5 ± 1,0 Ma)
 â€ą Bashkirien (318,1 ± 1,3 - 311,7 ± 1,1 Ma)
Mississippien
 â€ą Serpukhovien (326,4 ± 1,6 - 318,1 ± 1,3 Ma)
 â€ą VisĂ©en (345,3 ± 2,1 - 326,4 ± 1,6 Ma)
 â€ą Tournaisien (359,2 ± 2,5 - 345,3 ± 2,1 Ma)

Paléogéographie

La Terre au CarbonifĂšre

La baisse globale du niveau de la mer de la fin du DĂ©vonien s’inverse au dĂ©but du CarbonifĂšre. Cette hausse du niveau de la mer crĂ©e des mers Ă©picontinentales et les dĂ©pĂŽts de carbonate du Mississippien. Une chute des tempĂ©ratures se produit au pĂŽle sud et le sud du Gondwana est gelĂ©; il n'est pas certain que les glaciers sur ce continent soient nouveaux ou s'ils existaient dĂ©jĂ  durant le DĂ©vonien. Ces conditions plus froides ont peu d’impact aux latitudes plus basses oĂč des marĂ©cages luxuriants sont communs.[2].

Le niveau de la mer chute vers le milieu du CarbonifĂšre, de nombreuses espĂšces marines sont touchĂ©es et s’éteignent, particuliĂšrement les CrinoĂŻdes et les Ammonites. Cet Ă©pisode marque la limite entre le Mississippien et le Pennsylvanien[2].

Le CarbonifĂšre est une pĂ©riode d’orogenĂšse active, la PangĂ©e est en cours de formation. Les continents de l’hĂ©misphĂšre sud restent liĂ©s dans Gondwana, tandis que ce supercontinent entre en collision avec la Laurussia le long de ce qui est actuellement la cĂŽte est de l’AmĂ©rique du Nord. La chaĂźne hercynienne en Europe et les Appalaches en AmĂ©rique du Nord se forment lors de cette collision[2]. La plaque eurasienne se soude Ă  l’Europe de l'Ouest au niveau de l’Oural. La plus grande partie de la PangĂ©e est alors assemblĂ©e Ă  l’exception de la Chine du nord et de l’Asie du sud-est. La forme de la PangĂ©e Ă  la fin du CarbonifĂšre est celle d’un O.

Il existe deux ocĂ©ans majeurs au CarbonifĂšre, Panthalassa et PalĂ©otethys, Ă  l’intĂ©rieur du O formĂ© par la PangĂ©e du CarbonifĂšre rĂ©cent. D’autres ocĂ©ans mineurs existent, PrototĂ©thys, fermĂ© par la collision du micro-continent de Chine du Nord et Siberia/Kazakhstania, l’ocĂ©an RhĂ©ique, fermĂ© par la collision de l’AmĂ©rique du Nord et de l’AmĂ©rique du Sud. le petit et peu profond ocĂ©an de l'Oural, fermĂ© par la collision de Baltica et Siberia.

Climat

AprĂšs le refroidissement amorcĂ© durant le DĂ©vonien la tempĂ©rature reste tiĂšde et stable durant la premiĂšre partie du CarbonifĂšre, pendant la seconde partie du CarbonifĂšre le climat se refroidit Ă  nouveau. Le Gondwana, dans les latitudes hautes de l’hĂ©misphĂšre sud est en partie couvert de glace, glaciation qui se poursuit au dĂ©but du Permien. Laurussia est situĂ© a des latitudes peu Ă©levĂ© et n'est guĂšre touchĂ© par le refroidissement.

GĂ©ologie

Les couches rocheuses datant du carbonifĂšre en Europe et en AmĂ©rique du Nord consistent souvent en des sĂ©quences rĂ©pĂ©tĂ©es de calcaire, grĂšs, schiste et charbon. En AmĂ©rique du Nord, les dĂ©pĂŽts de calcaire sont largement d’origine marine. Les dĂ©pĂŽts de charbon du carbonifĂšre ont fourni une grande part de l’énergie nĂ©cessaire Ă  la rĂ©volution industrielle et reste encore de nos jours une ressource Ă©nergĂ©tique de grand intĂ©rĂȘt.

Écorce fossile, HĂ©rault

Les larges dĂ©pĂŽts de charbon sont dus Ă  deux facteurs :

  • l’apparition d’arbres Ă  Ă©corces et en particulier ceux Ă  Ă©corces ligneuses ;
  • le niveau des mers, peu Ă©levĂ©, comparĂ© Ă  celui du dĂ©vonien, qui a permis l’extension de vastes marĂ©cages et forĂȘts en AmĂ©rique du Nord et en Eurasie.

On a Ă©mis l’hypothĂšse que l’enfouissement de grandes quantitĂ©s de bois est dĂ» au fait que les bactĂ©ries et les animaux n’étaient pas encore assez Ă©voluĂ©s, pour ĂȘtre capables de digĂ©rer et de dĂ©composer les nouveaux ligneux. La lignine est en effet difficile Ă  dĂ©composer. De plus les plantes ligneuses de cette pĂ©riode comportaient un ratio Ă©corce/bois bien plus important que de nos jours, 8 pour 1 Ă  20 pour 1, contre 1 pour 4 de nos jours. Les Ă©corces devaient comporter entre 38 et 58 % de lignine. La lignine n’est pas soluble, elle peut rester dans le sol pendant des centaines d’annĂ©es et inhiber la dĂ©composition d’autres substances vĂ©gĂ©tales[3].

L’enfouissement massif de carbone a pu conduire Ă  un surplus d’oxygĂšne dans l’air allant jusqu’à 35 %[4] mais des modĂšles rĂ©visĂ©s considĂšrent ce chiffre comme irrĂ©aliste et considĂšre que le pourcentage d’oxygĂšne dans l’air devait se situer entre 15 et 25 %[5] Des taux Ă©levĂ©s d’oxygĂšne sont une des causes avancĂ©s au gigantisme de certains insectes et amphibiens dont la taille est corrĂ©lĂ©e Ă  leur capacitĂ© Ă  absorber de l’oxygĂšne.

Références

  1. ↑ (en) GeoWhen Database
  2. ↑ a , b  et c  Steven M. Stanley, Earth System History. (New York: W.H. Freeman and Company, 1999), 414-426.
  3. ↑ Robinson JM 1990 Lignin, land plants, and fungi: Biological evolution affecting Phanerozoic oxygen balance. Geology 10; 607-610, on p608.
  4. ↑ (en) PubMed : Atmospheric oxygen over Phanerozoic time
  5. ↑ (en) The role of land plants, phosphorus weathering and fire in the rise and regulation of atmospheric oxygen

Voir aussi

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