Carbonifère

Carbonifère
Houiller
Notation chronostratigraphique C
Notation française h
Notation RGF h
Niveau Période / Système
Érathème / Ère
- Éonothème / Éon
Paléozoïque
Phanérozoïque

Stratigraphie

DébutFin
Point stratotypique mondial 358,9 ± 0,4 MaPoint stratotypique mondial 298,9 ± 0,15 Ma
Lithologies notables couches carbonifères

Subdivisions

Paléogéographie et climat

Taux de O2 atmosphérique env. 32,3 %vol[1]
(162 % de l'actuel)
Taux de CO2 atmosphérique env. 800 ppm[2]
(3 fois le niveau d'avant la révolution industrielle)
Température moyenne 14 °C[3]
(°C par rapport à l'actuel)

Contexte géodynamique

Faune et flore

Description de cette image, également commentée ci-après
Pulmonoscorpius un scorpion du Carbonifère mesurant 70 cm de long. De nombreux arthropodes terrestre ont été de grande taille durant cette période grace à la surabondance de l'oxygène.

Évolution

Le Carbonifère est un système géologique du Paléozoïque. Cette période géologique s'étend de -358,9 ± 0,4 à -298,9 ± 0,2 millions d'années (Ma) . Le Carbonifère suit le Dévonien et précède le Permien. Son nom provient des vastes couches de charbon qu’il a laissées en Europe de l'Ouest.

La Pangée continue sa formation durant le Carbonifère, la température moyenne, stable pendant la première partie du Carbonifère diminue par la suite. La partie sud du Gondwana est recouverte d’un glacier continental, mais aux latitudes plus basses un environnement propice et riche en vie prédomine.

Cette période est caractérisée par les premiers grands arbres. Dans le nord-est de l'Amérique, les lys de mer deviennent moins communs et sont presque inexistants vers la fin de cette période. La vie marine est riche en crinoïdes et autres espèces d’échinodermes. Les brachiopodes sont abondants. Les trilobites se sont raréfiés. Sur les terres, une population variée de plantes existe. Les vertébrés terrestres incluent de grands amphibiens et les premiers reptiles.

Dans certains des textes anciens en français, une autre appellation (désormais obsolète) a été parfois utilisée : Carboniférien.

Subdivisions

Au niveau mondial, la Commission internationale de stratigraphie divise le Carbonifère en deux sous-systèmes (ou sous-périodes) : le Pennsylvanien et le Mississippien, subdivisés chacun en trois séries : inférieur, moyen et supérieur, comprenant chacune un ou deux étages[4]. Les datations des subdivisions correspondent à celle de l'échelle des temps géologiques publiée en 2012 (Geologic Time Scale 2012, GTS2012)[5],[6].

Pennsylvanien
  Pennsylvanien supérieur :
  Gzhélien (303,7 ± 0,1 - 298,9 ± 0,2 Ma)
  Kasimovien (307,0 ± 0,1 - 303,7 ± 0,1 Ma)
  Pennsylvanien moyen :
  Moscovien (315,2 ± 0,2 - 307,0 ± 0,1 Ma)
  Pennsylvanien inférieur :
  Bashkirien (323,2 ± 0,4 - 315,2 ± 0,2 Ma)
Mississippien
  Mississippien supérieur :
  Serpukhovien (330,9 ± 0,2 - 323,2 ± 0,4 Ma)
  Mississippien moyen :
  Viséen (346,7 ± 0,4 - 330,9 ± 0,2 Ma)
  Mississippien inférieur :
  Tournaisien (358,9 ± 0,4 - 346,7 ± 0,4 Ma)

En Europe on utilise également les notions de Silésien et de Dinantien, ces époques correspondent au Pennsylvanien et au Mississippien à l’exception du Serpukhovien qui est placé dans le Silésien. Le Stéphanien, étage régional pour l'Europe du Nord-Ouest, couvre une partie du Gzhélien et du Kasimovien[7].

Paléogéographie

Carte de paléogéographie du Carbonifère inférieur (356 Ma).

La baisse globale du niveau de la mer de la fin du Dévonien s’inverse au début du Carbonifère. Cette hausse du niveau de la mer crée des mers épicontinentales et les dépôts de carbonate du Mississippien. Une chute des températures se produit au pôle Sud et le sud du Gondwana est gelé. On ignore si les glaciers de ce continent étaient nouveaux, ou s'ils existaient déjà durant le Dévonien. Ces conditions plus froides ont peu d’effet aux plus basses latitudes, où des marécages luxuriants sont communs[8].

Le niveau de la mer s'abaisse vers le milieu du Carbonifère. De nombreuses espèces marines sont touchées et s’éteignent, particulièrement les Crinoïdes et les Ammonites. Cet épisode marque la limite entre le Mississippien et le Pennsylvanien[8].

Orogenèses varisque (hercynienne) et alleghenienne au Carbonifère.

Le Carbonifère est une période d’orogenèse active: la Pangée est en cours de formation. Les continents de l’hémisphère sud restent liés dans Gondwana, tandis que ce supercontinent entre en collision avec la Laurussia le long de ce qui est actuellement la côte est de l’Amérique du Nord (voir l'article orogenèse alléghanienne). La chaîne hercynienne en Europe et les Appalaches en Amérique du Nord se forment lors de cette collision[8]. La plaque eurasienne se soude à l’Europe de l'Ouest au niveau de l’Oural. La plus grande partie de la Pangée est alors assemblée à l’exception de la Chine du nord et de l’Asie du Sud-Est. La forme de la Pangée à la fin du Carbonifère est celle d'un C quasi-fermé, au bord gauche épais ; presque celle d’un D.

Il existe deux océans majeurs au Carbonifère, Panthalassa et Paléotéthys, à l’intérieur du C formé par la Pangée du Carbonifère récent.

D’autres océans mineurs existent :

Climat

Après le refroidissement amorcé durant le Dévonien, la température reste tiède, malgré un taux de CO2 estimé à 0,9 % (soit trente fois celui du XIXème siècle) et stable durant la première partie du Carbonifère, pendant la seconde partie du Carbonifère le climat se refroidit à nouveau. Le Gondwana, dans les latitudes hautes de l’hémisphère sud, est en partie couvert de glace, glaciation qui se poursuit au début du Permien. Laurussia est situé à des latitudes peu élevées et n'est guère touché par le refroidissement.

Géologie

Écorce fossile, Hérault
Aviculopecten, Syringothyris.

Les couches rocheuses datant du Carbonifère en Europe et en Amérique du Nord consistent souvent en des séquences répétées de calcaire, grès, schiste et charbon. En Amérique du Nord, les dépôts de calcaire sont largement d’origine marine. Les dépôts de charbon du Carbonifère ont fourni une grande part de l’énergie nécessaire à la révolution industrielle et restent encore de nos jours une ressource énergétique de grand intérêt.

Les larges dépôts de charbon sont dus à deux facteurs :

  • l’apparition d’arbres à écorces et en particulier ceux à écorces ligneuses ;
  • le niveau des mers, peu élevé, comparé à celui du Dévonien, qui a permis l’extension de vastes marécages et forêts en Amérique du Nord et en Eurasie.

Le fort taux de CO2 de l'atmosphère (30 fois celui du XIXème siècle) à certainement favorisé la croissance de la végétation.

On a émis l’hypothèse que l’enfouissement de grandes quantités de bois est dû au fait que les bactéries et les animaux n’étaient pas encore assez évolués pour être capables de digérer et de décomposer les nouveaux ligneux. La lignine est en effet difficile à décomposer. De plus les plantes ligneuses de cette période comportaient un ratio écorce/bois bien plus important que de nos jours, 8 pour 1 à 20 pour 1, contre 1 pour 4 de nos jours. Les écorces devaient comporter entre 38 et 58 % de lignine. La lignine n’est pas soluble, elle peut rester dans le sol pendant des centaines d’années et inhiber la décomposition d’autres substances végétales[9].

L’enfouissement massif de carbone a pu conduire à un surplus d’oxygène dans l’air allant jusqu’à 35 %[10] mais des modèles révisés considèrent ce chiffre comme irréaliste et estiment que le pourcentage d’oxygène dans l’air devait se situer entre 15 et 25 %[11]. Des taux élevés d’oxygène sont une des causes avancées au gigantisme de certains insectes et amphibiens dont la taille est inversement corrélée à leur capacité à absorber de l’oxygène.

Faune et flore

Lepidodendron, un plantae du Carbonifère.
Megarachne, un euryptéride du Carbonifère long de 60 cm.

Le Carbonifère voit l'apparition de l'œuf amniotique et par conséquent des amniotes. Le groupe apparait vers 340 Ma, les synapsides s'en différencient vers 320 Ma et les saurospides 5 Ma plus tard. À la fin du Carbonifère, les deux clades seront en place et bien diversifiés.

Le gigantisme affiché par les arthropodes (myriapode géant Arthropleura, libellule géante Meganeura) et les amphibiens du Carbonifère s'expliquerait par un fort taux de dioxygène contenu dans l'air (proche de 35 % au lieu des 21 % actuels), la quasi-absence de prédateurs, et une nourriture abondante[12],[13].

Lacune de Romer

Article détaillé : Lacune de Romer.

Les 15 premiers millions d'années du Carbonifère sont marqués par une pauvreté des fossiles terrestres dans les couches géologiques. Cette lacune dans le registre fossile est appelée lacune de Romer, nommée d'après le paléontologue américain Alfred Romer[14]. Alors qu'il a longtemps été débattu pour savoir si cette lacune est le résultat d'un déficit dans la fossilisation ou se rapporte à un événement réel, une étude publiée en 2006 montre que la période correspondante a connu une baisse du niveau d'oxygène dans l'atmosphère, ce qui indique une sorte d'effondrement écologique[15]. Cette période a vu la disparition de tétrapodes basaux du Dévonien, tel Ichthyostega, et l'essor des temnospondyles plus avancés et des reptiliomorphes, caractérisant la faune des vertébrés terrestres du Carbonifère.

Cause de la fin du carbonifère

Le charbon a arrêté de se former il y a près de 290 millions d'années (fin du carbonifère). Selon une étude ayant comparé l'horloge moléculaire et le génome de 31 espèces de basidiomycètes (Agaricomycetes : « pourriture blanche », groupe qui contient aussi des champignons ne dégradant pas la lignine − pourriture brune − et des espèces ectomycorrhiziennes), cet arrêt de formation du charbon semble pouvoir être expliqué par l'apparition de nouvelles espèces de champignons capables de dégrader la totalité de la lignine grâce à des enzymes (les lignine-peroxydases)[16].

Notes et références

  1. (de) teneur en oxygène dans l'atmosphère au Phanérozoïque
  2. (en) dioxyde de carbone au Phanérozoïque
  3. (en) température de la Terre
  4. Gradstein et al. 2012, p. 603-651.
  5. Gradstein et al. 2012.
  6. [PDF] (en) « International chronostratigraphic chart (2012) », sur http://www.stratigraphy.org/.
  7. Gradstein, Ogg et Smith 2005, p. 227.
  8. a b et c Steven M. Stanley, Earth System History. (New York: W.H. Freeman and Company, 1999), 414-426.
  9. (en) Jennifer M. Robinson, « Lignin, land plants, and fungi: Biological evolution affecting Phanerozoic oxygen balance », Geology, vol. 18, no 7,‎ , p. 607-610 (DOI 10.1130/0091-7613(1990)018<0607:LLPAFB>2.3.CO;2, résumé).
  10. (en) Robert A. Berner, « Atmospheric oxygen over Phanerozoic time », PNAS, vol. 96, no 20,‎ , p. 10955-10957 (lire en ligne).
  11. (en) Timothy M. Lenton, « The role of land plants, phosphorus weathering and fire in the rise and regulation of atmospheric oxygen », Global Change Biology, vol. 7, no 6,‎ , p. 613-629 (DOI 10.1046/j.1354-1013.2001.00429.x).
  12. (en) N. J. Butterfield, « Oxygen, animals and oceanic ventilation: An alternative view », Geobiology, vol. 7, no 1,‎ , p. 1–7 (PMID 19200141, DOI 10.1111/j.1472-4669.2009.00188.x)
  13. (en) Martin Lockley, Christian Meyer, Dinosaur Tracks and Other Fossil Footprints of Europe, Columbia University Press, , p. 32.
  14. (en) Michael I. Coates et Jennifer A. Clack, « Romer's gap: tetrapods orings and terrestriality », Bulletin du Muséum national d'Histoire naturelle, 4e série, vol. 17, nos 1-4,‎ , p. 373-388 (résumé).
  15. (en) Peter Waerd, Conrad Labandeira, Michel Laurin et Robert A. Berner, « Confirmation of Romer’s Gap as a low oxygen interval constraining the timing of initial arthropod and vertebrate terrestrialization », PNAS, vol. 103, no 45,‎ , p. 16818-16822 (DOI 10.1073/pnas.060782410).
  16. D Floudas et al. The Paleozoic Origin of Enzymatic Lignin Decomposition Reconstructed from 31 Fungal Genomes Science, 336, 1715, 2012 (résumé)

Bibliographie

  • (en) F.M. Gradstein, J.G Ogg, M. Schmitz et G. Ogg, The Geologic Time Scale 2012, Elsevier, , 1176 p. (ISBN 9780444594488).
  • (en) Felix M. Gradstein, James G. Ogg et Alan G. Smith, A Geologic Time Scale 2004, Cambridge University Press, , 610 p. (ISBN 0-521-78142-6).

Voir aussi

Articles connexes

Liens externes

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