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Le prélude au Quaternaire : les modalités d'entrée en glaciation (65 Ma ‑ 2,2 Ma)

The dawn of Quaternary: cause of the entrance in the Ice Age (65 Ma ‑ 2.2 Ma)
Brigitte van Vliet‑Lanoë
p. 111-128

Résumés

Le Cénozoïque enregistre une englaciation croissante par étapes, d’abord dans l’hémisphère sud puis, depuis le début du Néogène, dans l’hémisphère nord. Cette évolution est en relation surtout avec le rifting et la tectonique des plaques qui ouvrent ou ferment des détroits. La création de reliefs de collision ou de reliefs de décharge isostatique par érosion crustale ou superficielle, après le Crétacé, favorise l’englaciation. L’extension du plancher océanique et le stockage croissant de glace amènent une baisse eustatique importante. Les modifications des circulations océaniques et atmosphériques, que les reliefs entraînent, accentuent le refroidissement par le biais de la consommation du CO2 atmosphérique. La Terre passe d’un régime d’englaciation unipolaire à un régime bipolaire à partir du Néogène, d’une circulation océanique zonale à la circulation thermohaline que nous connaissons aujourd’hui. À partir de 3 Ma, en relation avec la configuration particulière des océans et des continents, le régime glaciaire est mondial, contrôlé préférentiellement par l’intensité de l’insolation, avec également un retour de la convergence intertropicale en position équatoriale. L’augmentation de l’aridité a influencé la biodiversité et la production de poussières. À la veille du Pléistocène, l’ère glaciaire est largement commencée : l’Antarctique passe par un maximum d’englacement au Miocène alors qu’il faut attendre le Pliocène pour voir de vraies calottes s’installer dans l’hémisphère nord.

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Texte intégral

Je remercie tout particulièrement Fabienne Orzag pour sa relecture précise et ses commentaires judicieux qui ont permis d’améliorer la lisibilité de cet historique, parfois très dense.

1- Introduction

1Dans l’esprit de beaucoup de gens, l’époque glaciaire du Cénozoïque s’est limitée au Quaternaire alors que le Quaternaire ne représente en réalité qu’une petite partie de cette ère. En fait, l’évolution est beaucoup plus complexe, et nous permet de comprendre pro parte certaines des glaciations anciennes. Au cours de l’histoire de la Terre, les grandes glaciations sont apparues assez précocement dès 2,3 Ga puis , à la fin des grands cycles orogéniques archéen, panafricain, calédonien, hercynien et alpin. Une des conditions nécessaires à l’installation d’une glaciation est la création préalable de reliefs montagneux, jeunes et vigoureux, conséquence de la tectonique des plaques et des collisions continentales (par ex. Eyles, 1993 ; Hay, 1996).

2En fin d’orogène, les masses continentales forment de vastes étendues favorables à la création de grands anticyclones (fort indice de continentalité). Ce phénomène sera d’autant plus marqué que ces masses continentales seront près des pôles (Laurasie par ex.). Les ères glaciaires dans une grande majorité sont soulignées par une régression marine et par une diminution de température de la surface du globe associées à l’accumulation de masses de glace continentales. Le climat est plutôt sec en raison de la baisse eustatique qui limite l’évaporation et de la présence de glace qui abaisse la tension de vapeur atmosphérique. La présence d’une calotte glaciaire peut entraîner une circulation océanique active et profonde, en augmentant le gradient thermique interzonal et en perturbant la salinité des eaux, l’équivalent partiel de notre circulation thermohaline actuelle ou « Conveyor belt ».

3Les glaciations mondiales sont liées à une diminution importante du taux d’expansion océanique et à une faible production de gaz carbonique dans l’atmosphère (dégazage magmatique et fixation « biologique »). Les glaciations du Protérozoïque supérieur et du Cénozoïque sont généralement caractérisées par des rapports isotopiques 87Sr/86Sr élevés liés à une faible activité volcanique, alors que celles de la fin de l’Ordovicien et du Permo-Carbonifère voient une activité intense au niveau de la croûte océanique (rifting) (Tardy, 1986). Le stockage du carbone sous forme de charbon ou de carbonates, la diminution de la production du CO2 émis par les rifts et le stockage de l’oxygène sous la forme d’hydroxydes ou de silicates (Moore & Worsley, 1994) limitent l’efficacité de la respiration végétale et, par conséquent, l’effet de serre. Cependant, l’interrelation entre ces différents paramètres n’est pas toujours simple. A côté de ceux-ci, des interactions nettement plus anodines peuvent avoir servi de catalyseur et permis de basculer tantôt vers le froid, tantôt vers le chaud.

4L’installation des calottes polaires est engendrée par un déficit énergétique lié à l’obliquité de l’axe de rotation de la Terre sur l’écliptique (Ruddimann & McIntyre, 1981 ; Mangerud & Svendsen, 1992), comme pour l’Arctique quaternaire. L’obliquité est également invoquée pour certaines glaciations anciennes. Pour des raisons pas entièrement claires, mais apparemment connectées aux changements cycliques de l’orbite terrestre et au basculement de l’axe de rotation, les grandes calottes sont caractérisées par une croissance lente suivie d’une fonte rapide, souvent associée à des événements de crue glaciaire (Bond et al., 1993 ; Boulton & Payne, 1994). Il en va de même pour les ères glaciaires (Van Vliet-Lanoë, 2005 ; Van Vliet-Lanoë, in press). Des perturbations allocycliques, induites cette fois par l’activité du soleil, par les poussières cosmogéniques ou tout simplement par le chaos, peuvent interférer avec les paramètres orbitaux de la Terre.

5Les ères glaciaires sont liées à une puissante baisse eustatique contrôlée au préalable par une expansion du plancher océanique et la configuration des plaques continentales (fig. 1 ; Eyles, 1993 ; Plint et al., 1992). Le niveau marin suit, mais décalé dans le temps en fonction de la rapidité du stockage en glace, même si quelques anomalies régionales existent, contrôlées notamment par des déformations isostatiques du géoïde. Avec un abaissement de la température, l’océan superficiel (500 m) se contracte rapidement. Ce phénomène est associé à une réduction de la surface marine exposée au rayonnement solaire et, de ce fait, à l’évaporation. Ainsi, la teneur en vapeur d’eau dans l’atmosphère baisse, réduisant l’effet de serre naturel (70 % ; Philipona et al., 2005) tout en favorisant le développement de zones arides, ce qui implique une rétroaction positive sur l’albédo planétaire (Kroener, 1980 ; Ruddiman & McIntyre, 1981). En impliquant des précipitations élevées plus que des températures très froides, la construction des calottes se produit généralement en début de période glaciaire, période pendant laquelle le gradient thermique interzonal est le plus marqué (effet de l’obliquité ; Williams, 1993) et le niveau marin encore élevé, et aboutit à une baisse glacio-eustatique rapide (Van Vliet-Lanoë, 2005) : 400 000 km3 de glace équivalent à une baisse eustatique globale de 1 mètre. Actuellement, le volume total de la glace est estimé à environ 25 à 30 millions km3 pour environ de 70 à 80 km3 lors du Dernier Maximum Glaciaire (LGM, environ –120m) (Clark & Mix, 2000). Pendant le « maximum » glaciaire, du fait de l’abaissement eustatique et de la tension de vapeur d’eau au contact de la glace ou de la neige, les conditions étaient généralement trop arides pour permettre l’extension des calottes et les glaciers reculaient par sublimation, faute d’une alimentation suffisante. La baisse eustatique enregistrée est donc la somme de préambules tectoniques, de la contraction thermique de l’océan superficiel et du stockage de glace au niveau des masses glaciaires et du pergélisol.

6Enfin, les épisodes d’expansion océanique sont également favorables à la mise en place sur le continent de grands bassins évaporitiques (lagunes salines). L’épisode évaporitique de la crise du Messinien, entre 5,9 Ma et 5,3 Ma (Clauzon et al., 1996), est responsable d’une accumulation de 1000 m de sel en Méditerranée et en Mer Rouge via un assèchement partiel contrôlé par la fermeture partielle du détroit de Gibraltar. En remontant par conséquent la température de congélation de l’eau océanique désalinisée, hypothèse émise par Hsü et al. (1978), puis confortée par Krijgsman et al. (1999), cet épisode est probablement un des facteurs de déclenchement des glaciations « en série » au Cénozoïque, en parallèle avec le forçage orbital (Clauzon et al., 1996). Cet évènement est une conséquence indirecte de la tectonique et de la modification des circulations océaniques et atmosphériques qui en résulte.

7Les chartes eustatiques (Haq et al., 1988 ; Hardenbol et al., 1998) sont de bons outils qui permettent surtout d’appréhender les mécanismes responsables des phénomènes observés. Les fluctuations eustatiques de premier ordre (100 Ma) sont contrôlées par la tectonique mondiale (fig. 2), celles de second ordre (10 Ma) par les épisodes orogéniques couplées à l’effet de serre, celles de troisième ordre (1 Ma) sont contrôlées par les forçages orbitaux et non orbitaux. L’importance des fluctuations de troisième ordre sera d’autant plus marquée que la masse d’eau stockée sous forme de glace sera importante, selon Abreu & Anderson (1998), augmentant le contraste thermique entre les événements.

Fig. 1 : Évolution des masses continentales et des courants océaniques principaux lors de la fragmentation du dernier supercontinent (Pangée)

Fig. 1 : Évolution des masses continentales et des courants océaniques principaux lors de la fragmentation du dernier supercontinent (Pangée)

d’après Strahler & Strahler, 1987

Fig. 2 : L’englaciation cénozoïque en relation avec la tectonique, le volcanisme et les impacts météoritiques, l’eustatisme, la morphologie des vallées.

Fig. 2 : L’englaciation cénozoïque en relation avec la tectonique, le volcanisme et les impacts météoritiques, l’eustatisme, la morphologie des vallées.

Les événements volcaniques sont en noir, les épisodes tectoniques en hachuré

Van Vliet-Lanoë, 2005

2- La tectonique au Cénozoïque

8L’ère cénozoïque est une ère très active pour la tectonique, en relation avec le cycle orogénique alpin. Le démantèlement de la Pangée, commencé au Jurassique (Yilmaz et al., 1996), a bloqué progressivement la circulation équatoriale de la Téthys, très active au Crétacé, notamment par la collision Inde-Asie, il y a 35 Ma, et par la fermeture du détroit de Panama, il y a seulement 5 Ma (fig. 1). Elle a également permis la migration de continents en position polaire à partir du Jurassique. Comme nous le verrons pas à pas, la tectonique des plaques, l’extension du bassin océanique pacifique (Xu et al., 2006) et l’ouverture de différents détroits tout au long du Cénozoïque vont gérer la formation d’eau profonde dans les bassins polaires et leur pénétration dans les bassins océaniques atlantiques et pacifiques. La modification de la circulation océanique qui en résulte (fig. 3) permet d’expliquer une part importante des phénomènes et le refroidissement cénozoïque, bien enregistré par le δ18O dans les sédiments marins du Pacifique (Shackleton & Opdyke, 1973).

9Le rifting, très actif au Crétacé (15 cm/an), se ralentit vers 45 Ma (Géli, 1993). Au début du Tertiaire, il ne semble pas y avoir la moindre trace de glaciers en zones polaires (Frakes & Kemp, 1972), sauf très localement en Antarctique dès le Maastrichtien, avant l’impact d’un astéroïde (Miller et al., 1987 ; Dingle & Lavelle, 1998 ; Alley & Frakes, 2003). Aucune trace de glaciation n’est connue dans l’hémisphère nord avant 20 Ma. Les échanges entre l’Arctique et la Téthys se font probablement sur la plate-forme eurasienne par la passe de Turgaï, à l’est de l’Oural (fig. 3). D’une manière générale, le rifting atlantique s’accélère aussi depuis 10 Ma (Géli, 1993), avec des épisodes de blocage, ce qui explique, à l’échelle du globe, le synchronisme de la tectonique pulsée observée (par ex. l’épisode tectonique à l’origine de la crise messinienne), une part de la baisse eustatique et la quasi-absence de grands bassins continentaux pléistocènes.

10Actuellement, le minimum de la grande régression marine du Cénozoïque n’est pas encore passé, comme le laisse présager la poursuite du rifting, de la surrection alpine et de la migration des plaques. La migration vers le nord de l’Eurasie et la fermeture partielle du bassin arctique pourraient nous amener d’ici quelques dizaines de millions d’années à une glaciation presque généralisée, comme la glaciation Varangienne (600 Ma). C’est ce que suggèrent les modélisations produites par Scotese (2002). Étant donné que la durée des grandes ères glaciaires excède 2 à 300 Ma, ce scénario a toutes les chances de s’appliquer.

Fig.3 : Évolution de l’altitude moyenne des continents durant le Cénozoïque

Fig.3 : Évolution de l’altitude moyenne des continents durant le Cénozoïque

carré noir plein : Passe de Turgaï

modifié de Eyles, 1993.

3- Le refroidissement du début du Cénozoïque (65 - 40 Ma)

11L’englaciation cénozoïque débute autour du pôle Sud. Elle s’amorce juste après un épisode important d’activité tectonique (orogenèse alpine) et de rifting majeur (Crétacé moyen), associés à un effet de serre entretenu par un niveau marin élevé (maximum d’inondation de la plate-forme continentale au Cénomanien, tension de vapeur atmosphérique élevée) et une bioproductivité très importante (craies, altérites paléogènes) contrecarrant progressivement la pression partielle de CO2 élevée du Crétacé (Tardy, 1986). Les événements volcaniques et météoritiques de la transition CrétacéTertiaire ne sont apparemment pas les seuls responsables de la dégradation climatique progressive enregistrée depuis 60 Ma. Un bref réchauffement (fig. 4) dû à un dégazage de méthane (Dickens et al., 1995 ; Norris & Röhl, 1999 ; Higgins & Schrag, 2006) ou à une activité volcanique sur la côte est du Groenland (Thomas & Bralower, 2005) perturbe ce refroidissement à la limite Paléoéocène-Éocène (fig. 2 et 4), entre 53 et 50 Ma. La température de l’océan est montée d’environ 8oC pendant une période de quelques milliers d’années.

Fig. 4 : Courbe isotopique de l’oxygène (δ18O) et enregistrement des paléotempératures basées sur les foraminifères benthiques sur les derniers 70 Ma

Fig. 4 : Courbe isotopique de l’oxygène (δ18O) et enregistrement des paléotempératures basées sur les foraminifères benthiques sur les derniers 70 Ma

Les symboles caractérisent les différentes carottes ODP utilisées. Noter que les étapes de refroidissement sont associées à des évènements tectoniques

modifié de Shackleton & Opdyke, 1973

4- Le début de l’englacement (40 à 25 - 22 Ma)

12D’après les données ODP, bien enregistrée par le δ18O dans les sédiments marins du Pacifique (Shackleton & Opdyke, 1973), l’installation de la glaciation antarctique a commencé à la fin de l’Éocène (fig. 3), vers 40 Ma, sous la forme de glaciers de montagne en Antarctique oriental et sur la chaîne transantarctique (fig. 3), mais elle s’effectue surtout à partir du Rupélien (Oligocène), suite à l’isolement océanique croissant de l’Antarctique (Frakes, 1986 ; Robin & De, 1988 ; Macphail et al., 1993 ; Ingolfsson, 2004).

13Cet événement est lié à l’épisode alpin, qui met en place l’essentiel des chaînes de montagnes actuelles, mais également à la formation du rift nord atlantique. Le passage de Fram au nord du Groenland s’ouvre progressivement depuis environ 50 Ma (Kristoffersen, 1990), ce qui permet très progressivement la pénétration superficielle des eaux arctiques dans le bassin atlantique. Cependant, la circulation thermohaline, notamment l’eau profonde nord Atlantique, ne peut pas encore passer le seuil islandais et le détroit reste trop peu profond. L’ouverture progressive du détroit de Drake, entre l’Amérique du Sud et l’Antarctique, à partir de 40 Ma, aboutit à l’isolement thermique progressif du continent antarctique. Cet isolement sera total vers 32 Ma, via une circulation océanique périphérique (Lawver & Gahagan, 1998, 2003 ; Scher & Martin, 2006). Une étape marquée de l’englacement apparaît vers 38 Ma (Bartonien), associée à une baisse d’environ 4-5oC de la température des eaux océaniques profondes (fig. 4) et d’environ 10oC de la température moyenne des masses continentales antarctiques (Lawver & Gahagan, 1998, 2003). Il existe de vraies évidences de calotte sur l’Antarctique oriental dès l’Oligocène (Denton et al., 1991 ; Hambrey et al., 1991). Les données stratigraphiques récentes des Shetland du Sud démontrent par contre que l’englaciation de l’Antarctique de l’Ouest (péninsule antarctique) débute à cette époque, mais, ne se développe bien qu’au tout début du Miocène, vers 22,9 Ma, avec des glaciers vêlants dans un contexte morphologique qui va perdurer sans grand changement de 30 à 22 Ma (Scheuer et al., 2006). L’augmentation de l’albédo liée à la formation d’une calotte sur l’Antarctique occidental et celle de la banquise a accéléré le processus (fig. 5).

14A cette époque, un refroidissement analogue se marque sur le bassin arctique (Moran et al., 2006), sans trace évidente de glaciations : les flores du nord du Canada et du Groenland sont encore boréales à la fin de l’Eocène (Spicer & Askin, 1995). Des traces de banquise (fig. 5) apparaissent dans l’hémisphère nord et surtout le bassin arctique (Frakes & Kemp, 1972 ; Dalland, 1977 ; Moran et al., 2006). Les affirmations récentes de glaciation arctique à l’Eocène (Tripati et al., 2005) s’expliquent parfaitement par une simple dynamique de banquise (glacielle) compatible avec les forêts boréales présentes le long du bassin arctique. Une aridité importante se développe avec des répercussions notables sur les flores et les faunes. La formation d’évaporites dans les fossés européens et le bassin de Paris, sur les régions entourant la Téthys et à l’emplacement du futur plateau du Colorado signe cette aridité et probablement aussi contribue à abaisser modestement la salinité de l’océan mondial.

15Jusqu’à la fin de l’Oligocène, nous sommes donc dans un système de glaciation unipolaire (fig. 5). En raison du caractère non englacé de l’hémisphère nord à l’aube du Néogène, la circulation atmosphérique est perturbée et la zone de convergence intertropicale des vents (ITCZ), qui contrôle les précipitations tropicales, se situe probablement vers 12-20o N, arrosant copieusement la zone méditerranéenne et maintenant un climat floridien sur la riviera bretonne.

Fig. 5 : Schéma de l’évolution globale du climat au cours du Cénozoïque.

Fig. 5 : Schéma de l’évolution globale du climat au cours du Cénozoïque.

A) positionnement de la zone de convergence intertropicale et des masses glaciaires ; B) positionnement des zones climatiques

5- L’extension glaciaire du Néogène (25 - 22 Ma à 11 Ma)

16À la fin de l’Oligocène, les orogenèses reprennent en même temps qu’apparaît une régression importante, celle du Chattien (de +200 à +100 m) (Abreu & Anderson, 1998). C’est l’orogène save (« alpine »), associée un peu partout dans le monde aux grandes inversions tectoniques de bassins.

17La glaciation de l’hémisphère nord débute au début du Miocène dans la chaîne d’Alaska (formation de Yakatanga, 20 Ma ; Eyles & Lagoe, 1990), un peu après l’orogenèse save, associée à une baisse eustatique par paliers (Abreu & Anderson, 1998). L’abaissement du niveau de base accentue l’érosion.

18Ce début d’englaciation sera également exacerbé par le déblaiement des altérites via l’érosion glaciaire et une érosion fluviale plus contrastée saisonnièrement en raison de l’évolution du climat (Van Vliet-Lanoë, 2005). La décharge isostatique résultante contribuera, pour sa part, à la mise en relief des terres autour de l’Atlantique Nord et contribuera à son englacement, mais aussi à l’efficacité de l’érosion et au piégeage de CO2 (Tardy, 1986). Un évènement particulier, celui de la baie de Monterrey en Californie, ancien exutoire du fleuve Sacramento (Vincent & Berger, 1985 ; Flower & Kennett, 1993), a d’ailleurs permis le stockage consécutif de quantités impressionnantes de matières organiques corrélativement au soulèvement des cordillères côtières et de la Sierra Nevada.

19La surrection du plateau tibétain a débuté dès 25 Ma (Harrison et al., 1992) comme l’atteste la sédimentation des Siwaliks inférieurs remontant au moins à 18 Ma (Johnson et al., 1982). Des glaciers alpins surmontent le golfe d’Alaska dès le début du Miocène, en relation avec l’orogenèse de la chaîne côtière (formation de Yakantaga, 20 Ma ; Plafker, 1981 ; Eyles & Lagoe, 1990) (fig. 2 et 3). La mer du Groenland s’ouvre aussi vers 25 Ma, en association avec une réorganisation du rifting dans l’Atlantique Nord vers 27 Ma (Saemundson, 1980 ; Wright & Miller, 1996). La circulation thermohaline est déjà fonctionnelle dans la mer de Norvège depuis 23 Ma, mais l’ouverture du détroit de Fram est toujours réduite. Au Miocène, entre 21 et 15 Ma, le climat est encore suffisamment chaud et humide pour permettre des altérations tropicales aux latitudes moyennes (par ex. Lecuyer et al., 1996).

20Mais les derniers apports d’eaux chaudes téthysiennes disparaissent entre 16 et 15 Ma (début du Serravalien ; Woodruff & Savin, 1989). Cette disparition est associée à un recul de la forêt tropicale et à une dessiccation du climat en Afrique de l’Ouest (Flower & Kennet, 1994 ; Griffin, 2002) et en Amérique du Sud. Une cyclicité climatique à 100 ka devient évidente pendant le Miocène (Beaufort, 1994), mais est déjà perçue dès la fin de l’Eocène (Abreu & Anderson, 1998 ; Pälike et al., 2001).

21À partir du Miocène moyen, le rifting s’accélère entre 14 et 10 Ma aussi bien dans le Pacifique que dans l’Atlantique, les orogenèses reprennent sur une période recouvrant le Serravalien et le début du Tortonien (Rona, 1973 ; Vogt, 1979 ; Géli, 1993). Cette période induit une expansion très importante des fonds océaniques (passage de 2,5 km2/ an à 3,5 km2/ an ; Cogné & Humler, 2004) et une baisse eustatique extrêmement marquée (base du Tortonien) (Haq et al., 1988). L’inlandsis est-antarctique croît pour atteindre son volume de « croisière » vers 14,8 Ma (fig. 7), avec une calotte mince sur l’Antarctique occidental et une calotte puissante sur l’Antarctique oriental, de dimensions voisines de sa taille actuelle, débordant sur la plateforme continentale. Elle contribue, selon Abreu & Anderson (1998), fortement à l’abaissement du niveau eustatique mondial. La zone transantarctique se déglace et s’aridifie comme l’atteste la présence de téphras intacts âgés de plus de 8 Ma (Sugden et al., 1995). L’altitude (4500 m) de la calotte orientale (fig. 7) a dû permettre son auto‑entretien pendant les périodes chaudes (Woodruff & Savin, 1989 ; Flower & Kennett, 1994). La circulation océanique interzonale a été accélérée à cette époque en raison de gradients thermiques beaucoup plus marqués qu’à l’heure actuelle (fig. 5).

22A cette époque, le contraste thermique entre le froid polaire et des latitudes moyennes encore chaudes a permis d’accroître la force et la fréquence des tempêtes aux latitudes moyennes et également d’accentuer l’érosion des sols. Cette hypothèse émise par Posamentier et al. (1988) pour d’autres époques géologiques et confirmée depuis pour l’Holocène (Dawson et al., 2004) permettrait de comprendre le façonnement des strandflats et rasa péri-Atlantique au Tortonien, surfaces majeures que l’on retrouve aussi bien sur la côte ouest du Spitzberg, dans les Vesterålen (Norvège), en Gaspésie, en Manche (Van Vliet-Lanoë et al., 2002), sur la côte nord et ouest de la péninsule Ibérique que dans les Iles Canaries (Schminke, 1982).

23Les fronts glaciaires vêlants sont connus dès 14 Ma en Atlantique Nord (Bleil, 1989 ; fig. 6) et le système glaciaire devient progressivement bipolaire (Duncan & Helgason, 1998), mais avec une ITCZ fortement décalée vers l’hémisphère nord, encore peu englacé (fig.5). L’hémisphère sud ne répond pas encore à la glaciation débutante de l’hémisphère nord.

Fig. 6 : Chronologie de l’apparition des délestages glaciels, ou « Ice Rafted Debris », dans l’Atlantique Nord

Fig. 6 : Chronologie de l’apparition des délestages glaciels, ou « Ice Rafted Debris », dans l’Atlantique Nord

Bleil, 1989

Fig. 7 : Profil actuel et miocène (20 Ma) de la calotte antarctique

Fig. 7 : Profil actuel et miocène (20 Ma) de la calotte antarctique

modifié de Campbell & Claridge, 1987

6 - L’accélération du Tortonien Méssinien (11 - 3,3 Ma)

24À la fin du Miocène moyen, une décélération du rifting apparaît entre 11 et 7 Ma en association avec une sédimentation marine faible (Rona, 1973 ; Géli, 1993). L’activité de la faille transformante de De Geer, ou zone faillée du Spitzberg, la subsidence du plateau des Féroé et l’abaissement du seuil entre l’océan Arctique et l’Atlantique Nord ont permis une pénétration d’eau froide profonde (NADW) en quantité croissante, notamment le long de la côte est du Groenland (Talwani & Edholm, 1977). Néanmoins, la profondeur du détroit de Fram ne devient suffisante qu’après 5 - 7 Ma (Lawler & Scotese, 1990). La surrection du plateau tibétain et celle du Colorado entre 10 - 8 Ma (Ruddiman & Raymo, 1988 ; Molnar et al., 1993 ; Sahagian et al., 2002) ont, en plus d’un effet positif sur l’albédo, également modifié la trajectoire des jets streams et permis une descente plus méridionale de l’air froid (ondes de Rossby) (Ruddiman & Kutzbach, 1988). Il en est de même pour l’Altiplano sud-américain (Gregory-Wodzicki, 2000 ; Ghosh et al., 2006).

25A la veille du Tortonien, vers 11 Ma, lors d’une des plus longues régressions apparentes et majeures du Cénozoïque, les premiers indices sérieux de glaciation apparaissent en haut Arctique (Mudie et al., 1990). L’émersion des plates-formes, notamment aux latitudes polaires, a favorisé le refroidissement arctique au Miocène supérieur en augmentant l’albédo régional. La décharge des masses continentales liée à la baisse eustatique de la base du Tortonien a dû accentuer leur soulèvement. Les indices d’englacement sont enregistrés sur les plates-formes de Barents, de Baffin et en Alaska White River à partir de 10 Ma et dans le bassin arctique (Plafker & Berg, 1994 ; Schaeffer & Spiegler, 1986 ; Henrich et al., 1989 ; Moran et al., 2006). Ce phénomène a favorisé, à partir de 9,5 Ma, la croissance de la calotte du Groenland (Larsen et al., 1994), et de la plate-forme est-canadienne (Ellesmere). Les premières évidences de tills interstratifiés dans les cinérites apparaissent vers 6,5 Ma en Islande (Geirsdottir & Eiriksson, 1994).

26La surrection accélérée du plateau du Tibet (Molnar et al., 1993) renforce également l’intensité de la sédimentation dans le golfe du Bengale et celle de la mousson avec la formation d’un upwelling dans le nordouest de l’océan Indien (Prell & Kutzbach, 1992 ; An et al., 2001). L’apport sédimentaire a interféré avec la productivité sur la plateforme et limité l’effet de serre : la matière organique autochtone des grands fonds est essentiellement formée par des dinocystes (Holeman & Heinrich, 1994), alors que le gros apport sédimentaire est d’origine continentale surtout à partir de 6 Ma, en association avec des décharges d’icebergs importantes (fig. 6) en Atlantique Nord (Bleil, 1989) ou la surrection des plateaux (Molnar et al., 1993 ; Sahagian et al., 2002).

27A la fin du Miocène, un épisode tectonique, contemporain de l’évènement Messinien (fermeture partielle de la Méditerranée), et probablement d’origine très profonde est généralisé entre 6,3 et 4,8 Ma tant dans l’hémisphère nord que dans l’hémisphère sud, (Yamamoto & Kawakami, 2005 ; Duggen et al., 2003 ; Browne & Slatt , 2002 ; Kirby et al., 2002 ; Reiners et al., 2002 ; Cox & Engebretson, 1985). Il augmente considérablement les reliefs et, corrélativement, les apports sédimentaires terrigènes. Le détroit de Balboa se ferme progressivement, permettant la construction de l’isthme de Panama (Bartoli et al., 2005 ; Haug & Tiedemann, 1998). L’émersion de l’isthme a été récemment établie à partir de 6,6 et 6 Ma (Billups, 2002). L’arc indonésien se resserre en fermant les passages profonds entre le Pacifique et l’océan Indien (Cane & Molnar, 2001) : les derniers cheminements des eaux chaudes téthysiennes sont fermés. Une accélération de rifting apparaît aussi vers 6 - 7 Ma en Islande. Elle est préparée par le gonflement de tous les points chauds de l’Atlantique, souvent associé à un accroissement de l’apport terrigène dans les bassins épicontinentaux (Géli, 1993 ; Duggen et al., 2003). La mer Méditerranée ne s’est vraiment individualisée qu’à partir du Miocène moyen, vers 14,5 Ma à la suite du poinçonnement de l’Asie par la sous-plaque arabique qui a définitivement interrompu les communications avec l’Océan Indo-Pacifique (fig. 3). A partir de 7,8 Ma, des épisodes évaporitiques parfois importants se sont développés dans des bassins périphériques, comme la Mer Rouge, le bassin mésopotamien, mais la Méditerranée est encore marine vers 7 Ma pour se fermer ensuite pour des causes tectoniques (Weijermars, 1988 ; Duggen et al., 2003).

28L’enregistrement des IRD (Ice Rafted Debris), ou blocs glaciels délestés par les icebergs, au sein de la sédimentation du plateau de Vøring (à la latitude de Trondheim, Norvège), est significatif du refroidissement du Miocène supérieur en Atlantique Nord : un premier pic apparaît vers 11 Ma (fig. 7 ; Bleil, 1989), un second pic plus complexe et marqué apparaît pendant le Messinien (7,1 - 5,2 Ma), lorsque la profondeur du détroit de Fram, au nord-est du Groenland, devient suffisante. La circulation thermohaline a permis, par son fonctionnement, l’arrivée en direct d’air chaud et humide du golfe du Mexique sur l’Est canadien et le Groenland, c’est-à-dire les zones les plus froides de l’hémisphère nord. Les analyses effectuées pour la dernière glaciation montrent que c’est toujours dans ce secteur NE de l’Amérique du Nord que la glaciation s’amorce (Shackleton et al., 1984). Les modélisations climatiques le montrent également (Berger & Pestiaux, 1984).

29A la fin du Miocène, au Messinien, l’Antarctique passe par un second maximum d’englacement de 6,5 à 5,9 Ma (fig. 5). Le Tibet atteint déjà 3000 m d’altitude (Harrison et al., 1992), accentuant le refroidissement et l’aridification. La mousson se déplace sur l’Est de l’Afrique (Griffin, 2002) au détriment de l’Asie avec formation du désert du Taklamakan (Sun & Liu, 2006). La région du détroit de Béring s’est refroidie autour de 5 - 6 Ma jusqu’à des températures voisines de l’actuelle (Wolfe, 1994). C’est aussi à cette époque, que nous voyons apparaître les premières évidences de banquise aux latitudes moyennes, notamment en Armorique (Van Vliet-Lanoë et al., 2002), récemment datées à 6,7 Ma par résonance paramagnétique électronique (RPE). L’extension du pergélisol sibérien est vraisemblable dès cette époque.

30La crise de salinité du Messinien (5,96 et 5,33 Ma) a amené une baisse de salinité océanique (6 à 4 %) et a ainsi probablement contribué aux changements climatiques globaux (Gautier et al., 1994 ; Clauzon et al., 1996 ; Krijgsman et al., 2002). Elle a vraisemblablement induit une extension supplémentaire de la banquise sur l’Arctique, en relevant la température de congélation de l’eau de mer (Hsü et al., 1978 ; Hoddel et al., 1986), contribuant au refroidissement et la baisse eustatique corrélative (Mangerud et al., 1996). Néanmoins, cette crise apparaît plutôt après le maximum du refroidissement.

31D’un point de vue biologique, de grandes modifications des faunes et des flores sont observées : leur composition se rapproche de l’actuelle.

7- Le démarrage véritable : vers 3,3 Ma

32De 5,2 Ma à 4 Ma, au début du Pliocène, le climat est relativement doux, probablement en relation avec de très faibles fluctuations des paramètres de l’orbite terrestre vers 4,4 Ma et avec un rifting ralenti. Le volcanisme est actif un peu partout, comme dans le Massif central, autour du bassin pannonnien, dans les Caraïbes ou en Nouvelle-Zélande, permettant un petit effet de serre, peut-être également lié à un dégazage d’hydrates sur les plates-formes continentales. C’est le réchauffement du début Zancléen (Pliocène inférieur) associé à une réduction du volume mondial de glace. Le gel est absent des basses terres de la Mer du Nord (Zagwijn, 1989). La zone de convergence intertropicale des vents (ITCZ, fig. 5) se localise encore au nord de l’équateur, mais migre vers le sud vers 4,4 - 4,3 Ma (Rea & Bloomstine, 1986 ; Gussone et al., 2004).

33À partir de 3,7 Ma, le climat se refroidit nettement plus, avec pour conséquence des évolutions importantes des flores et des faunes. L’isolement thermique de l’Antarctique s’accroît par l’ouverture du détroit de Bransfield entre l’Antarctique et les Shetland du Sud à cette époque (Jeffers et al., 1991). Vers 3 Ma, le rifting nord-atlantique redémarre (Géli, 1993), celui du Pacifique s’accélère. On assiste à nouveau à une surrection accélérée des hauts plateaux, Afrique comprise. L’altitude du plateau tibétain, voisine de l’actuelle, a dû être atteinte vers 3‑ 2,5 Ma (Armijo et al., 1989 ; Fort, 1989, 1996). Cette dernière surrection induit régionalement une augmentation brutale de l’aridité (fig. 8) ;marquée par l’apparition des premiers lœss vers 2,5 Ma en Chine (Liu et al., 1985 ; Kukla & An, 1989 ; Hongbo et al., 2003 ; Guo et al., 2004), au Népal (Gardner & Rendell, 1994 ; Agrawal et al., 1989) et indirectement, en Europe (Pecsi, 1988 ; Pastre et al., 1994). L’activité volcanique reprend en Islande vers 2,5 Ma (Saemundson, 1980). Les premières traces de glaciation apparaissent à basse latitude à cette époque dans les collines du Kashmir (formations de Karewa et Siwalik supérieur), en Californie (Deadman Pass) (Hambrey & Harland, 1981), en Bolivie, mais également en Patagonie (Mercer, 1973). Le détroit de Béring s’ouvre également à cette époque (3 Ma) (Marincovich & Gladenkov, 1999). En Mer de Barents, sur la péninsule de Kola et en Terre François Josef, des tillites pliocènes (circa 3 Ma) ont été observées sur la plate-forme (Vorren et al., 1991). Les calottes groenlandaises et islandaises se développent à cette époque (Bergreen & Schnitker, 1983).

34Vers 2,8 Ma, une première glaciation importante se manifeste par des décharges d’icebergs très abondantes en Atlantique Nord, apparemment contrôlée par le forçage orbital (Maslin et al., 1998). Néanmoins, cet épisode est, comme les autres, contemporain de l’orogène valaque, très bien enregistrée autour du bassin méditerranéen et signée par une aridité remarquable (encroûtements calcaires villafranchiens ; Quade et al., 1995). Elle est associée, en Europe, à une crise érosive majeure des sols probablement associé à une réduction importante du couvert végétal (crise rhexistasique ; Van Vliet-Lanoë et al., 2002). Après ces crises orogéniques généralisées, à partir de 2,8 - 2,4 Ma, de petits inlandsis croissent dans l’hémisphère nord corrélable au Pré-Tiglien (Zagwijn, 1989) des latitudes moyennes. La cyclicité est alors rapide, voisine de 41 ka, ce qui correspond à la fréquence d’oscillation de l’axe de rotation de la Terre (obliquité), donc à un déclenchement polaire des glaciations. Ce phénomène est également reflété par l’évolution des grandes faunes continentales qui subissent des fluctuations plutôt que de grands changements (Bonifay, 1995). L’enregistrement des IRD transportés par les icebergs (fig. 6 ; Bleil, 1989) atteste une glaciation de plateau (fona) persistante sur la Scandinavie entre 2,5 et 1 Ma, associée avec une accentuation dramatique de l’érosion glaciaire et des interglaciaires frais.

35L’extension maximale des calottes nord-américaines et scandinave ainsi que celle des Alpes est enregistrée à 2,2 Ma (Andersen & Born, 1994), en relation avec un niveau marin encore élevé et un Gulf Stream fonctionnel. Ceci est démontré par le caractère souvent encore tempéré de la Scandinavie (Funnel, 1996), dont le maximum d’englacement est beaucoup plus tardif dans le sud (Mangerud et al., 1996). Entre 2,2 et 1,2 Ma, il n’y a cependant pas de grandes calottes, pendant cette période incluant notamment l’Éburonien. Cette période est réputée, à tort en Europe moyenne, pour son activité « périglaciaire », activité qui est manifestement d’origine tectonique. L’analyse palynologique des glaciaires de cette époque montre que ceux-ci n’étaient pas plus froids qu’à l’Holocène (Combourieu-Nebout et al., 2000) !

Fig.8 : Enregistrement à long terme du dépôt de poussières dans les sédiments océaniques profonds en termes de taux d’accumulation et de taille au Tertiaire, carottes du Pacifique Nord central, à hauteur du tropique du Cancer

Fig.8 : Enregistrement à long terme du dépôt de poussières dans les sédiments océaniques profonds en termes de taux d’accumulation et de taille au Tertiaire, carottes du Pacifique Nord central, à hauteur du tropique du Cancer

d’après Rea, 1997

8- Conséquences de l’englaciation sur le milieu physique

36La baisse du niveau marin au Cénozoïque va entraîner une reprise d’érosion importante de toutes les zones proches du trait de côte (< 500 km). Au Néogène, les glaciers devaient être à base tempérée sur les hémisphères (Van Vliet-Lanoë, 2005). Porter (1989) estime que le creusement des fjords (fig. 4) s’est effectué pendant cette période. Ces phénomènes vont être régionalement modulés par les déformations à grande longueur d’onde liées aux orogènes miocènes. Le réseau fluviatile actuel de l’Europe de l’Ouest dérive pour l’essentiel de celui du Miocène moyen, incisé jusqu’en position de la moyenne terrasse vers 11 Ma ou vers 2,4 Ma (Van Vliet-Lanoë et al., 2002) en relation avec des déformations tectoniques à grande longueur d’onde (bombements) ou la subsidence de grabens, induisant localement des captures. Ce proto-réseau a été ensuite recolmaté lors de la relaxation tectonique du Miocène supérieur et du Piacenzien, pour être ré-évidé par paliers au Plio-Pléistocène dans les secteurs en soulèvement (Van Vliet-Lanoë et al., 2002). Il en est de même pour l’Amérique du Nord. Par contre le bassin amazonien voit sa direction d’écoulement inversée par la formation des Andes.

37L’aridification croissante est aussi enregistrée aux latitudes comprises ente 65 et 30oN par l’évolution progressive de fleuves puissants, lents et méandrants à l’Éocène, en des fleuves beaucoup plus irréguliers, en tresse ou anastomosés, à pente relativement plus forte et à comportement d’oued (Griffin, 2002), notamment lors des épisodes boréaux de la fin du Messinien ou du Gélasien : les épisodes glaciaires sont encore peu marqués à nos latitudes, mais les précipitations restent encore relativement élevées, malgré une extension énorme des calottes à base tempérée vers 2,2 Ma dans l’hémisphère nord, Scandinavie exceptée.

38La baisse eustatique cénozoïque va contrôler également l’érosion des sols notamment aux périodes de transition climatique (Van Vliet-Lanoë & Guillocheau, 1995) en augmentant de manière considérable pendant la régression du Chattien (entre 28 et 23 Ma) et, surtout depuis 6 Ma, l’apport terrigène dans les bassins épicontinentaux (Géli, 1993). Alors que les périodes d’aridité du Tertiaire sont caractérisées aux latitudes moyennes par des épisodes puissants de ruissellement en nappe et par une activité éolienne intense, à partir du Néogène final, ce contexte aride glisse vers l’équateur, au sud de 40o de latitude nord. Plus au nord, l’érosion reste principalement le fait : 1) du déblaiement glaciaire des altérites tertiaires, en mettant à profit les vallées incisées au début du Tortonien, 2) de flashes érosifs très courts au début de l’installation d’un contexte périglaciaire ou glaciaire, et enfin 3) d’épisodes arides à activité éolienne marquée lors des refroidissements (Van Vliet‑Lanoë, 2005). Cet apport alluvial fertilise la plate‑forme continentale et contribue vraisemblablement, de manière importante, à réduire l’effet de serre carbonique et donc à accentuer l’englaciation.

39La baisse progressive du niveau marin va également entraîner au cours du Cénozoïque une aridification croissante, plus particulièrement pendant les glaciaires. Elle est contrôlée par la baisse de la tension de vapeur atmosphérique, une diminution importante de l’effet de serre, une réduction conséquente de l’activité biologique, aboutissant à une accentuation du refroidissement. Ceci se marque notamment sur la végétation (voir plus loin), avec l’extension des herbacées (ETP réduite) à partir de la fin de l’Éocène (Retalack, 2001). Avec le refroidissement progressif du climat au Cénozoïque et son aridification, l’altération biogéochimique diminue, libérant pendant les interglaciaires de moins en moins de matériaux résiduels susceptibles d’alimenter les bassins profonds.

40À terre, aux latitudes tempérées actuelles, la pédogenèse évolue, passant de sols tropicaux, à latérite hématitique et à profils d’altération puissants au Paléocène et à l’Éocène (Thiry, 1999), à des sols de type méditerranéen à altération modérée au Miocène, avec notamment formation de podzols géants comme le Sables des Mol, en Belgique, et de cuirasses goethitiques à la transition Messinien-Zancléen (Van Vliet-Lanoë et al., 2002), ou, à partir de la fin de l’Éocène et surtout au Miocène, de silicifications continentales, comme les grès ladères (Bretagne) ou les pierres de Stone (Nord de la France) (Thiry, 1999).

41À partir du Pliocène moyen, la pédogenèse est toujours désilicifiante, mais perd en intensité et en profondeur, en raison de la baisse des températures et de celle des précipitations. Les sols de nos régions deviennent lessivés, acides et sont encore rubéfiés en période interglaciaire. Cette rubéfaction est autant climatique que liée à la diagenèse précoce. Les sols tempérés deviendront brunâtres à la fin du Pléistocène. Les chernozems, ou sols noirs de prairie ou de steppe, apparaissent dès 2,4 Ma en Eurasie et dans les plaines américaines (Retalack, 2001), suite à l’extension majeure des graminées.

42Les glaciations de l’hémisphère nord ne sont pas encore sensibles au Néogène dans le Pacifique Sud, mais la réaccélération du rifting à 14 Ma coïncide avec une aridité croissante sur l’Australie et en Afrique ainsi qu’avec le glissement vers le nord de la zone intertropicale de convergence des vents (ITCZ). Apparemment, la zone de convergence a repris sa position actuelle vers 2,5 Ma.

43Cette aridification est enregistrée en mer avec l’arrivée croissante de poussières éoliennes dans les sédiments marins (fig. 8) (Rea, 1994 ; Tiedemann et al., 1994 ; Rea et al., 1998). Ce transport éolien, à partir de l’Afrique du Nord dans l’Atlantique et de l’Asie dans le bassin pacifique, s’effectue surtout au nord de la zone de convergence intertropicale des vents, vents alimentés préférentiellement à partir des secteurs arides où des écoulements pluviaux intermittents peuvent préparer des sédiments fins. Les fractions éoliennes proches de 50 µm sont déposées à proximité de leur source continentale, tandis que les silts (6-8 µm) sont exportés par les jets streams et rejoignent le fonds d’aérosols atmosphériques pour sédimenter dans les grands fonds marins ou sur les calottes comme l’Antarctique. Le meilleur enregistrement actuellement connu dans le Pacifique Nord est la carotte LL44-GPC3 (fig. 8), qui montre une teneur limitée en poussières éoliennes de 80 à 25 Ma (régression du Chattien), une augmentation progressive au Mio-Pliocène et une augmentation brutale, avec un facteur d’ordre 10, à partir de 3,5 Ma (Rea, 1997). Ce phénomène avait déjà été noté par Tiedemann et al. (1994) sur une série ODP plus courte. Cependant un pic d’activité éolienne dès 7,5 Ma est enregistré dans les Leg ODP 145 (Sites 885/886 : Snoeckx et al., 1995 ; Hovan, 1995), contemporain du début de l’aridification du Sahara (Griffin, 2002), du Texas (Gustavson & Holliday, 1999) et de la formation d’erg dans le Taklamakan (Sun & Liu, 2006). Ces deux dernières zones sont toujours les sources primaires de poussières, même au Quaternaire. Les premiers lœss apparaissent de manière presque continue de 22 Ma (début Miocène) à 6 Ma en Chine (Guo et al., 2002). Mais ils apparaissent de manière plus généralisée surtout au début du Quaternaire, vers 2,4 Ma. Ces dépôts sont le plus souvent associés à des horizons pétrocalciques puissants (croûtes calcaires à cyanobactéries), témoins de l’exacerbation de l’aridité et fixant également beaucoup de gaz carbonique (e.g. Quade et al., 1995 ; Rea et al., 1998). Le désert d’Atacama se développe à cette époque avec le développement de la circulation thermohaline moderne (Hartley & Chong, 2002).

44En mer, cet apport de poussières terrigènes, donc riche en fer, notamment aux latitudes tropicales, a un effet fertilisant sur la production planctonique océanique (Goudie & Middleton, 2001) et contribue vraisemblablement, de manière importante, à réduire l’effet de serre carbonique et donc à accentuer l’englaciation, tout comme les apports fluviatiles sur la plateforme (« évènement de Monterrey » ; Vincent & Berger, 1985).

9- Conséquences sur l’évolution des flores et des faunes

45D’un point de vue biologique, le refroidissement du Cénozoïque a permis le développement des végétaux résistants à la sécheresse et celui des mammifères à sang chaud, susceptibles de s’adapter à des environnements rigoureux. Le développement des mammifères, apparus au Trias, s’est surtout effectué après l’extinction massive des dinosaures à la fin du Crétacé, avec une diversification spécifique importante au Paléogène. La plupart des espèces de mammifères se sont développées du Paléocène jusqu’au Miocène, notamment les grandes espèces. Par la suite, la réduction des biotopes favorables a progressivement appauvri les faunes au fur et à mesure du refroidissement des climats, même si certaines espèces s’adaptaient par réduction de taille, évolution de la fourrure ou de la physiologie (Partridge et al., 1995 ; Agusti & Anton, 2002).

46Pour la végétation, les domaines boréaux et béringiens des zones arctiques sont, à quelques nuances régionales près, un héritage du Cénomanien (fig. 9). Au début de l’Éocène, les flores sub-tropicales s’étendent au-delà de 60o de latitude tandis que les latitudes très élevées se couvrent de forêts de conifères. Elles sont adaptées aux conditions d’ensoleillement et d’humidité présentes à cette époque. Déjà un certain nombre d’espèces qui nous sont familières s’y retrouvent. La flore est mésophile, à affinité tempérée, avec des arbres à feuilles larges et des buissons. C’est le cas des niveaux de charbon du Spitzberg ou d’Ellesmere, au NE du Canada (Meyen, 1987 ; Spicer & Askin, 1995).

47La fin de l’Éocène 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. À la charnière Éocène-Oligocène, en raison du refroidissement et de l’aridification croissante, la flore arctique subit un premier changement important avec l’apparition des prairies et la disparition d’une partie de la flore à feuilles larges. Le développement des graminées, apparues dès la fin du Crétacé, s’accélère à cette époque en relation avec une aridification croissante.

48L’extension du couvert herbacé a progressivement limité l’érosion mécanique et permis le stockage de carbone dans les sols (chernozem) en période interglaciaire. La flore oligocène de Turgaï envahit l’Europe subarctique au fur et à mesure de la disparition de la flore téthysienne.

49Le Miocène voit le développement extensif des forêts de conifères en domaine arctique et celui de la prairie en domaines tempérés et subarctiques. Cette nouvelle flore apparue avec les glaciations du Miocène est surnommée arcto-tertiaire ou boréale. Pendant les événements chauds du Miocène moyen, une flore méditerranéenne adaptée à la sécheresse remonte temporairement sur l’Europe du Nord, pour céder ensuite le terrain à la flore boréale, lors du refroidissement du Miocène supérieur. Cette flore est enrichie en conifères et autres espèces à petites feuilles. L’apparition de la steppe en Europe démarre vers 8 - 9 Ma, en même temps que les steppes d’Asie et d’Amérique du Nord. À partir de la fin du Miocène, malgré un bref réchauffement au Zancléen (Zagwijn, 1990), la flore boréale se différencie, avec l’apparition de la taïga et de la toundra en zone arctique (Meyen, 1987 ; Spicer & Askin, 1995). La formation de la toundra date d’environ 4 Ma, vraisemblablement pour l’ensemble du domaine arctique. La flore boréale s’observe dès les « glaciaires » pliocènes aux latitudes moyennes.

50Les végétaux adaptent également leur métabolisme à l’aridification. Au début du Cénozoïque, la plupart des plantes produisent essentiellement des sucres en C3. A l’aube du Néogène, certaines plantes modifient leur métabolisme pour produire des sucres en C4 (malates, aspartates) (Cerling, 1992). C’est le cas des graminées et des chénopodiacées qui voient leur extension se diversifier avec le Miocène (Latorre et al., 1997 ; Retalack, 2001). Dans ce dernier cas, la présence de sel et les mécanismes osmotiques accentuent la dessiccation. Certaines plantes peuvent fonctionner selon les deux systèmes. C’est à cette époque que les grandes silicifications apparaissent dans les sols, probablement en relation avec l’abondance des phytolithes. Les plantes boréales et de toundra restent en C3, en relation avec l’humidité printanière liée à la fonte des neiges.

Fig. 9 : Évolution des flores au cours du Cénozoïque (taxons subsistants aujourd’hui)

Fig. 9 : Évolution des flores au cours du Cénozoïque (taxons subsistants aujourd’hui)

d’après Meyen, 1987

10- Conclusion

51Le Cénozoïque enregistre donc une englaciation croissante par étapes, d’abord dans l’hémisphère sud puis, depuis le Néogène, dans l’hémisphère nord, surtout en relation avec le rifting, la tectonique des plaques et les modifications des circulations océaniques et atmosphériques qu’ils entraînent. La création de reliefs de collision ou de reliefs de décharge isostatique par érosion crustale ou superficielle, après la pénéplaine du Crétacé, produit son effet. À la veille du Pléistocène, l’ère glaciaire est largement commencée, les flores et les faunes sont déjà différenciées et proches de celles que nous connaissons au Quaternaire. D’abord unipolaire et localisée dans l’hémisphère sud, elle entraîne un déplacement de l’ITCZ vers le nord. Ensuite devenant bipolaire depuis le Néogène avec l’englaciation de l’hémisphère nord, un rééquilibrage progressif des masses d’air et leur tassement vers la zone intertropicale marque l’arrivée des temps quaternaires. À partir de 3 Ma, en relation avec la configuration particulière des océans et des continents, le régime glaciaire est mondial, contrôlé préférentiellement par l’insolation sur l’hémisphère nord, avec également un retour de la convergence intertropicale en position équatoriale. L’aridification croissante depuis la fin de l’Éocène s’accentue et contribue à la mise en place des premiers lœss. L’étude de la glaciation cénozoïque dans sa globalité permet de comprendre les processus interactifs qui favorisent l’entretien ou l’extension de l’englaciation.

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Bibliographie

ABREU V.S., & ANDERSON J.B., 1998 - Glacial eustacy during the Cenozoic: sequence stratigraphic implications. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 82, 1385-1400.

AGRAWAL D.P., DODIA R., KOTLIA B.S, RAZDAN H., &

SAHNI A., 1989 - The Plio-Pleistocene geologic and climatic record of the Kashmir Valley. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 73, 266-286.

AGUSTÍ J., & ANTÓN M., 2002 - Mammoths, Sabertooths and Hominids, 65 Million Years of Mammalian Evolution in Europe. Columbia University Press, 328 p.

ALLEY N.F., & FRAKES L.A., 2003 - First known Cretaceous glaciation : Livingston Tillite Member of the Cadnaowie Formation, South Australia. Australian Journal of Earth Sciences, 50, 139144.

AN Z., KUTZBACH J.E, PRELL W.L., & PORTER S.C., 2001 Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the HimalayaTibetan plateau since Late Miocene times. Nature, 411, 62-66.

ANDERSEN B.G., & BORN H.W. Jr, 1994 - The Ice Age world.

Scandinavian University Press, 208 p.

ARMIJO R., TAPPONNIER P., & HAN T., 1989 - Late Cenozoic right-lateral. Strike-slip faulting in southern Tibet. Journal of Geophysical Research, 94, 2787-2838.

BARTOLI G., SARNTHEIN M., WEINELT M., ERLENKEUSER H., GARBE-SCHÖNBERG D., & LEA D.W., 2005 - Final closure of Panama and the onset of northern hemisphere glaciation. Earth and Planetary Science Letters, 237, 33-44.

BEAUFORT L., 1994 - Climate importance of the modulations of the 100 kyr cycle inferred due to 16 m.y. long Miocene records. Palaeoceanography, 9, 821-834.

BERGER A., & PESTIAUX P., 1984 - Accuracy and stability of the Quaternary terrestrial insolation. In A.L. Berger, J. Imbrie, J. Hays, G. Kukla & B.Saltzman (eds.), Milankovitch and climate. Reidel Publications, Dordrecht, 83-111.

BERGGREN W.A., & SCHNITKER D., 1983 - Cenozoic marine environments in the North Atlantic and Norwegian-Greenland Sea. In M.H.P. Bott, S. Saxov, M. Talwani & J. Theide, (eds.), Structure and Development of the Greenland-Scotland Ridge. NATO Conf. Ser. IV, New York (Plenum), 495-548.

BILLUPS K., 2002 - Late Miocene through early Pliocene deep water circulation and climate change viewed from the subantarctic Southern Ocean. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 185, 287-307.

BLEIL U., 1989 - Magnetostratigraphy of Neogene and Quaternary sediment series from the Norwegian Sea, Ocean Drilling Program, Leg 104. ODP Proceedings Scientific Results, 104, 289-901.

BOND G., BROECKER W., JOHNSEN S., MCMANUS J.,

LABEYRIE L., JOUZEL J., & BONANI G., 1993 - Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice. Nature, 365, 143-147.

BONIFAY M.F., 1995 - Corrélations entre séries marines et données continentales plio-pléistocènes : le regard critique du paléontologue. Quaternaire, 6, 191-194.

BOULTON G.S., & PAYNE A., 1994 - Northern hemisphere ice sheets through the last glacial cycle : glaciological and geological reconstructions. In J.C. Duplessy & M.T. Spyridakis (eds.), Long term climatic variation : data and modelling. NATO ASI Series 1 – Global Environmental Change. Springer-Verlag, Stuttgart, 177212.

BROWNE G.H., & SLATT R.M., 2002 - Outcrop and behind-outcrop characterization of a late Miocene slope fan system, Mt. Messenger Formation, New Zealand. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 86, 841-862.

CAMPBELL I.B., & CLARIDGE G.G., 1987 - Antarctica: soils, weathering processes and environment. Elsevier Publications « Developments in Soil Science », 16, 368 p.

CANE M.A., & MOLNAR P. 2001 - Closing the Indonesian seaway as a precursor to East African aridification around 3-4 million years ago. Nature, 411, 157-162.

CERLING T.E., 1992 - Development of grasslands and savannas in East Africa during the Neogene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 97, 241-247.

CLARK P.U., & MIX A.C., 2000 - Ice sheets by volume. Nature, 406, 689-690.

CLAUZON G., SUC J.P., GAUTIER F., BERGER A., & LOUTRE M.F., 1996 - Alternate interpretation of the Messinian salinity is controversy resolved? Geology, 24, 363-366.

COGNE J.P., & HUMLER E., 2004 - Temporal variation of oceanic spreading and crustal production rates during the last 180 My. Earth and Planetary Science Letters, 227, 427-439.

COMBOURIEU-NEBOUT N., FAUQUETTE S., & QUÉZEL P.,

2000 - What was the late Pliocene Mediterranean climate like : a preliminary quantification from vegetation. Bulletin de la Société Géologique de France, 171, 271-277.

COX A., & ENGEBRETSON D., 1985 - Changes in motion of the Pacific plate at 5 Myr BP. Nature, 313, 472-474.

DALLAND A., 1977 - Erratic clasts in the Lower Tertiary deposits of Svalbard-evidence of transport by winter ice. Norsk PolarinstituttArbok, 1976, 151-165.

DAWSON A., ELLIOTT L., NOONE S., HICKEY K., HOLT T., WADHAMS P., & FOSTER I., 2004 - Historical storminess and climate ‘see-saws’ in the North Atlantic region. Marine Geology, 210, 247-259.

DENTON G.H., PRENTICE M.L., & BURCKLE D., 1991 - Cainozoic history of the Antarctic ice sheet. In R.J. Tingey (ed.), Geology of Antarctica. Oxford University Press, 365-433.

DICKENS G.R., O’NEIL J.R., REA D.K., & OWEN R.M., 1995 Dissociation of oceanic methane hydrate as a cause of the carbon isotope excursion at the end of the Paleocene. Paleoceanography, 10, 965-971.

DINGLE R.V., & LAVELLE M., 1998 - Late Cretaceous-Cenozoic climatic variations of the northern Antarctic Peninsula: new geochemical evidence and review. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 141, 215-232.

DUGGEN S., HOERNLE K., VAN DEN BOGAARD P., RÜPKE L., & MORGAN J.P., 2003 - Deep roots of the Messinian salinity crisis. Nature, 422, 602-606.

DUNCAN R.A., & HELGASON J., 1998 - Precise dating of the

Holmatindur cooling event in eastern Iceland: Evidence for midMiocene bipolar glaciation. Journal of Geophysical Research, 103, 397-404.

EYLES N., 1993 - Earth’s glacial record and its tectonic setting. Earth-Science Reviews, 35, 1-248.

EYLES C.H., & LAGOE M.B., 1990 - Sedimentation patterns and facies geometries on a temperate glacially-influenced continental shelf : the Yakatanga Formation, Middleton Island, Alaska. In J.A. Dowdeswell & J.D. Scourse (eds.), Glacimarine Environments: Processes and Sediments. Geological Society London Special Publications, 53, 363-386.

FLOWER B.P., & KENNETT J.P., 1993 - Relations between Monterey Formation deposition and middle Miocene global cooling: Naples Beach section, California. Geology, 21, 877-880.

FLOWER B.P., & KENNETT J.P., 1994 - The middle Miocene climatic transition: East Antarctic Ice Sheet development, ocean circulation, and global carbon cycling. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 108, 537-555.

FORT M., 1989 - The Gongba conglomerates: glacial or tectonics? Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl.-Bd 76, 181-194.

FORT M., 1996 - Late Cenozoic environmental changes and uplift on the northern side of the Central Himalaya: a reappraisal from field data. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 120, 123-145.

FRAKES L.A., 1986 - Mesozoic-cenozoic climatic history and causes of glaciation. In K.J. Hsü (ed), Mesozoic and Cenozoic Oceans. Geological Society of America, 35, 33-48.

FRAKES L.A., & KEMP E.M., 1972 - Influence of continental positions on early Tertiary climates. Nature, 240, 97-100.

FUNNEL B.M., 1996 - Plio-Pleistocene palaeogeography of the Southern North Sea basin (3.75 to 0.60 Ma). Quaternary Science Reviews, 15, 391-405.

GARDNER R., & RENDELL H., 1994 - Lœss, climate and orogenesis: implications of the south Himalayan lœsses. Zeitschrift für Geomorphologie, 38, 169-184.

GAUTIER F., CLAUZON G., SUC J.P., CRAVATTE J., &

VIOILANTI D., 1994 - Age et durée de la crise de salinité messinienne. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences de Paris, série II, 318, 1103-1109.

GEIRSDOTTIR A., & EIRIKSSON J., 1994 - Growth of an intermittent ice sheet in Iceland during the Late Pliocene and Early Pleistocene. Quaternary Research, 42, 115-130.

GÉLI L., 1993 - Volcano-tectonic events and sedimentation since Late Miocene times at the Mohns Ridge, near 72oN, in the Norwegian-Greenland Sea. Tectonophysics, 222, 417-444.

GHOSH P., GARZIONE C.N., & EILER J.M., 2006 - Rapid uplift of the Altiplano revealed through 13C-18O bonds in paleosol carbonates. Science, 311, 511-515.

GOUDIE A.S., & MIDDLETON N.J., 2001 - Saharan dusts storms: nature and consequences. Earth-Science Reviews, 56, 179-204.

GREGORY-WODZICKI K.M., 2000 - Uplift history of the central and northern Andes: a review. Geological Society of America Bulletin, 112, 1091-1105.

GRIFFIN D.L., 2002 - Aridity and humidity: two aspects of the late Miocene climate of North Africa and the Mediterranean. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 182, 65-91.

GUO Z.T., RUDDIMAN W.F., HAO Q.Z., WU H.B., QIAO Y.S., ZHU R.X., PENG S.Z., WEI J.J., YUAN B.Y., & LIU T.S., 2002 Onset of Asian desertification by 22 Myr ago inferred from lœss deposits in China. Nature, 416, 159-163.

GUO Z., PENG S., HAO Q., BISCAYE P.E., AN Z., & LIU T.,

2004 - Late Miocene–Pliocene development of Asian aridification as recorded in the Red-Earth Formation in northern China. Global and Planetary Change, 41, 135-145.

GUSSONE N., EISENHAUER A., TIEDEMANN R., HAUG G.H., HEUSER A., BOCK B., NÄGLER TH.F., & MÜLLER

A., 2004 - Reconstruction of Caribbean Sea surface temperature and salinity fluctuations in response to the Pliocene closure of the Central American Gateway and radiative forcing, using δ44/40Ca, δ18O and Mg/Ca ratios. Earth and Planetary Science Letters, 227, 201-214.

GUSTAVSON T.C., & HOLLIDAY V.T., 1999 - Eolian sedimentation and soil development on a semiarid to subhumid grassland, Tertiary Ogallala and Quaternary Blackwater Draw formations, Texas and New Mexico High Plains. Journal of Sedimentary Research, 69, 622-634.

HAMBREY M.J., & HARLAND W.B. (eds.), 1981 - Earth’s prepleistocene glacial record: International Geological Correlation Programme project 38 – Pre-pleistocene tillites. Cambridge University Press, 1004 p.

HAMBREY M.J., EHRMANN W.U., & LARSEN B., 1991 - Cenozoic glacial record of the Prydz Bay continental shelf, East Antarctica. ODP Proceedings Scientific Results, 119, 77-132.

HAQ B.U., HARDENBOL J., & VAIL P.R., 1988 - Mesozoic and Cenozoïc chronostratigraphy and cycles of sea level change. In C.K.Wilgus (ed.), Sea level changes: an integrated approach. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, special publication, Tulsa, 42, 71-108.

HARDENBOL J., THIERRY J., FARLEY M.B., JAQUIN T., DE GRACIENSKY P.C., & VAIL P.R., 1998 - Mesozoic and Cenozoic sequence chronostratigraphic chart. In P.C. de Graciansky (ed.), Mesozoic and Cenozoic Sequence Stratigraphy of European basins. Society for Sedimentary Geology, special publication, Tulsa, 60, 3-13.

HARRISON T.M., COPELAND P., KIDD W.B.F., & AN Y., 1992 -

Raising Tibet. Science, 255, 1663-1670.

HARTLEY A., & CHONG G., 2002 - Late Pliocene age for the Atacama Desert: implications for the desertification of western South America. Geology, 30, 43-46.

HAUG G.H., & TIEDEMANN R., 1998 - Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation. Nature, 393, 673-676.

HAY W.W., 1996 - Tectonics and climate. Geologische Rundschau, 85, 409-437.

HENRICH F., WOLF T., BOHRMANN G., & THIEDE J., 1989 -

Cenozoic paleoclimatic and paleooceanographic changes in the northern hemisphere revealed by variability of coarse fraction composition in sediments form the Voring Plateau - ODP Leg 104 drill sites. ODP Proceedings Scientific Results, 104, 75-188.

HIGGINS J.A., & SCHRAG D.P., 2006 - Beyond methane: Towards a theory for the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. Earth and Planetary Science Letters, 245, 523-537.

HODELL D.A., ELMSTROM K.M., & KENNETT J.P., 1986 -

Latest Miocene benthic δ18O changes, global ice volume, sea level and the ‘Messinian salinity crisis’. Nature, 320, 411-414.

HÖLEMANN J., & HENRICH F., 1994 - Allochtonous versus autochtonous organic matter in Cenozoïc sediments of the Norwegian Sea: Evidence fro the onset of glaciations in the northern hemisphere. Marine Geology, 121, 87-103.

HONGBO Z., McPOWELL C.A, BUTCHER K., & CAO J., 2003 -

Late Neogene lœss deposition in southern Tarim Basin: tectonic and palaeoenvironmental implications. Tectonophysics, 375, 4959.

HOVAN S.A., 1995 - Late Cenozoic atmospheric circulation intensity and climatic history recorded by eolian deposition in the eastern equatorial Pacific Ocean, Leg 138. In N.G. Pisias, L.A.Mayer, T.R.Janecek, A.Palmer-Julson & T.H. Van Andel (ed.), Eastearn equatorial Pacific sites 844-854, ODP Proceedings Scientific Results, 138, 615-625.

HSÜ K., MONTADERT L., BERNOULLI D., BIANCACITA M., ERICKSON A., GARRISON RE., KIDD R.B., MELIERES F., MULLER C., & WRIGHT R., 1978 - History of the Mediterranean salinity crisis. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 42, 1053-1077.

INGÓLFSSON Ó., 2004 - The Quaternary Glacial and Climate History of Antarctica. In J. Ehlers & P.L.Gibbard (eds.), Quaternary Glaciations of the World, Part III. Dordrecht, Kluwer, 3-43.

JEFFERS J.D., ANDERSON J.B., & LAWVER L.A., 1991 - Evolution of the Bransfield Basin, Antarctic Peninsula. In M.R.A.Thomson, J.A. Crame & J.W.Thomson (eds.), Geological Evolution of Antarctica. Cambridge University Press, New York, 481-485.

SUN J., & LIU T., 2006 - The Age of the Taklimakan Desert.

Science, 312, 1621.

JOHNSON N.M., OPDYKE N.D., JOHNSON G.D., LINDSAY

E.H., & TAHIRKELY A.K., 1982 - Magnetic polarity stratigraphy and ages of Siwalik Group rocks of the Potwar Plateau, Pakistan. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 37, 1742.

KENNETT J.P., 1977 - Cenozoic evolution of Antarctic glaciation, the Circum-Antarctic ocean and their impact on global paleoceanography. Journal of Geophysical Research, 82, 3843-3860.

KIRBY E., REINERS P.W., KROL M.A., WHIPPLE K. X., HODGES K.V., FARLEY K.A., TANG W., & CHEN Z., 2002 -

Late Cenozoic evolution of the eastern margin of the Tibetan Plateau : Inferences from 40Ar/39Ar and (U-Th)/He thermochronology. Tectonics, 21, 1001 doi : 10.1029/2000TC001246, on line.

KLEIVEN H.F., JANSEN E., FRONVAL T., & SMITH T.M., 2002 - Intensification of Northern Hemisphere glaciations in the circum Atlantic region (3.5–2.4 Ma) - ice-rafted detritus evidence. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 184, 213223.

KRIJGSMAN W., HILGEN F.J., RAFFI I., SIERRO F.J., & WILSON D.S., 1999 - Chronology, causes and progression of the Messinian salinity crisis. Nature, 400, 652-655.

KRIJGSMAN W., BLANC-VALLERON M.M., FLECKER R., HILGEN F.J., KOUWENHOVEN T.J., MERLE D., ORSZAGSPERBER F., & ROUCHY J.M., 2001 - The onset of the Messinian salinity crisis in the eastern Mediterranean (Pissouri basin, Cyprus). Earth and Planetary Science Letters, 194, 299-310.

KRISTOFFERSEN Y., 1990 - On the tectonic evolution and the paleoceanographic significance of the Fram Straight Gateway. In U. Bleil & J. Thïed (eds.), Geology of the polar Ocean : Arctic versus Antarctic. Kluwer Academic Press, 63-76.

KROENER R.M., 1980 - Instantaneous glacierization, the rate of albedo change and feedback effects at the beginning of an ice age. Quaternary Research, 13, 153-159.

KUKLA G.J., & AN Z.S., 1989 - Lœss stratigraphy in central China. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 72, 203225.

LARSEN H.C., SAUNDERS A.D., CLIFT R.D., BETET J., WEI W., SPEZZAFERRI S., & the ODP Leg 152 Scientific Party, 1994 - Seven million years of glaciation in Greenland. Science, 264, 952-955.

LATORRE C., QUADE J., & MCINTOSH W.C., 1997 - The expansion of C4 grasses and global change in the late Miocene: stable isotope evidence from the Americas. Earth and Planetary Science Letters, 146, 83-96.

LAWVER L.A., & SCOTESE C.R., 1990 - A review of tectonic models for the evolution of the Canada Basin. In A. Grantz, L. Johnson & J.F. Sweeney (eds.), The Geology of North America (Vol. L): The Arctic Ocean Region. Geological Society of America, Boulder, 593-618.

LAWVER L.A., & GAHAGAN L.M., 1998 - Opening of Drake Passage and its impact on Cenozoic ocean circulation. In T.J. Crowley & K.C. Burke (eds.), Tectonic boundary conditions for climate reconstructions. Oxford Monographs on Geology and Geophysics, 39, 212-223.

LAWVER L.A., & GAHAGAN L.M., 2003 - Evolution of Cenozoic seaways in the circum-Antarctic region. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 198, 11-37.

LECUYER C., GRANJEAN P., PARIS F., ROBARDET M., &

ROBINEAU D., 1996 - Deciphering 18O of δ“temperature” and “salinity” from biogenic phosphates: the coexisting fishes and mammals of the Miocene sea of Western France. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 126, 61-74.

LIU T.S., AN Z., YUAN B., & HAN J., 1985 - The lœss-paleosol sequence in China and climatic history. Episodes, 8, 21-28.

MACPHAIL M.K., COLHOUN E.A., KIERNAN K., &

HANNAN D., 1993 - Glacial climates in the Antarctic region during the late Paleogene; evidence from Northwest Tasmania, Australia. Geology, 21, 145-148.

MANGERUD J., JANSEN E., & LANDVIK J., 1996 - Late Cenozoic history of the Scandinavian and Barents Sea ice sheets. Global and Planetary Change, 12, 11-26.

MANGERUD J., & SVENDSEN J.I., 1992 - The Last InterglacialGlacial Period on Spitzbergen, Svalbard. Quaternary Science Reviews, 11, 633-664.

MARINCOVICH L., & GLADENKOV A.Y., 1999 - Evidence for an early opening of the Bering Strait. Nature, 397, 149-151.

MARSHALL S.J., CLARKE G.K.C., DYKE A.S., & FISHER

D.A., 1996 - Geologic and topographic controls on fast flow in the Laurentide and Cordilleran ice sheets. Journal of Geophysical Research, B, Solid Earth & Planets, 101, 817-27.

MASLIN M.A., LI X.S., LOUTRE M.F., & BERGER A., 1998 -

The contribution of orbital forcing to the progressive intensification of Northern Hemisphere glaciation. Quaternary Science Reviews, 17, 411-426.

MERCER J.H., 1973 - Cenozoic temperature trends in the southern hemisphere: Antarctic and Andean glacial evidence. In E.M. Van Zinderen Bakker (ed.), Palaeoecology of Africa. A.A. Balkema, Rotterdam, 8, 85-114.

MEYEN S.V., 1987 - Fundamentals of Palaeobotany. Chapman and Hall, 432 p.

MILLER K.G., FAIRBANKS R.G., & MOUNTAIN G.S., 1987 Tertiary Oxygen Isotope synthesis: sea level history and continental margin erosion. Paleoceanography, 2, 1-19.

MOLNAR P., ENGLAND P., & MARTINOD J., 1993 - Mantle dynamics, uplift of the Tibetan plateau and the Indian Monsoon. Reviews of Geophysics, 31, 357-396.

MOORE T.L., & WORSLEY T.R., 1994 - Orogenic enhancement of weathering and continental ice-sheet initiation. In G.D. Klein (ed.), Pangea : Paleoclimate, tectonics, and sedimentation during accretion, zenith, and breakup of a supercontinent. Geological Society of America Special Papers, 288, 75-80.

MORAN K., BACKMAN J., BRINKHUIS H., CLEMENS S.C., CRONIN T., DICKENS G.R., EYNAUD F., GATTACCECA J., JAKOBSSON M., JORDAN R.W., KAMINSKI M., KING J., KOC N., KRYLOV A., MARTINEZ N., MATTHIESSEN J., MCINROY D., MOORE T.C., ONODERA J., O’REGAN M., PÄLIKE H., REA B., RIO D., SAKAMOTO T., SMITH D.C., STEIN R., ST JOHN K., SUTO I., SUZUKI N., TAKAHASHI K., WATANABE M., YAMAMOTO M., JOHN FARRELL J., FRANK M., KUBIK P., JOKAT W., & KRISTOFFERSEN Y., 2006 - The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean. Nature, 441, 601-605.

MUDIE P.J., DE VERNAL A., & HEAD M.J., 1990 - Neogene to recent palynostratigraphy of Circum Arctic basins : results of CCDP Leg 104, Norwegian Sea, Leg 105 Baffin Bay and DSP Site 611, Irminger Sea. In U. Bleil & J. Thiede (eds.), Geological history of the polar oceans : Arctic versus Antarctic. NATO ASI Series C, 308, 609-646.

NORRIS R.D., & RÖHL U., 1999 - Carbon cycling and chronology of climate warming during the Palaeocene/Eocene transition. Nature, 401, 775-778.

PÄLIKE H., SHACKLETON N.J., & RÖHL U., 2001 - Astronomical forcing on late Eocene marine sediments. Earth and Planetary Science Letters, 193, 589-602.

PARTRIDGE T.C., WOOD B.A., & DE MENOCAL P.B., 1995 The influence of global climatic change and regional uplift on large-mammalian evolution in East and southern Africa. In E.S. Vrba, G.H. Denton, T.C. Partridge & L.H. Burckle (eds.), Paleoclimate and Evolution, With Emphasis on Human Origins. Yale University Press, 331-355.

PASTRE J.F., BILLARD A., DEBARD E., FAURE M., &

GUERIN C., 1994 - Un horizon téphrique du Mont-Dore dans les lœss plio-pléistocènes de Saint-Vallier (Drôme, France). ComptesRendus de l’Académie des Sciences de Paris, 323, 607-614.

PECSI M. (ed.), 1988 - Lœss and enviroment. Catena supplement, 9, 144 p.

PHILIPONA R., DÜRR B., OHMURA A., & RUCKSTUHL C.,

2005 - Anthropogenic greenhouse forcing and strong water vapor feedback increase temperature in Europe. Geophysical Research Letters, 32, 2533-2536.

PLAFKER G., 1981 - Late Cenozoïc glaciomarine deposits of the Yakataga Formations, Alaska. In M.J. Hambrey & W.B. Harland (eds.), Earth’s PrePleistocene Glacial Record. Cambridge University Press, Cambridge, 694-699.

PLAFKER G., & BERG H.C., 1994 - Overview of the geology and tectonic evolution of Alaska. In G. Plafker & H.C. Berg (eds.), The geology of Alaska. Boulder, Colorado, Geological Society of America, The Geology of North America, v. G-1, 989-1021.

PLINT A.G., EYLES N., EYLES C.H., & WALKER R., 1992 -

Control of sea level. In R.G. Walker & N.P. James (eds.), Facies Model, response of sea level change. Geological Association of Canada, 15-25.

PORTER S.C., 1989 - Some geological implications of average Quaternary glacial conditions. Quaternary Research, 32, 245-261.

POSAMENTIER H.W., JERVEY M.T., & VAÏL P.R., 1988 - Eustatic control on clastic deposition l-.Conceptual framework. In C.K. Wilgus, B.S. Hasting, C.G.St.C. Kendall, H.W. Posamentier, C.A. Ross & J.C. Van Wagoner (eds.), Sealevel change : an integrated approach. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication, 42, 125-154.

PRELL W.L., & KUTZBACH J.E., 1992 - Sensivity of the Indien monsoan to forcing parameters and implications for ifs evolution. Nature, 360, 647-652.

QUADE J., CATER M.L.J., OJHA P.T., ADAM J., & HARRISON M.T., 1995 - Late Miocene environmental change in Nepal and the northern Indian subcontinent: stable isotopic evidence from paleosols. Geological Society of America Bulletin, 107, 1381-1397.

REA D.K., 1994 - The paleoclimatic record provided by a aeolian deposition in the deep sea: the geologic history of the wind. Reviews of Geophysics, 32, 159-195.

REA D.K., 1997 - The climatic record provided by aeolian deposition in the deep sea: the geologic history of wind. Reviews of Geophysics, 32, 159-95.

REA D.K., & BLOOMSTINE M.K., 1986 - Neogene history of the South Pacific tradewinds: evidence for hemispherical asymmetry of atmospheric circulation. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 55, 55-64.

REA D.K., SNOECKX H., & JOSEPH L.H., 1998 - Late Cenozoic eolian deposition in the North Pacific: Asian drying, Tibetan uplift, and cooling of the northern hemisphere. Paleoceanography, 13, 215-224.

REINERS P.W., EHLERS T.A., GARVER J.I., GRAN MITCHELL S., MONTGOMERY D.R., VANCE J.A., &

NICOLESCU S., 2002 - Late Miocene exhumation and uplift of the Washington Cascade Range. Geology, 30, 767-770.

RETALLACK G.J., 2001 - Cenozoic expansion of grasslands and climatic cooling. Journal of Geology, 109, 407-426.

ROBIN G., & DE Q., 1988 - The Antarctic ice sheet, its history and response to sea level and climate changes over the changes 100 million years. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 67, 31-50.

RONA P.A., 1973 - Relations between rates of sediment accumulation on continental shelves, sea floor spreading, and eustacy inferred from the central North Atlantic. Geological Society of America Bulletin, 84, 2851-2872.

RUDDIMAN W.F., & McINTYRE A., 1981 - Oceanic mechanisms for the amplification of the 23, 000 year ice volume cycle. Science, 212, 617-627.

RUDDIMAN W.F., & KUTZBACH J.E., 1989 - Forcing of late Cenozoic northern hemisphere climate by plateau uplift in southern Asia and the American West. Journal of Geophysical Research, 94, 18409-18427

RUDDIMAN W.F., & RAYMO M.E., 1988 - Northern hemisphere climate regimes during the past 3 Ma: possible tectonic connections. In N.J. Shackleton, R.G. West & D.Q. Bowen (eds.), The Past Three Million Years : Evolution of Climatic Variability in the North Atlantic Region. Cambridge University Press, 227-234.

SAEMUNDSON K., 1980 - Outline of the geology of Iceland. Jökul, 29, 728.

SAHAGIAN D., PROUSSEVITCH A., & CARLSON W., 2002 Timing of Colorado Plateau uplift: Initial constraints from vesicular basalt-derived paleoelevations. Geology, 30, 807-810.

SCHAEFFER R., & SPIEGLER D., 1986 - Neogene Kälteeinbrüche und Vereisungsphasen im Nordatlantik. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 137, 537-552.

SCHER H.D., & MARTIN E.E., 2006 - The timing and climatic influence of the opening of Drake Passage. Science 312, 428-430.

SCHEUER C., GOHL K., LARTER R.D., REBESCO M., &

UDINTSEV G., 2006 - Variability in Cenozoic sedimentation along the continental rise of the Bellingshausen Sea, West Antarctica. Marine Geology, 227, 279-298.

SCHMINCKE H.U., 1982 - Volcanic and chemical evolution of the Canary Islands. In U. Von Rad, K. Hinz, M. Sarntheim & E. Seibold (eds.), Geology of the North West African Continental Margin. Springer Verlag, 273-306.

SCOTESE C., 2002 - Plate tectonic maps and Continental drift animations Paleomap project, http://www.scotese.com/

SHACKLETON N.J., BACKMAN J., ZIMMERMAN H., KENT D.V., HALL M.A., ROVERTS D.G., SCHNITKER D., BALDAUF J.G., DESPRAIRIES A., HOMRIGHAUSEN R., JUDDLESTUN P., KEENE J.B., KALTENBACK A.J., KRUNSIEK K.A.O., MORTEN A.C., MURRAY J.W., &

WESTBERG-AMITH J., 1984 - Oxygen isotope calibration of the onset of ice-rafting and history of glaciation in the North Atlantic region. Nature, 307, 620-623.

SHACKLETON N.J., & OPDYKE N.D., 1973 - Oxygen isotope and paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core V28238: oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 year and a 106 yearscale. Quaternary Research, 3, 39-55.

SNOECKX H., REA D.K., JONES C.E., & INGRAM B.L., 1995 -

Eolian and silica deposition in the central North Pacific : Results from Leg 145 Sites 885/886. In D.K. Rea, I.A. Basov, D.W. Scholl & J.F. Allan (eds.), North Pacific transect sites 881-887, ODP Proceedings Scientific Results, 145, 219-230.

SPICER R.A., & ASKIN R.A., 1995 - The Late Cretaceous and Cenozoic History of Vegetation and Climate at Northern and Southern High Latitudes : A Comparison. In Board on Earth Sciences and Resources, Commission on Geosciences, Environment, and Resources, National Research Council (ed.) Effects of Past Global Change on Life. National Academy Press, Washington D.C., 156173.

STRAHLER A.H., & STRAHLER A., 1987 - Modern Physical

Geography, Wiley, 512 p.

SUGDEN D.E., DENTON G.H., & MARCHANT D.R., 1995 -

Landscape evolution of the Dry Valleys, Transantarctic Mountains: Tectonic implications. Journal of Geophysical Research, 100, 9449-9967.

TALWANI M., & ELDHOLM O., 1977 - Evolution of the Norwegian-Greenland Sea. Geological Society of America Bulletin, 88, 969-999.

TARDY Y., 1986 - Le Cycle de l’eau. Climats, paléoclimats et géochimie globale. Masson, Paris, 338 p.

THIRY M., 1999 - Diversity of continental silicification features : Examples from the Cenozoic deposits in the Paris Basin and neighbouring basement. In M. Thiry. & R. Simon-Coinçon (eds.), Palaeoweathering, palaeosurfaces and related continental deposits. Special publication of the International Association of Sedimentologists, 27, 87-128.

THOMAS D.J., & BRALOWER T.J., 2005 - Sedimentary trace element constraints on the role of North Atlantic Igneous Province volcanism in late Paleocene–early Eocene environmental change. Marine Geology, 217, 233-254.

TIEDEMANN R., SARNTHEIN M., & SHACKLETON N.J.,

1994 - Astronomic timescale for the Pliocene Atlantic δ18O and dust flux records of Ocean Drilling Program Site 659. Paleoceanography, 9, 619-638.

TRIPATI A., BACKMAN J., ELDERFIELD H., & FERRETTI P., 2005 - Eocene bipolar glaciation associated with global carbon cycle changes. Nature, 436, 341-346.

VAN VLIET-LANOË B., 2005 - La Planète des Glaces. Notre ère glaciaire et ses environnements. Vuibert, Paris, 470 p.

VAN VLIET-LANOË B., in press - The autocyclic nature of glaciations. Bulletin de la Société Géologique de France.

VAN VLIET-LANOË B., & GUILLOCHEAU F., 1995 - Evolution de l’enregistrement pédosédimentaire depuis 150 ka en France du NO et en Belgique : biorhexistasie et bilans sédimentaires. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences de Paris, série IIa, 320, 419-426.

VAN VLIET-LANOË B., VANDENBERGHE N., LAIGNEL B., LAURENT M., LAURIAT-RAGE A., LOUWYE S., MANSY J.L., MEILLIEZ F., MERCIER D., HALLEGOUËT B., LAQUEMENT F., MICHEL Y., & MOGUEDET G., 2002 - Paleogeographic evolution of the Western Europe during the Upper Cenozoic. Geodiversitas 24, 511-541

VINCENT E., & BERGER W.H., 1985 - Carbon dioxide and polar cooling in the Miocene: the Monterrey Hypothesis. In E.T. Sundquist & W.S.Broecker (eds.), The Carbon Cycle and Atmospheric CO2 : Natural Variations Archean to Present. Geophysical Monograph Series, American Geophysical Union, 32, 455-468.

VOGT P.R., 1979 - Global magmatic episodes: new evidence and implications for the steady-state mid-oceanic ridge. Geology, 7, 9398.

VORREN T.O., RICHARDSEN G., KNUTSEN S.M., &

HENRIKSEN E., 1991 - Cenozoic erosion and sedimentation in the western Barents Sea. Marine and petroleum geology, 8, 317340.

WEIJERMARS R., 1988 - Neogene tectonics in the Western Mediterranean may have caused the Messinian salinity crisis and an associated glacial event. Tectonophysics, 148, 211-219.

WILLIAMS G.E., 1993 - History of the Earth’s obliquity. EarthScience Reviews, 34, 1-45.

WOLFE, J.A., 1994 - An analysis of Neogene climates in Beringia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 108, 207216.

WOODRUFF F., & SAVIN S.M., 1989 - Miocene deepwater oceanography. Paleoceanography, 4, 87-140.

WRIGHT D., & MILLER K.G., 1996 - Control of North Atlantic Deep Water circulation by the Greenland-Scotland Ridge. Paleoceanography, 11, 157-170.

XU X., LITHGOW-BERTELLONI C., & CONRAD C.P., 2006 -

Global reconstructions of Cenozoic seafloor ages: Implications for bathymetry and sea level. Earth and Planetary Science Letters, 243, 552-564.

YAMAMOTO Y., & KAWAKAMI S., 2005 - Rapid tectonics of the Late Miocene Boso accretionary prism related to the Izu–Bonin arc collision. The Island Arc, 14, 178-198.

YILMAZ P.O., NORTON I., LEARY D., & CHUCHLA R.J.,

1996 - Tectonic evolution and paleogeography of Europe. In P.A. Ziegler & F. Horvath (eds.), Peri-Tethys Memoir 2 : structure and prospects of Alpine Basins and Forelands. Mémoires du Muséum national d’Histoire naturelle, 170, 47-60.

ZAGWIJN W.H., 1989 - The Netherlands during the tertiary and the Quaternary: a case history of coastal lowland evolution. Geologie en Mijnbouw, 68, 107-120.

ZAGWIJN W.H., 1990 - Subtropical relicts in the Pliocene flora of Brunssum (the Netherlands). Geologie en Mijnbouw, 69, 219-225.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Évolution des masses continentales et des courants océaniques principaux lors de la fragmentation du dernier supercontinent (Pangée)
Légende d’après Strahler & Strahler, 1987
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 64k
Titre Fig. 2 : L’englaciation cénozoïque en relation avec la tectonique, le volcanisme et les impacts météoritiques, l’eustatisme, la morphologie des vallées.
Légende Les événements volcaniques sont en noir, les épisodes tectoniques en hachuré
Crédits Van Vliet-Lanoë, 2005
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 55k
Titre Fig.3 : Évolution de l’altitude moyenne des continents durant le Cénozoïque
Légende carré noir plein : Passe de Turgaï
Crédits modifié de Eyles, 1993.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
Titre Fig. 4 : Courbe isotopique de l’oxygène (δ18O) et enregistrement des paléotempératures basées sur les foraminifères benthiques sur les derniers 70 Ma
Légende Les symboles caractérisent les différentes carottes ODP utilisées. Noter que les étapes de refroidissement sont associées à des évènements tectoniques
Crédits modifié de Shackleton & Opdyke, 1973
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 38k
Titre Fig. 5 : Schéma de l’évolution globale du climat au cours du Cénozoïque.
Légende A) positionnement de la zone de convergence intertropicale et des masses glaciaires ; B) positionnement des zones climatiques
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 40k
Titre Fig. 6 : Chronologie de l’apparition des délestages glaciels, ou « Ice Rafted Debris », dans l’Atlantique Nord
Crédits Bleil, 1989
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
Titre Fig. 7 : Profil actuel et miocène (20 Ma) de la calotte antarctique
Crédits modifié de Campbell & Claridge, 1987
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 24k
Titre Fig.8 : Enregistrement à long terme du dépôt de poussières dans les sédiments océaniques profonds en termes de taux d’accumulation et de taille au Tertiaire, carottes du Pacifique Nord central, à hauteur du tropique du Cancer
Crédits d’après Rea, 1997
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 24k
Titre Fig. 9 : Évolution des flores au cours du Cénozoïque (taxons subsistants aujourd’hui)
Crédits d’après Meyen, 1987
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1006/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 34k
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Pour citer cet article

Référence papier

Brigitte van Vliet‑Lanoë, « Le prélude au Quaternaire : les modalités d'entrée en glaciation (65 Ma ‑ 2,2 Ma) », Quaternaire, vol. 18/2 | 2007, 111-128.

Référence électronique

Brigitte van Vliet‑Lanoë, « Le prélude au Quaternaire : les modalités d'entrée en glaciation (65 Ma ‑ 2,2 Ma) », Quaternaire [En ligne], vol. 18/2 | 2007, mis en ligne le 01 juin 2009, consulté le 22 mai 2022. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/1006 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.1006

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Auteur

Brigitte van Vliet‑Lanoë

UMR PBDS 8110 CNRS, SN5, UFR Sc. de la Terre Université de Lille 1, 59655 Villeneuve d’Ascq cedex, France. E-mail : Brigitte.van‑vliet‑lanoe@univ‑lille1.fr

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