volcan

Relief, en général de forme conique, formé par les produits magmatiques qui atteignent la surface du globe, aérienne ou sous-marine.
GÉOLOGIE

Un volcan est un point de sortie par lequel de la roche fondue appelée magma arrive en surface. L'accumulation des produits émis crée un édifice, parfois une véritable montagne. On a répertorié 10 000 volcans sur les continents (et encore plus sous les océans), dont plus de 1 500 ont fait une éruption au cours des 10 000 dernières années. En moyenne, on dénombre 40 éruptions par an sur les continents, qui durent de l'ordre de une à quelques semaines, mais parfois un jour ou plusieurs années.

1. Les régions volcaniques

La lithosphère terrestre est fragmentée en plaques, mobiles les unes par rapport aux autres. Les volcans se situent de façon très privilégiée aux frontières de plaques (volcans interplaques) et beaucoup plus rarement à l'intérieur d'une plaque (volcanisme intraplaque).
→ tectonique.

1.1. Les zones de rift

La cassure d'une plaque se traduit par la formation d'un fossé d'effondrement appelé rift. Le rift est-africain, occupé par de grands lacs (Kivu, Tanganyika, Malawi) est bordé de volcans (Nyiragongo, mont Kenya, Kilimandjaro) et se termine par la région volcanique des Afars (→ Éthiopie).
Ensuite, en plusieurs dizaines de millions d'années, par écartement, s'ouvre un océan (par exemple, d'abord la mer Rouge, puis l'océan Atlantique).

1.2. La dorsale médio-océanique

Une chaîne volcanique sous-marine (dorsale médio-océanique) parcourt l'ensemble des océans de la planète, sur une distance totale de 60 000 km. Elle mesure en moyenne 1 500 m de hauteur. Mais, comme elle repose sur des fonds à − 4 000 m, elle culmine en fait à − 2 500 m. Exceptionnellement, elle émerge en îles (Islande). Au niveau de la dorsale, l'écartement est compensé par l'émission de magma, qui contribue à l'édification des plaques. Ces volcans, les plus nombreux mais les moins connus, ne présentent quasiment aucun danger pour l'homme.

1.3. Les zones de subduction

Lors d'un rapprochement, une plaque peut plonger sous une autre, en un phénomène de subduction. Cela donne naissance à de très nombreux volcans, actifs et dangereux, tels ceux qui bordent l'océan Pacifique (« Cercle de feu » ou « Ceinture de feu ») et ceux des arcs insulaires (Caraïbes, Indonésie et, en Méditerranée, arcs tyrrhénien et égéen). Par contre, lorsque deux plaques entrent en collision, la compression interdit le volcanisme, mais crée une chaîne de montagnes, siège de nombreux séismes (Alpes, Himalaya).

1.4. Les volcans au sein des plaques

Enfin, quelques volcans occupent une position particulière au sein d'une plaque continentale (mont Cameroun, Yellowstone [États-Unis]) ou océanique (nombreuses îles : Hawaii, La Réunion, Polynésie française, Terres australes) : ils se situent à l'aplomb de zones du manteau profond à température particulièrement élevée, appelées points chauds. Ceux-ci prennent naissance probablement à la limite du noyau et du manteau, à 2 900 km de profondeur. Des instabilités thermiques s'y développent et forment des « panaches » (→ convection), qui montent à la vitesse de quelques centimètres à un mètre par an. Puis, près de la surface, du magma se forme par fusion du manteau, voire de la croûte.
En 2013, les études menées sur le massif sous-marin Shatsky Rise (à 1 500 km à l'est du Japon), un relief auparavant considéré comme le résultat de différentes éruptions volcaniques, ont montré qu'il s'agit d'un seul et même volcan. Renommé massif Tamu, ce volcan bouclier éteint depuis 140 millions d'années est le plus grand volcan observé sur Terre, avec une superficie de 310 000 km2.

2. Le magma, de sa formation à son émission

La Terre libère continuellement une grande quantité de chaleur. Celle-ci a deux origines : la chaleur originelle, liée à la formation de la planète, il y a 4,55 milliards d'années, qui continue à se dissiper, et la chaleur provenant de la désintégration continuelle d'éléments radioactifs (uranium, thorium, potassium) contenus dans la croûte et le manteau terrestres. On estime que la température au centre de la Terre dépasse 5 000 °C, néanmoins le globe reste en grande majorité solide du fait de l'énorme pression. Localement, à une profondeur comprise entre 50 et 400 km, le manteau terrestre (parfois, la croûte) fond partiellement pour des raisons diverses (température anormalement élevée, baisse de pression, rôle des fluides). Le magma produit, liquide et plus léger que l'encaissant solide, monte à la faveur de fractures. Souvent il séjourne plusieurs millénaires ou centaines de millénaires dans une vaste chambre magmatique d'un volume de plusieurs dizaines ou centaines de kilomètres cubes. Puis, soit il cristallise en profondeur, provoquant la formation de roches plutoniques (granite, gabbro), soit il arrive en surface à la faveur d'une éruption volcanique.

Les magmas terrestres, silicatés, ont le plus souvent une composition de basalte, mais peuvent évoluer, par différenciation dans la chambre magmatique, vers d'autres types plus riches en silice et en matériaux alcalins (andésite, trachyte, rhyolite). Il existe en Tanzanie un volcan exceptionnel, l'Ol Doinyo Lengai, qui produit des laves noires, carbonatées.

3. Les éruptions volcaniques

Les volcans sont le siège d'éruptions variées. Un volcan donné peut faire des éruptions quasiment toujours du même type ou, au contraire, montrer une activité changeante. La forme de l'édifice en dépend directement.

3.1. Types d’éruptions
3.1.1. Les éruptions laviques ou effusives

Les éruptions laviques (ou effusives) libèrent des laves, fluides, le plus souvent à partir de fissures latérales du volcan. Lors des éruptions de type hawaiien, la température atteint 1 200 °C pour les laves de composition basaltique. Exceptionnellement, la lave stagne dans un cratère. On connaît quelques lacs de lave dans le monde, d'une durée de vie allant de quelques mois à quelques dizaines d'années : Kilauea à Hawaii, Erta-Ale en Éthiopie, Nyiragongo au Congo, Erebus dans l'Antarctique. Les volcans résultant d'une activité essentiellement lavique ont des pentes très faibles (de 3 à 4°) mais un diamètre à la base important, de plusieurs dizaines de kilomètres : on parle de volcans boucliers. Les laves sous-marines forment des boules de quelques dizaines de centimètres mimant des oreillers, d'où leur nom de pillow lavas (de l’anglais pillow signifiant oreiller).

3.1.2. Les éruptions explosives

Les éruptions explosives, complètement différentes, libèrent du magma pulvérisé hors du cratère. Les produits émis sont appelés roches pyroclastiques ou tephra. Selon la taille, on distingue les cendres (plus fines que 2 mm), les lapilli (de 2 à 64 mm), les bombes arrondies et les blocs anguleux, plus gros que 64 mm et atteignant parfois plusieurs mètres. Leur aspect aussi est très varié. Les scories se caractérisent par des vacuoles centimétriques, témoins des bulles de gaz piégées dans le magma. Les ponces contiennent une multitude de vacuoles de petite taille, de forme sphérique ou tubulaire, ce qui explique leur légèreté. Les termes descriptifs des tephra indiquent leur taille et leur aspect : cendre ponceuse, bombe scoriacée, etc.
La présence d'eau (nappe phréatique, lac de cratère, fonte de neige ou de glace) accroît le caractère explosif d'une éruption. L'eau, en se transformant en vapeur, augmente considérablement de volume, à l'origine d'une fantastique surpression. On parle alors d'hydrovolcanisme ou de phréatomagmatisme.
Il existe deux grands types d'éruptions explosives : les projections et les nuées ardentes.
Les projections

Dans le cas des projections, des fragments sont projetés en hauteur avant de retomber à des distances plus ou moins importantes.
• Le type strombolien (décrit au Stromboli, en Italie) expulse des bombes encore incandescentes à plusieurs centaines de mètres.
• Le type vulcanien (décrit au Vulcano, également en Italie) émet des cendres jusqu'à plusieurs kilomètres.
• Le type plinien (du nom de Pline l'Ancien et de Pline le Jeune, qui furent témoins de la dramatique éruption du Vésuve en 79 après J.-C.) libère un panache éruptif de cendres et de bombes ponceuses haut de 10 à 50 km.
Les nuées ardentes

Une nuée ardente est une émission brutale, et dirigée, souvent latéralement, d'un nuage de gaz brûlant transportant des blocs en suspension. L'ensemble, à haute température (de 200 à 500 °C), dévale les flancs du volcan à grande vitesse (de 100 à 600 km/h) et peut même remonter à contre-pente, constituant un risque volcanique humain majeur. L'éruption de la montagne Pelée en Martinique, qui fit 28 000 victimes à Saint-Pierre le 8 mai 1902, en est l'illustration dramatique, d'où le nom de type péléen donné à ce type d'éruption. Souvent le phénomène est suivi de la surrection d'un dôme de lave visqueuse riche en silice à 700 °C. Les dépôts d'ignimbrite connus dans le passé résultent d'éruptions de dynamismes voisins mais hypertrophiés.

3.2. Changements de type éruptif

Certains volcans sont le siège d'un seul type d'éruption pendant une longue période. Il peut s'agir, comme à Hawaii (→ Kilauea) ou à la Réunion (→ piton de la Fournaise), de volcans boucliers, aux pentes relativement faibles (quelques degrés) le long desquelles les coulées de lave se succèdent, ou bien de volcans essentiellement explosifs (volcans du pourtour du Pacifique), de forme conique et dont les pentes atteignent 30°.
Beaucoup d'autres volcans, au contraire, changent assez souvent de type éruptif (Etna, Vésuve). L'édifice, constitué alors d'une alternance stratifiée de produits volcaniques de différents types, s'appelle un strato-volcan.

3.3. Volumes des éruptions
Les volumes émis sont de plusieurs centaines de millions de mètres cubes pour les éruptions laviques et de plusieurs kilomètres cubes pour les éruptions explosives. L'éruption du Tambora en Indonésie a libéré, du 5 au 11 avril 1815, 175 km3 de tephra et une énergie estimée à 1,4 × 1020 J, soit 7 millions de fois l'équivalent de la bombe atomique d'Hiroshima. À Yellowstone, dans le Wyoming, aux États-Unis, trois éruptions très importantes ont eu lieu il y a respectivement 2,1 millions d'années, 1,3 million d'années et 630 000 ans. La première a produit 2 500 km3 de débris et la dernière, 1 000 km3, recouvrant de cendres un tiers des États-Unis. L'émission de grandes quantités de magma se traduit par un effondrement à l'origine d'une caldeira, gigantesque cratère de plusieurs kilomètres de diamètre (75 × 45 km pour une profondeur de plusieurs centaines de mètres à Yellowstone).

4. Les risques volcaniques
4.1. Ampleur des risques volcaniques dans le monde

Les volcans actifs situés près des régions habitées sont à l'origine de risques naturels importants. On dénombre 500 millions de personnes concernées dans le monde, en grande partie dans des pays pauvres. Des villes importantes sont directement menacées : Naples par le Vésuve et les champs Phlégréens, Puebla au Mexique par le Popocatépetl, Quito en Équateur par le Guagua Pichincha, Pasto en Colombie par le Galeras, Arequipa au Pérou par le Misti, Yogjakarta en Indonésie par le Merapi, etc.

4.2. Les catastrophes volcaniques majeures

Des catastrophes de grande ampleur ont eu lieu depuis l'Antiquité. Les vestiges de la ville minoenne d'Akrotiri recouverte par des ponces dans l'île de Santorin en mer Égée témoignent d'une éruption cataclysmique au xviie s. avant J.-C. ou au xvie s. avant J.-C. Le Vésuve a détruit Pompéi, Herculanum et Stabies en 79 après J.-C.

Depuis 1700, on dispose de statistiques fiables : 27 éruptions ont fait plus de 1 000 morts chacune et, au total, ont été dénombrées 265 000 victimes. L'éruption la plus meurtrière a été celle du Tambora (dans les Petites îles de la Sonde, en Indonésie) en 1815, qui fit 12 000 victimes directes, auxquelles se sont ajoutées 80 000 de famine à la suite de la mort du bétail et de la destruction des cultures.

Les coulées de lave, les projections de bombes et de cendres et les nuées ardentes sont des sources de risques d'intensité croissante. Il faut ajouter le rôle des gaz, émis quel que soit le type d'éruption. Parfois les gaz volcaniques peuvent à eux seuls causer une catastrophe. Le 21 août 1986, le lac Nyos, qui occupait un cratère au Cameroun, a libéré un nuage létal de gaz carbonique, qui asphyxia 1 746 personnes. Ces quatre types de risques, directement et immédiatement liés à l'activité volcanique, peuvent être qualifiés de primaires.

Trois autres types de risques, secondaires, sont différés dans le temps ou dans l'espace. La conjonction entre des dépôts volcaniques instables sur les flancs d'un volcan et une grande quantité d'eau (moussons, typhons, cyclones en climat intertropical, fonte de neige et de glace au sommet de volcans élevés, rupture des parois d'un lac de cratère) forme des coulées boueuses appelées aussi lahars (terme indonésien). Celles-ci dévalent les pentes et recouvrent les zones situées en contrebas. Ainsi, le 13 novembre 1985, le Nevado del Ruiz en Colombie a libéré des lahars qui ont enseveli 25 000 personnes dans des villes et villages situés à une distance de 60 à 80 km du sommet du volcan. Au Pinatubo, aux Philippines, des lahars se sont produits pendant plusieurs saisons des pluies après l'éruption de 1991. Des instabilités (éboulement de dôme, glissement de terrain) sont fréquentes sur les volcans, montagnes pour lesquelles ce risque est particulièrement élevé.

Enfin des volcans insulaires ou côtiers peuvent déclencher des raz de marée (appelés aussi tsunamis), qui déferlent sur des côtes parfois éloignées. En 1883, le Krakatoa, dans le détroit de la Sonde, en Indonésie, a ainsi entraîné la mort de 36 417 personnes par noyade sur les côtes de Java et de Sumatra distantes d'une quarantaine de kilomètres. Une éruption volcanique ou un séisme au Chili peut provoquer un tsunami à Hawaii, située à 15 000 km. Les vagues se propagent à 1 000 km/h mais elles ralentissent en arrivant sur les côtes où leur amplitude augmente et peut atteindre de 20 à 30 m de haut.
Enfin des risques encore plus indirects, tertiaires, résultent de l'impact d'une éruption volcanique sur des zones aménagées par l'homme (incendie de matériaux stockés inflammables, rupture de canalisations d'eau ou de gaz, de barrages, pollution des eaux, etc.).
Un volcan situé dans une zone désertique mais sur une trajectoire de circulation aéronautique (Alaska) peut constituer une gêne importante pour le trafic aérien.

Les éruptions majeures, qui injectent des particules (cendres, aérosols) dans la stratosphère, modifient le climat à l'échelle mondiale. L'éruption du Pinatubo, aux Philippines, en 1991, a été responsable d'une baisse de température de 0,3 °C dans l'hémisphère Nord, qui s'est amortie sur quatre ans.

Les éruptions peuvent avoir également des conséquences économiques majeures. Ainsi, en avril 2010, le volcan Eyjafjöll, situé sous la calotte glaciaire (Eyjafjallajökull) en Islande, a craché un nuage de particules fines, composées de minuscules morceaux de pierre et de verre, combinées à de grandes quantités de vapeur d’eau. Ce nuage menaçant le fonctionnement des réacteurs d’avion, le trafic aérien a été paralysé dans toute l’Europe du Nord pendant plusieurs jours et les pertes économiques se sont élevées à 1,74 milliard d'euros.
Au cours des temps géologiques, des crises volcaniques majeures ont, peut-être, provoqué l'extinction massive de faunes et de flores.

5. Surveillance, prévision et prévention

Surveiller les volcans et essayer d'en prévoir les éruptions pour prévenir d'éventuelles catastrophes constituent le défi majeur de la volcanologie moderne. Aujourd'hui, la centaine de volcans considérés comme très dangereux sont équipés d'un observatoire de surveillance, qui fonctionne en permanence. Des stations de surveillance sont placées sur le volcan pour enregistrer différents paramètres transmis par radio à l'observatoire.

Des sismographes enregistrent des microséismes, appelés tremors (terme anglais signifiant « frémissement »), témoins de la montée du magma à travers les couches profondes en direction de la surface. Ces vibrations du sol précèdent une éruption en général de 24 à 48 heures.
→ sismologie.
Parallèlement des mesures de déformations peuvent mettre en évidence un gonflement de l'édifice (de l'ordre de quelques millimètres sur une distance de plusieurs kilomètres) ou des variations de pentes (inclinométrie ou « tiltmétrie ») de quelques microradians. Les variations de la température ou de la composition chimique des fumerolles sont également des indications précieuses. Il faut aussi mesurer les champs magnétique, gravimétrique et électrique locaux. Les images envoyées par les satellites (par exemple Spot) donnent des informations immédiates et permettent un suivi de la situation.

Il est important de connaître les éruptions anciennes du volcan, qui donnent des informations sur les manifestations futures. Il s'agit en quelque sorte de dresser le « curriculum vitae » du volcan. Dans ce but, les dépôts anciens (coulées de lave pétrifiées, couches de cendres, etc.) sont identifiés et datés.

Il faut aussi informer les populations concernées, leur expliquer quoi faire ou ne pas faire en cas d'éruption : ne pas aller chercher les enfants à l'école car les enseignants s'en occupent, ne pas téléphoner pour ne pas saturer les lignes, écouter les informations à la radio, etc.). Des exercices de simulation doivent être organisés. Lors d'une crise éruptive, la protection civile aide les habitants dans le cadre de plans de type ORSEC. Des équipes de médecine d'urgence sont prêtes à intervenir pour soigner des traumatismes spécifiques : asphyxies, brûlures, œdèmes des yeux et des poumons, obstructions des voies respiratoires et digestives par les cendres, sans oublier un important choc psychologique.
Les dernières éruptions majeures (Pinatubo, Philippines, 1991 ; Soufrière de Montserrat, Antilles, depuis 1995) ont été relativement bien gérées, ce qui a permis de sauver des milliers de personnes.

6. Le volcan utile

Les volcans, bien connus pour leurs aspects nuisibles, apparaissent également utiles ; ils ont d'ailleurs été déifiés dans l'Antiquité (Héphaïstos chez les Grecs et Vulcain chez les Romains). Lors des premiers temps de la Terre, les émissions de gaz volcaniques ont contribué à la formation de l'atmosphère et, par condensation de la vapeur d'eau, à celle des océans, nécessaires à l'apparition de la vie. Les volcans forment des îles et des territoires nouveaux, colonisés par les êtres vivants et souvent par l'homme. Les sols en région volcanique sont particulièrement fertiles.

Depuis le début de la civilisation, les volcans ont joué un grand rôle dans l'habitat pour les régions concernées : abris sous coulées préhistoriques, habitats troglodytes (Cappadoce turque), matériaux de construction (pierre de Volvic), granulats (pouzzolane). Des minerais sont liés à une activité volcanique (gisements d'or, d'argent et de cuivre au Chili, exploitation du soufre au Kawah Idjen, à Java). L'énergie géothermique est puisée dans le sous-sol des régions péri-volcaniques. Les eaux thermales soignent certaines maladies. De nombreux volcans sont aujourd'hui intégrés et protégés dans des parcs nationaux.
Les volcans constituent des témoins de l'activité de la Terre. Leurs dynamismes éruptifs sont de mieux en mieux compris et leur surveillance devient de plus en plus efficace.

7. Les volcans sur les autres planètes du Système solaire

L'exploration du Système solaire a révélé que le volcanisme n'est pas l'apanage de la Terre, mais se rencontre aussi sur les autres planètes telluriques et sur les plus gros satellites naturels. Sur Mercure et sur la Lune, les volcans sont éteints depuis au moins 3 milliards d'années. Mars présente des édifices volcaniques spectaculaires (notamment Olympus Mons, le plus grand volcan du Système solaire, avec 600 km de diamètre à la base et 21,3 km de hauteur ; son activité, qui a commencé il y a 3,5 milliards d'années, s'est terminée il y a plusieurs centaines de millions d'années), également éteints. En revanche, Vénus abrite encore un volcanisme actif. Par ailleurs, les sondes spatiales Voyager ont photographié sur Io, l'un des principaux satellites de Jupiter, des volcans géants en pleine éruption, libérant des panaches explosifs jusqu'à 300 km d'altitude ; ce magmatisme, à base d'oxydes de soufre, diffère complètement du magmatisme terrestre, silicaté.

À ce volcanisme classique, où la lave est constituée de roche fondue, s'ajoute le cryovolcanisme (épanchement de glace fondue), ancien ou récent, de certains satellites de glace, comme Ganymède autour de Jupiter, Encelade et peut-être Titan autour de Saturne.

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glacier


Accumulation de glace continentale issue de la transformation de la neige et soumise à un écoulement lent.
1. Formation des glaciers
L'ensemble des glaciers représente environ 75 % des réserves d'eau douce de la planète. À l'aube du xxie s., quand le fragile équilibre thermique de la Terre paraît menacé, il convient d'être attentif à l'évolution des glaciers.
Leur existence étant conditionnée par des données thermiques rigoureuses, les glaciers sont cantonnés dans les régions polaires ou localisés dans les massifs montagneux les plus élevés. La diagenèse, ou transformation de la neige en glace par expulsion de l'air qu'elle contient, n'est possible que si l'alimentation neigeuse excède l'ablation (par fusion ou sublimation). Cette condition n'est réalisée qu'au-dessus de la limite des neiges persistantes, qui s'élève des régions polaires (où elle se tient au voisinage de la mer) vers les régions chaudes (où elle culmine à 6 000 m sous les tropiques). Un glacier, masse de glace continentale en mouvement, se constitue par accumulation de neige en hiver. Celle-ci, ne parvenant pas à fondre d'une année sur l'autre, se transforme peu à peu en névé, puis en glace. Quand cette dernière atteint plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur (par exemple, 40 m sur une pente de 7°), sa base devient plastique. Soumise à l'action conjuguée de la pesanteur et de la pression (d'autant plus forte que l'épaisseur de la glace accumulée en amont est importante), elle se met à fluer, descendant les pentes ou se répandant dans toutes les directions.

2. Description des glaciers
L'image typique des glaciers de montagne est celle de fleuves de glace (par exemple, la mer de Glace, dans le massif du Mont-Blanc), d'autant plus développés que les montagnes sont fortement enneigées en hiver et fraîches en été. Leur existence dépend de l'altitude à laquelle s'accumulent les neiges permanentes : basse vers les pôles (moins de 1 000 m en Islande), très élevée sous les tropiques (plus de 5 000 m dans l'Himalaya et les Andes), intermédiaire dans les zones tempérées (entre 2 700 et 3 000 m dans les Alpes).

2.1. Typologie des glaciers
Suivant leur configuration et leur volume, on distingue trois types de glaciers :
– les glaciers d'inlandsis (représentant près de 99 % des surfaces englacées), qui sont des calottes de grande épaisseur (2 000 m en moyenne) recouvrant d'immenses surfaces (environ 15 millions de km2 pour l'Antarctique, plus de 1 700 000 km2 pour le Groenland), d'où n'émergent que quelques pointements rocheux, les nunataks ;

– les glaciers de vallée, situés en aval des névés, qui sont étroitement dépendants des reliefs dans lesquels ils se logent ; la longueur de tels appareils n'excède pas quelques dizaines de kilomètres (27 km pour le glacier d'Aletsch dans les Alpes, près de 80 km pour celui de Fedtchenko dans le Pamir, 120 km pour celui d'Hubbard en Alaska, sans doute le plus long fleuve de glace du monde) ;
– les glaciers de piémont, qui s'étalent largement en lobe au sortir d'un massif montagneux (comme en Alaska).

2.2. Morphologie glaciaire

Un glacier de montagne prend naissance sous la ligne de crête, dans un champ de névés entouré d'abrupts rocheux appelés cirque glaciaire.

Au-delà de cette cuvette commence la langue glaciaire, qui se moule dans une vallée préexistante. Sa surface est rarement lisse. Des cassures béantes, les crevasses, résultent des tensions engendrées par l'inégale vitesse d'écoulement de la glace au milieu et sur les bords de la langue. D'une profondeur généralement inférieure à 35 m, les crevasses peuvent excéder 20 m de large et 100 m de long. Souvent dissimulées sous des ponts de neige en hiver, elles constituent un danger pour les alpinistes. Elles sont plus denses quand la vallée se resserre ou quand la pente s'accroît brusquement. Il en résulte un aspect chaotique, surtout lorsque leur entrecroisement isole des lames de glace, les séracs, qui souvent s'éboulent les uns sur les autres. Dès qu'elle franchit la limite des neiges permanentes, la langue glaciaire fond et s'amincit peu à peu, jusqu'à disparaître. Sa longueur dépend du bilan glaciaire (différence entre l'accumulation et l'ablation).
Les grands glaciers, issus de plusieurs cirques qui s'emboîtent les uns dans les autres, grossissent par la confluence de plusieurs langues. L'un des plus longs, le glacier Hubbard en Alaska, s'écoule sur 120 km, et beaucoup descendent bien au-dessous de la limite des neiges permanentes (de 1 500 à 1 300 m pour les glaciers du massif du Mont-Blanc). Lorsque la montagne est très élevée, et la limite des neiges basse, de puissantes langues de glace descendues de la montagne s'étalent sur l'avant-pays en lobes semi-circulaires; on parle alors de glaciers de piémont (de beaux exemples peuvent être observés en Patagonie et en Alaska).
Au contraire, dans les montagnes dont la ligne de crête dépasse à peine l'altitude des neiges permanentes, les glaciers n'ont pas de langue: ce sont des glaciers de calotte, qui encapuchonnent les sommets, des glaciers de cirque, qui se logent dans les creux, des glaciers de paroi, qui nappent les hauts versants. Ces glaciers élémentaires ne bénéficient pas d'une alimentation neigeuse suffisante (dans les régions sèches, par exemple) ou sont soumis à une forte ablation qui ne permet pas la constitution d'une langue glaciaire (dans les régions intertropicales).
Les glaciers de montagne alimentent de nombreux torrents dont le régime est caractérisé par de hautes eaux en saison chaude et de maigres eaux en hiver.

3. Glaciers et érosion
3.1. Le mouvement et la vitesse des glaciers

La submersion par la glace de repères naturels ou artificiels situés à la périphérie des langues glaciaires, le déplacement de balises installées à la surface des glaciers, tout comme les mesures effectuées au contact du lit glaciaire prouvent que la glace, tel un corps visqueux, se déforme, avance par saccades et glisse à la faveur d'un film d'eau qui apparaît sur le lit rocheux. La température à la base du glacier demeure proche du point de fusion, car la roche conserve une température positive. Les vitesses enregistrées varient en fonction non seulement de la pente, mais aussi de l'épaisseur de la glace, donc de l'alimentation en neige. Elles sont de l'ordre de 1 m par jour, en moyenne, pour les grands glaciers de montagne (35 cm seulement pour la mer de Glace, 60 cm pour le glacier d'Argentière). Les records sont détenus par les glaciers d'Alaska : près de 3 m/h pour l'un d'eux, tandis que d'autres connaissent des avancées épisodiques de plus de 60 m par jour.
C'est l'écoulement glaciaire qui rend compte de la spécificité des processus morphogéniques du domaine glaciaire, qui sont : le transport de moraines (superficielles, internes ou de fond), alimentées par la gélifraction des versants supraglaciaires ou l'attaque du lit glaciaire ; l'ablation, qui consiste en une abrasion exercée par la glace armée de matériaux durs (activité qui se traduit par des stries, des cannelures, ou par le polissage des roches moutonnées, et, surtout, par le délogement de blocs aux dépens de la roche en place [le débitage glaciaire]). Les glaciers des calottes polaires peuvent s'étirer jusqu'à la mer et se fragmenter alors en gros blocs, les icebergs, qui dériveront au gré des courants marins.
Si la prise en charge des moraines ne fait pas problème, la capacité et la compétence des glaciers étant pratiquement illimitées, le creusement du lit glaciaire offre matière à discussions. Suivant l'efficacité accordée au travail des glaciers, les auteurs se partagent entre trois écoles : les ultraglacialistes font du glacier le plus puissant de tous les agents morphogéniques, les antiglacialistes ne lui attribuent qu'un rôle protecteur, et les transactionnels lui reconnaissent l'aptitude de réaménager une topographie préglaciaire. Ces différences d'appréciation s'expliquent aisément par un fait d'évidence : l'ablation glaciaire est le processus le moins facilement accessible à l'observation directe. Toutefois, l'examen des modelés de vastes régions englacées au cours des périodes froides du quaternaire (près de 30 % des terres émergées contre 11 % actuellement) montre que le problème de l'efficacité de l'érosion glaciaire appelle des solutions nuancées, puisqu'il oblige à tenir compte des influences lithologiques, du travail de préparation des systèmes morphogéniques antérieurs, de la différenciation de la topographie et de l'inégal dynamisme des glaciers (ce dernier facteur privilégiant les glaciers locaux par rapport aux inlandsis).

3.2. L'érosion glaciaire
Les glaciers usent la roche par abrasion, c'est-à-dire par frottement des particules charriées sur le lit rocheux ou contre les parois. Ce polissage se caractérise par les bosses arrondies des roches « moutonnées » ou les stries et cannelures gravées dans la roche, bien visibles dans les vallées glaciaires. La glace arrache des fragments de la roche en place séparés par des fissures. Elle entraîne des débris de toute taille, grains de sable et blocs, qui constituent la moraine de fond.

L'eau de fusion estivale, qui ruisselle à la surface des glaciers avant de disparaître dans les crevasses, forme un torrent sous-glaciaire responsable du creusement de sillons étroits et profonds, véritables traits de scie, repérés sous les glaciers alpins.
Les langues glaciaires transportent les cailloux et les rochers tombés des versants. Accumulés en bourrelets au bord du glacier, ces débris forment les moraines latérales, qui se réunissent en une moraine médiane en aval de la confluence de deux glaciers.
Le glacier est cerné à son extrémité par une moraine terminale, ou frontale, de forme arquée (vallum morainique), d'où s'échappe le torrent issu des eaux de fonte. Le remaniement des matériaux morainiques et leur étalement par les eaux courantes aboutit à la constitution de cônes fluvio-glaciaires en aval des glaciers de montagne ou de piémont, et de plaines sableuses en aval des inlandsis.

3.3. Le modelé glaciaire
La fonte des glaciers fait apparaître le modelé glaciaire. En montagne, les crêtes étroites, hérissées d'aiguilles, correspondent aux cloisons rocheuses limitant l'amphithéâtre des anciens cirques glaciaires. Un lac en occupe souvent le fond.

L'ancienne vallée glaciaire présente des versants raides et, dans un premier temps, un fond irrégulier. Le glacier a creusé des cuvettes, ou ombilics, dans les roches tendres, laissant subsister dans les roches dures des bosses qui forment des verrous. Ces derniers peuvent retenir des eaux lacustres, dont les exutoires scient des gorges à travers les barres rocheuses. Puis le colmatage des cuvettes par les alluvions lacustres ou torrentielles aboutit à la formation d'une plaine alluviale. Les grandes vallées présentant alors la forme d'un « U » (versants raides et fond plat) sont appelées auges glaciaires. Les grands glaciers, épais de plusieurs centaines de mètres, ont creusé des vallées plus profondes que celles de leurs affluents. Après la déglaciation, le fond de l'auge principale se trouve en contrebas des auges secondaires. Celles-ci apparaissent suspendues, et les torrents qui les occupent rejoignent le cours d'eau principal par des cascades ou par des gorges de raccordement.
À l'exception des fjords (anciennes auges profondes envahies par la mer), les reliefs rabotés par les inlandsis présentent des bosses arrondies et des cuvettes occupées par des lacs (on en compte plus de 100 000 en Finlande). Les Grands Lacs du Saint-Laurent ont une origine identique. La bordure des anciens inlandsis est jalonnée par des collines morainiques, telles les croupes baltiques. Les moraines de fond ont créé de vastes plaines souvent marécageuses, dont la monotonie est rompue par des buttes ovoïdes façonnées sous la pression de la glace ou par des bourrelets sinueux, longs de plusieurs kilomètres, œuvre des torrents sous-glaciaires.

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Paléozoïque    Mésozoïque    Cénozoïque
Cambrien    Ordovicien    Silurien    Dévonien    Carbonifère    Permien    Trias    Jurassique    Crétacé    Paléogène    Néogène    .
 

paléozoïque

Le paléozoïque, intermédiaire entre le précambrien et le mésozoïque, s'étend de – 542 à – 251 millions d'années. Cette ère géologique, autrefois appelée primaire, est formée de six systèmes (cambrien, ordovicien, silurien, dévonien, carbonifère et permien). Le paléozoïque est une ère capitale pour l'évolution de la vie, avec, en particulier, la conquête des continents par les organismes, continentaux ou aquatiques, nombreux et variés, qui ont un cachet encore archaïque. Certains disparaîtront à la fin ou avant la fin de l'ère (graptolites, chitinozoaires, trilobites, fusulinidés, archaureocyathidés, tétracoralliaires), d'autres survivront (agnathes, reptiles, poissons, gymnospermes, phanérogames).
Le paléozoïque est marqué par la formation de deux grandes chaînes de montagnes, d'abord la chaîne calédonienne, dont on retrouve les racines en Scandinavie et au Groenland, puis la chaîne hercynienne, qui structure toute l'Europe. Le Massif armoricain, le Massif central et les Vosges en sont le témoignage en France. À la fin du paléozoïque, toutes les terres continentales sont soudées en une masse unique, la Pangée. Ces terres vont être affectées par des glaciations.
Les espèces vivantes se diversifient. Toutes sortes d'invertébrés (coquillages, trilobites, coraux, éponges) peuplent les mers. De nouvelles espèces, les reptiles, commencent à envahir les continents. La fin de l'ère est marquée par un climat chaud et humide qui favorise le développement de forêts luxuriantes, notamment de fougères arborescentes.

1. Signification du nom « paléozoïque »
Le premier nom donné à cette ère, le primaire, exprimait le résultat des observations fondamentales des pionniers de la géologie à la fin du xviiie siècle. Très rapidement, le terme a désigné une étape importante dans l'organisation du monde vivant et on a admis que l'ère primaire débutait avec les premiers fossiles bien identifiables. On comprend ainsi l'expression de « faune primordiale » donnée par I. Barrande en 1846 aux fossiles de Bohême, qu'il croyait être les plus anciens, et le terme « paléozoïque » (de palaios, ancien, et zôon, être vivant) utilisé fréquemment comme synonyme de primaire pour les terrains recouvrant les cratons antécambriens, considérés comme azoïques (c'est-à-dire ne présentant aucune trace de vie).

2. Les limites du paléozoïque
Les terrains paléozoïques ne sont ni archœozoïques ni protérozoïques (vie primitive ou vie première). La vie existait à l'antécambrien. Des restes d'organismes y ont été identifiés; des roches d'origine organique ont été décelées. Ces tests permettent de situer l'apparition de la vie, mais ils sont encore très rares, dispersés, parfois énigmatiques. Le développement des principaux organismes est vraiment la caractéristique des temps primaires, qui restent encore, à l'objection précédente près, les premiers temps fossilifères.
Les divisions stratigraphiques du paléozoïque
Subdivisions du paléozoïque (291 millions d'années)
Systèmes
Séries
Date de début
Principaux événements
permien (– 299 à – 251 millions d'années)
thuringien
 
extinction massive d'espèces
saxonien
 
 
autunien
– 299 millions d'années
 
carbonifère (– 359 à – 299 millions d'années)
silésien
– 318 millions d'années
les continents sont couverts de forêts
dinantien (composé du tournaisien et du viséen)
– 359 millions d'années
premiers gymnospermes (groupes des conifères actuels)
dévonien (– 416 à – 359 millions d'années)
famennien
– 375 millions d'années
conquête de la terre ferme par les animaux
frasnien
– 385 millions d'années
 
givétien
– 392 millions d'années
 
couvinien
– 398 millions d'années
 
emsien
– 407 millions d'années
 
siegénien
– 411 millions d'années
 
gédinien
– 416 millions d'années
 
silurien (– 444 à – 416 millions d'années)
pridolien
– 419 millions d'années
conquête de la terre ferme par les plantes
ludlowien
– 423 millions d'années
premiers poissons : les acanthodiens
wenlockien
– 428 millions d'années
 
llandovérien
– 444 millions d'années
 
ordovicien (– 488 à – 444 millions d'années)
ashgillien
 
premiers vertébrés : les agnathes
caradocien
 
 
llandeilien
 
 
llanvirnien
 
 
arénigien
 
 
trémadocien
– 488 millions d'années
 
cambrien (– 542 à – 488 millions d'années)
postdamien
 
la vie se diversifie
acadien
 
 
géorgien
– 542 millions d'années
 
La limite inférieure du primaire n'est pas facile à établir. La limite est claire dans les régions où le cambrien (à premiers trilobites notamment) est transgressif et discordant sur les terrains antérieurs, profondément plissés puis arasés, et où donc les premières faunes semblent apparaître brusquement. Mais il existe des régions où les couches cambriennes datées reposent sur les séries dites de l'infracambrien, souvent azoïques, mais qui doivent correspondre à la période de différenciation des invertébrés. Cet infracambrien a en effet livré une faune.
La découverte de la faune d'Ediacara (Australie) est venue démontrer qu'après les organismes primitifs (cyanophycées, bactéries, sporomorphes) sont apparus les métazoaires. Cette faune, datée d'environ 600 millions d'années, comprend des empreintes d'une trentaine d'espèces : des coelentérés (six genres de méduses, des pannatulidés), des annélides et des formes rapportées à un échinoderme et à un mollusque primitifs.
Le paléozoïque commence avec les fossiles identifiables appartenant à la faune dite à Olenellus (cambrien inférieur). La limite supérieure du primaire, c'est-à-dire la limite primaire-secondaire, correspond à la fin de la construction de la chaîne hercynienne. Celle-ci s'est effectuée en Europe à la suite de plusieurs phases tectoniques se succédant pendant un temps assez long et d'importance variable suivant la localisation.
La division repose essentiellement sur la dernière manifestation orogénique : la chaîne de l'Oural achève son édification à la fin du permien, avant le dépôt des terrains du trias, premier système du mésozoïque. En Europe occidentale, il n'est pas toujours facile de séparer le permien du trias, car le démantèlement de la chaîne hercynienne n'est pas tout à fait achevé.
La géologie a connu son premier développement en Europe (surtout Europe occidentale). Les terrains primaires y ont donc été particulièrement bien étudiés, d'autant plus qu'ils recelaient de fort riches gisements de houille et qu'ils sont particulièrement représentatifs. Ainsi s'explique la terminologie utilisée pour les diverses dénominations, en particulier les subdivisions en systèmes : cambrien (de Cambria, pays de Galles), ordovicien (de la peuplade des Ordovices, dans le pays de Galles), silurien (de la peuplade des Silures, habitant le Shropshire), dévonien (de Devon), carbonifère (de charbon), permien (de Perm en Russie), ou bien encore les appellations de calédonien, hercynien (de Harz en Allemagne), etc.

3. Originalité du paléozoïque
Le précambrien recouvre l'histoire primitive de la Terre et a donc connu une extraordinaire évolution géochimique, marquée par le passage d'une atmosphère réductrice à une atmosphère oxydante et donc par la libération de l'oxygène. Au point de vue pétrographique, les preuves en sont l'apparition des premiers minerais à l'état oxydé, l'apparition des premiers calcaires dus à l'utilisation du CO2. A partir du cambrien, on est loin de l'atmosphère et de l'hydrosphère primitives : il y a plus de 2 milliards d'années que les dernières synthèses naturelles de composés organiques ont eu lieu. Il est désormais impossible d'en envisager dans des milieux qui sont proches chimiquement des milieux actuels : la composition atmosphérique et océanique est constante depuis le cambrien : stabilité de la teneur en oxygène de l'atmosphère, stabilité de la salinité du milieu marin (les rapports des isotopes de l'oxygène, 180 et 160, semblent bien identiques). D'autre part, les dimensions du globe n'ont pas varié depuis le cambrien.
Au début du paléozoïque, près de 2 milliards d'années se sont écoulés depuis l'apparition de la vie. Des organismes hautement organisés sont présents.
Le paléozoïque est le premier des temps fossilifères. Après l'ère des schizophytes, après l'apparition des métazoaires (faune d'Ediacara), on peut affirmer que le début du primaire est marqué par le développement des métazoaires. Le sentiment de brusques apparitions paraît résulter de ce que la fossilification est désormais devenue possible. Pour la plupart des embranchements animaux, l'événement est l'apparition d'un squelette minéralisé, intervenue pendant cette période.
Le paléozoïque est marqué :
– par l'occupation de l'ensemble du milieu marin par tous les groupes d'invertébrés, c'est-à-dire par la poursuite de l'utilisation par le monde vivant de l'oxygène dissous dans l'eau de mer ;
– par l'apparition des premiers vertébrés (à la fin de la première moitié du paléozoïque) ;
– par le passage de la vie aquatique à la vie terrestre, c'est-à-dire l'apparition des vertébrés tétrapodes, au paléozoïque supérieur (la conquête du milieu terrestre, que réalisent également certains invertébrés, est accompagnée par l'apparition et le développement des végétaux terrestres. C'est la réussite irréversible du processus d'utilisation de l'oxygène atmosphérique.
Cependant, le monde vivant du paléozoïque est incomplet par rapport au monde actuel. Certaines classes manquent encore (mammifères, oiseaux, végétaux angiospermes). D'autres classes ne sont représentées que par des formes primitives.
Sur le plan pétrographique, ce caractère ancien se retrouve dans les principaux terrains sédimentaires déposés à cette période : les schistes noirs, les calcaires foncés, les grès rouges forment un contraste souvent frappant avec les terrains mésozoïques et cénozoïques. Cette opposition est d'autant mieux marquée que ces terrains constituent actuellement le socle qui sert de soubassement aux formations plus jeunes. Les terrains primaires déposés avant l'époque hercynienne ont tous été plissés par la suite et souvent même pénétrés de granites, voire souvent transformés complètement, métamorphisés. On comprend que l'on n'en trouve plus la trace que dans les massifs anciens (en France, par exemple, Massif armoricain, Ardennes, Massif central) ou dans le socle de chaînes de montagnes plus récentes, où ils constituent comme autant de noyaux (Alpes, Pyrénées, etc.).

4. Aspect général du globe terrestre
À la fin du précambrien, la croûte terrestre est arrivée à un point important de son évolution. Une série d'orogenèses complexes a abouti à une cratonisation notable. Le globe comprend d'importants boucliers continentaux autour desquels l'histoire ultérieure du globe (stratigraphie, tectonique) s'ordonnera.
Mais, s'il est vrai que ces boucliers précambriens forment l'ossature des continents actuels et constituent le noyau des chaînes de montagnes qui se sont succédé depuis la dernière orogenèse précambrienne (l'orogenèse cadomienne), il convient de souligner que leur disposition relative n'était pas celle que nous connaissons aujourd'hui.

Dérive des continents
La notion d'expansion océanique et la théorie de la tectonique des plaques permettent de comprendre la naissance des océans et la une dérive des continents depuis le paléozoïque. Le paléozoïque est une ère où il ne saurait être question d'océans Atlantique, Pacifique et Indien, mais de continents rassemblés en une masse plus ou moins unique, ce qui explique les analogies entre l'Amérique du Sud et l'Afrique, l'identité des évolutions structurales de l'Amérique du Nord et de l'Europe nord-occidentale, etc.
La répartition des climats, alors déjà bien différenciés, dépend évidemment de cette disposition originale des masses continentales, mais elle oblige également à admettre une position de l'axe des pôles tout à fait différente de l'actuelle. Les études paléoclimatologiques, les mesures paléomagnétiques indiquent au cambrien un pôle situé sur l'actuel tropique vers 150° de longitude O. La répartition des climats chauds (et par là, des séries récifales), désertiques (formations évaporitiques) en est évidemment affectée. Il est curieux de noter que les régions arctiques actuelles étaient alors des déserts chauds. Plusieurs glaciations interviendront : tout au début du cambrien, à l'ordovicien (sensible surtout au Sahara), au permien (sur tout le continent de Gondwana, Afrique du Sud, Inde, Australie, etc.).
5. La vie au paléozoïque

5.1. Le peuplement des mers par les invertébrés
image: http://www.larousse.fr/encyclopedie/data/images/1200016-Lhistoire_de_la_vie.jpg
L'histoire de la vie
L'histoire de la vie
Le paléozoïque voit d'abord le peuplement des aires marines par les invertébrés. Au début du primaire, il n'y a ni végétal ni vertébrés, mais une faune très variée témoignant d'une occupation totale du domaine marin et d'une adaptation aux divers milieux de vie de ce domaine. L'intérêt de l'étude de ces faunes est actuellement une compensation à l'insuffisance de nos connaissances quant à l'origine et à la diversification des principaux embranchements.
Au début de cette longue ère, la vie existe seulement dans les mers : celles-ci sont extraordinairement riches pour ce qui nous semble être un début (soit 1 500 espèces d'invertébrés). Bientôt vont se multiplier les embranchements, les classes, les genres. On trouve ainsi des groupes exclusifs ayant vécu seulement au primaire, ou même dans une partie du primaire.

Les archœocyathidés sont proches des spongiaires, ils édifient des calcaires, ils ne sont connus qu'au cambrien. Dès le cambrien inférieur, les trilobites, arthropodes bien différenciés et hautement organisés, sont nombreux. Ils évoluent, avec des relais au niveau des familles, à travers tout le paléozoïque et ils s'éteignent au permien après un long déclin de 200 millions d'années. Bons exemples d'adaptation aux conditions extérieures, certains nagent, d'autres rampent sur le fond ou fouissent. Les graptolites marquent l'ordovicien et le silurien. Voisins du groupe des stomocordés, ils ont peut-être une origine à rapprocher de celle des cordés (et par là des futurs vertébrés). Fixés à des algues flottantes ou pélagiques, ils ont eu une vaste répartition géographique. Les espèces nombreuses se sont succédé dans le temps. Elles permettent une bonne zonation biostratigraphique.
Parmi les foraminifères, les fusalinidés caractériseront certaines zones du carbonifère et du permien. D'autres groupes énigmatiques ont pullulé (chitinozoaires, acritarches, conodontes, etc.). Bien que leur position dans l'échelle zoologique ou dans le monde végétal soit encore mal élucidée et qu'ils aient été sans descendance, ils n'en présentent pas moins un intérêt dans la recherche du passionnant problème des relations entre les principaux embranchements primitifs.
Dans certains embranchements, certains groupes, certaines familles connaissent leur apogée au primaire. Ils déclineront par la suite, donnant des formes reliques, ou pourront disparaître.

Ainsi, l'embranchement des échinodermes compte alors plus d'une douzaine de classes, dont beaucoup sont actuellement disparues (cystoïdes, blastoïdes, carpoïdes). Certains carpoïdes sont aujourd'hui considérés comme un groupe archaïque de cordés. Les céphalopodes vont connaître un épanouissement précoce à partir de l'ordovicien. Les orthocératidés auront une survivance de 200 millions d'années (les nautiles se développeront durant tout le paléozoïque supérieur). Les ammonoïdés seront représentés par les goniatites (grande importance au dévonien, apogée au carbonifère). Les représentants des brachiopodes sont également particulièrement abondants au primaire supérieur. Les cœlentérés sont représentés par des formes spéciales de madréporaires (dès l'ordovicien), soit des polypiers solitaires, soit des tabulés coloniaux, contribuant avec des stromatoporidés à l'élaboration d'importantes séries récifales.
Dans d'autres groupes, les représentants sont nombreux, mais ils sont encore relativement primitifs. Ils connaîtront l'épanouissement dans des temps plus récents : par exemple gastropodes, lamellibranches.

5.2. Le développement des vertébrés
image: http://www.larousse.fr/encyclopedie/data/images/1004822-Formes_actuelle_et_fossile_de_crossopt%c3%a9rygien.jpg
Formes actuelle et fossile de crossoptérygien
Formes actuelle et fossile de crossoptérygien
Le paléozoïque connaît par la suite une autre étape importante dans l'histoire de la vie : le développement des vertébrés. Les premiers vertébrés connus apparaissent au silurien. Ce sont des agnathes (vertébrés sans mâchoires) comme le jamoytius, ou comme les ostracodermes, formes cuirassées. Au dévonien se développent les gnathostomes : poissons cuirassés (placodermes), sélaciens, poissons à double système respiratoire (dipneustes) et crossoptérygiens.

5.3. Le passage de la vie aquatique à la vie terrestre
C'est alors la colonisation du milieu continental, le passage de la vie aquatique à la vie terrestre. La conquête des terres émergées se fait peu à peu, d'abord par le développement des plantes supérieures : les lagunes dévoniennes se peuplent de petits cryptogames vasculaires, les psilophytes (telles les rhyniales du dévonien d'Écosse vivant dans des sortes de tourbières). Au carbonifère, les cryptogames se sont diversifiés : on est passé des plantes herbacées aux fougères arborescentes (filicales, lycopodiales, equisétales), dont l'accumulation va donner la houille. Ces végétaux sont accompagnés des célèbres fougères à graine (ptéridospermées). La naissance de ces préphanérogames, véritable transition avec les plantes supérieures, est une des plus remarquables de la paléobotanique : la réalisation de la graine. C'est enfin l'explosion des gymnospermes (cordates et déjà les cdniférales). Le développement des premiers insectes est sensiblement parallèle (blattes, libellules, etc.).
Mais le témoignage le plus remarquable du passage à la vie terrestre est la sortie des eaux des vertébrés, l'apparition des premiers vertébrés terrestres. La réussite en a été assurée par l'acquisition du membre de type tétrapode à partir des nageoires, dans le groupe des crossoptérygiens.
A partir des crossoptérygiens se différencie un groupe conduisant aux actuels batraciens urodèles, un autre conduisant à l'ensemble des autres tétrapodes. Les plus anciens de ceux-ci, les stégocéphales (par exemple Ichtyostega), ont encore de nombreux caractères de poissons, mais ont acquis la disposition particulière des membres. Un buissonnement évolutif a lieu, conduisant au développement des autres batraciens et des reptiles. Chez les reptiles, on décèle dès cette époque (fin du carbonifère, permien) une différenciation en deux groupes : sauropsidés (à l'origine de la lignée reptilienne) et théropsidés, à l'origine d'une lignée dite « mammalienne », car ils mèneront aux mammifères.

5.4. Les extinctions massives
Plusieurs extinctions massives d'espèces végétales et animales ont eu lieu au cours du paléozoïque. À la fin de l'ordovicien, il y a 425 millions d'années, 85 % des espèces ont disparu. À la fin du dévonien, il y a 360 millions d'années, de 50 % à 70 % des espèces ont disparu.
La grande extinction de la fin du permien (– 245 millions d'années)
À la fin du permien, dernière période du paléozoïque, il y a 245 millions d'années, s'est produite la plus importante des cinq extinctions de masse qui ont marqué l'histoire de la vie sur la Terre : on estime que plus de 90 % des espèces marines et 70 % des espèces terrestres ont alors disparu. Ses causes sont encore hypothétiques (chute d'astéroïde, grandes variations du niveau des mers, refroidissement du climat, volcanisme). Des groupes d'animaux marins, jusqu'alors très répandus et diversifiés, se sont entièrement éteints. Ce fut notamment le cas des trilobites, arthropodes caractéristiques du paléozoïque.

6. Principaux événements géologiques

6.1. Le paléozoïque inférieur
Au paléozoïque inférieur, des mouvements orogéniques importants affectent les bordures des plates-formes continentales. Entre les continents Canada-Groenland et Scandinavie s'édifie la chaîne calédonienne, chaîne de montagnes dont les plis aujourd'hui arasés se retrouvent en Norvège, en Écosse, au Groenland. Les conséquences sont essentielles, car l'orogenèse calédonienne a pour résultat de souder des blocs relativement disjoints en un continent nord-atlantique unique, séparé d'un continent méridional (Amérique du Sud, Afrique, Inde, Australie) par une vaste mer, la Mésogée.
L'Europe est alors un domaine marin, sous climat chaud, peuplé d'une abondante faune.
L'absence de toute vie animale et végétale sur les continents oblige à considérer la surface de ceux-ci comme absolument nue et désertique, sans sols, sans protection contre les agents de l'érosion, et donc permet de comprendre la formation d'abondantes séries détritiques terrigènes.
On peut observer en France les terrains du paléozoïque inférieur dans le Massif armoricain (grès armoricains de l'Ordovicien, minerais de fer de la vallée de l'Orne, schistes ardoisiers d'Angers), dans les Ardennes (ardoises de Fumay), dans la Montagne Noire (calcaires à Archaecyathidés), etc.

6.2. Le paléozoïque supérieur : la chaîne hercynienne

Arizona, canyon du Colorado
Le paléozoïque supérieur correspond à la chaîne hercynienne, responsable d'une grande part de la structure de l'Europe et de l'Amérique du Nord.
Les conditions de sédimentation ont changé. La chaîne calédonienne est arasée. Sur les continents désertiques s'accumulent d'épaisses séries détritiques, mais des lagunes se forment où vivent les vertébrés primitifs et d'où sortiront les premiers tétrapodes. Un manteau végétal se développe qui donnera d'exubérantes forêts houillères.

Dans la Mésogée s'effectue le bouleversement essentiel. En Europe, des îles émergent, formant des guirlandes allongées le long des rides, séparées par des fosses étroites et allongées où s'accumulent d'épais matériaux. D'importantes phases de plissement se succèdent. L'ensemble émerge. On observe aujourd'hui des roches qui occupaient au moment du plissement une position relativement profonde et qui ont conservé la trace de tout ce qu'elles ont subi pendant cette longue période de transformation : métamorphisme, granitisation. L'orogenèse s'échelonne sur un temps considérable. La chaîne naît progressivement (phases bretonne, sudète, asturienne du carbonifère inférieur et moyen en Europe occidentale, phase saalienne du permien dans l'Oural, qui, en se soulevant, unit définitivement l'Asie à l'Europe).

La formation des dépôts houillers

Les bouleversement se poursuivaient pendant que l'érosion attaquait la chaîne déjà formée : formation et plissements des dépôts houillers accumulés en bordure de chaîne (bassin houiller franco-belge) ou à l'intérieur de Ia chaîne (bassin houiller de Saint-Étienne), volcanisme intense (Esterel, Corse). Cette chaîne, grâce à laquelle les différents continents été pour la deuxième fois réunis, constitue encore en particulier l'ossature de l'Europe.

Les traces actuelles du paléozoïque supérieur
Les traces actuelles du paléozoïque supérieur sont considérables et spectaculaires : ce sont les massifs anciens (Cornouailles, Massif armoricain, Massif central, Massif schisteux rhénan, Bohême, Meseta espagnol). C'est le soubassement de bassins sédimentaires peu épais (bassin de Paris, Allemagne du Nord). Ce sont les noyaux des massifs alpins, ou pyrénéens, repris plus récemment dans de nouveaux mouvements tectoniques. Partout les terrains mésozoïques y sont discordants sur ce qui est devenu un socle, plissé et arasé, métamorphisé et granitisé. C'est pourquoi la discordance hercynienne constitue la grande coupure entre paléozoïque et mésozoïque.

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