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Climats anciens : Cénozoïque, Crétacé et glaciation permo-carbonifère
Climats anciens à l’échelle des millions d’années : amplitude et causes (bilan des sources et des puits de CO₂, position des continents), Crétacé chaud et activité des dorsales (isochrones et vitesses d’expansion, niveau marin), refroidissement du Cénozoïque (δ¹⁸O benthique, altération des reliefs du Tertiaire, circulation océanique), glaciation du Carbonifère-Permien reconstituée par les tillites et les paléolatitudes, et ses causes (altération de la chaîne hercynienne, enfouissement de matière organique).
À propos de cette page
Climats anciens : indices, amplitudes et causes à l’échelle des millions d’années
Rappel. La lecture des indices (roches indicatrices, δ¹⁸O des carbonates marins, paléolatitude) par l’actualisme est l’objet du chapitre « Climats passés : les indices et le thermomètre isotopique » ; les sources et les puits du cycle long du carbone, avec leurs équations, celui du chapitre « Carbone et climat : réservoirs géologiques et cycle long ». Ici, on s’en sert pour expliquer trois climats anciens.
— Le climat de la Terre a alterné entre des périodes chaudes sans calotte permanente et des périodes froides avec de grandes calottes. Depuis 485 millions d’années, la température moyenne à la surface du globe aurait varié entre environ 11 °C et 36 °C (Judd et al., Science, 2024) ; elle est d’environ 15 °C aujourd’hui.
— Trois exemples au programme : la glaciation du Carbonifère-Permien (Paléozoïque, maximum vers −300 Ma), le Crétacé chaud (Mésozoïque, maximum vers −100 à −90 Ma), le refroidissement du Cénozoïque (depuis l’optimum de l’Éocène, vers −50 Ma), qui aboutit aux glaciations du Quaternaire.
— À chaque durée sa cause. Les paramètres orbitaux rythment des cycles de quelques dizaines de milliers d’années. À l’échelle des millions d’années, c’est la tectonique des plaques qui agit, de deux façons :
• sur la teneur en CO₂, par le bilan entre les sources (dégazage volcanique des dorsales, des points chauds, des zones de subduction) et les puits (altération des silicates suivie de la précipitation de carbonates, de bilan CaSiO₃ + CO₂ → CaCO₃ + SiO₂ ; enfouissement de matière organique) : sources > puits → CO₂ en hausse → effet de serre renforcé → réchauffement, et inversement ;
• sur la position des continents : une calotte ne s’édifie que sur un continent de haute latitude (sur l’océan, la glace de mer reste mince), et l’ouverture ou la fermeture d’un passage océanique change la circulation océanique, donc le transport de chaleur vers les pôles.
— La luminosité du Soleil augmente très lentement au cours des temps géologiques : au Mésozoïque, le Soleil était un peu moins lumineux qu’aujourd’hui ; il n’explique donc pas les climats chauds du passé.
| Période | Climat | Cause principale |
|---|---|---|
| Cénozoïque (depuis 66 Ma) | refroidissement par paliers | baisse du CO₂ (altération des reliefs récents) ; circulation océanique modifiée |
| Crétacé (vers −145 à −66 Ma) | chaud, sans calotte permanente | CO₂ élevé d’origine volcanique (dorsales actives) |
| Carbonifère-Permien (vers −300 Ma) | glaciation | baisse du CO₂ (altération de la chaîne hercynienne, enfouissement de matière organique) ; continent au pôle Sud |
Choisir l’échelle de la cause. Un refroidissement qui dure 50 millions d’années représente 50 000 000 ÷ 100 000 = 500 cycles glaciaires de 100 000 ans : les paramètres orbitaux ne peuvent pas l’expliquer. Il faut une cause aussi lente : la tectonique, par le CO₂ ou la position des continents.
Comparer des amplitudes. Entre 11 °C et 36 °C, l’écart vaut 36 − 11 = 25 °C, cinq fois l’écart d’environ 5 °C entre un maximum glaciaire du Quaternaire et un interglaciaire (25 ÷ 5 = 5).
Réflexe — je mesure d’abord la durée de la variation : dizaines de milliers d’années → paramètres orbitaux ; millions d’années → CO₂ (je cherche ce qui a changé dans les sources ou dans les puits) et position des continents.
Attention — la tectonique ne peut pas rythmer un cycle de 100 000 ans, et les paramètres orbitaux n’expliquent pas une tendance de plusieurs millions d’années. Un continent au pôle ne suffit pas à faire une glaciation : au Crétacé supérieur et à l’Éocène, l’Antarctique est déjà près du pôle Sud, couvert de forêts, sans calotte permanente.
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Le Crétacé chaud et l’activité des dorsales
— Indices : fossiles de végétaux et de reptiles à hautes latitudes ; absence de dépôts glaciaires ; eaux océaniques profondes tièdes ; eaux de surface tropicales estimées à 33-35 °C vers −94 Ma. Près de 82° S de paléolatitude, en Antarctique de l’Ouest, une forêt pluviale tempérée poussait vers −90 Ma, avec une température moyenne de l’air d’environ 12 °C (Klages et al., Nature, 2020).
— Les roches formées reflètent ce climat (actualisme) : la mer envahit une partie des continents et y dépose la craie, faite de plaques calcaires d’algues planctoniques (Bassin parisien) ; les tillites manquent ; l’altération des continents chauds et humides laisse des bauxites et des latérites ; les ceintures subtropicales arides déposent des évaporites.
— Cause : un CO₂ élevé d’origine volcanique, estimé à plusieurs fois la valeur préindustrielle (280 ppm). La dislocation de la Pangée s’accompagne d’une expansion océanique rapide : des dorsales longues et actives, où la fusion partielle du manteau libère des gaz, dégazent davantage de CO₂. S’y ajoutent de grandes provinces magmatiques : le plateau d’Ontong Java, dans le Pacifique, émet vers −120 Ma plusieurs dizaines de millions de km³ de basalte en quelques millions d’années. La géodynamique interne semble donc principalement responsable du Crétacé chaud.
— Mesurer l’activité des dorsales. Sur la carte géologique du monde, le fond des océans est colorié selon son âge ; les limites entre deux couleurs, les isochrones, sont parallèles à l’axe de la dorsale. Demi-vitesse = distance (perpendiculaire à l’axe) ÷ durée ; entre deux isochrones : écart de distance ÷ écart d’âge. Si l’expansion est symétrique, la vitesse d’expansion vaut deux fois la demi-vitesse. 1 km/Ma = 1 mm/an.
— Un niveau marin très haut (plus d’une centaine de mètres au-dessus de l’actuel), pour deux raisons : l’absence de calottes (la fonte de toutes les glaces actuelles n’élèverait la mer que d’environ 65 m) et surtout le volume des dorsales jeunes et chaudes, moins denses, qui réduit la capacité des bassins océaniques. Le même moteur élève donc à la fois le CO₂ et le niveau marin.
— Le thermostat ne suffit pas : un climat chaud et humide accélère l’altération des silicates (rétroaction négative), mais les sources sont très fortes et la mer recouvre une partie des continents : le CO₂ se stabilise à un niveau élevé.
Rappel. Les anomalies magnétiques, les isochrones et le calcul d’une demi-vitesse ont été vus en 1re (« Tectonique des plaques : la mobilité horizontale ») ; ici, on compare des vitesses d’une période à l’autre.
Comparer deux périodes. Dans un océan (valeurs simplifiées), l’isochrone de 83 Ma est à 1 494 km de l’axe et celle de 125 Ma à 2 754 km. Demi-vitesse depuis 83 Ma : 1 494 ÷ 83 = 18 km/Ma, soit 1,8 cm/an. Entre 125 et 83 Ma : (2 754 − 1 494) ÷ (125 − 83) = 1 260 ÷ 42 = 30 km/Ma, soit 3 cm/an. L’expansion était plus rapide au Crétacé.
Partager une hausse du niveau marin. Pour un niveau marin de +170 m (valeur choisie), la fonte des glaces actuelles en explique 65 m ; les 170 − 65 = 105 m restants viennent du volume des dorsales.
Réflexe — isochrones → demi-vitesse (distance ÷ durée, en km/Ma = mm/an) ; dorsales plus rapides → dégazage plus fort → CO₂ en hausse → climat chaud ; et dorsales plus volumineuses → niveau marin plus haut.
Attention — ne pas confondre demi-vitesse et vitesse d’expansion (deux fois plus grande). La distance de l’axe à une isochrone ancienne donne une vitesse moyenne sur toute la durée : pour connaître la vitesse au Crétacé, on mesure entre deux isochrones du Crétacé. Et le haut niveau marin du Crétacé ne s’explique pas par la seule absence de calottes.
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Le refroidissement du Cénozoïque : reliefs, altération et circulation océanique
— Une baisse par paliers. À l’optimum de l’Éocène (vers −50 Ma), la température moyenne du globe est estimée à environ 27 °C, 10 à 16 °C de plus qu’avant l’ère industrielle (Inglis et al., Climate of the Past, 2020). Une calotte permanente s’installe sur l’Antarctique vers −34 Ma (limite Éocène-Oligocène), puis les glaciations de l’hémisphère Nord commencent vers −2,7 Ma. Le CO₂ passe de l’ordre de 1 000 ppm à l’Éocène à moins de 300 ppm au Quaternaire.
— Cause 1 : l’altération des reliefs récents. Les orogenèses du Tertiaire, surtout la collision de l’Inde avec l’Asie (depuis −50 Ma) et la surrection de l’Himalaya et du Tibet, créent des reliefs où l’érosion mécanique expose sans cesse des roches fraîches, et renforcent la mousson, qui apporte l’eau : l’altération des silicates s’accélère, le CO₂ piégé dans les carbonates augmente, la teneur atmosphérique baisse. C’est l’hypothèse de Raymo et Ruddiman (Nature, 1992).
— Un indice de l’altération : le rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de l’eau de mer, enregistré par les carbonates marins, augmente quand l’altération des roches continentales, riches en ⁸⁷Sr, s’intensifie ; il augmente au Cénozoïque. Limite : une partie du strontium himalayen vient de carbonates transformés par le métamorphisme, dont l’altération ne piège pas de CO₂ ; ce rapport n’est donc pas une mesure directe de l’altération des silicates (Quade et al., Science, 1997).
— Cause 2 : la circulation océanique. L’ouverture des passages de Tasmanie (vers −34 Ma) et de Drake (vers −30 Ma) permet un courant circumpolaire qui isole thermiquement l’Antarctique des eaux chaudes venues des tropiques. La fermeture de l’isthme de Panama (vers −3 Ma) réorganise la circulation de l’Atlantique. Le poids de chaque cause est débattu : d’après les modèles de DeConto et Pollard (Nature, 2003), la baisse du CO₂ est le facteur principal de l’englacement de l’Antarctique, l’ouverture des passages un facteur secondaire.
— Une rétroaction : une fois la calotte installée, son albédo élevé renforce le refroidissement.
Figure 1 — Allure du δ¹⁸O des foraminifères benthiques au Cénozoïque (valeurs schématiques) : minimum à l’optimum de l’Éocène, saut vers −34 Ma, hausse jusqu’au Quaternaire, dont les oscillations glaciaires ne sont pas représentées.
Une vitesse de refroidissement. De l’optimum de l’Éocène (environ 27 °C, il y a environ 50 Ma) à l’époque préindustrielle (environ 14 °C), la Terre perd 27 − 14 = 13 °C en 50 Ma : 13 ÷ 50 = 0,26 °C par million d’années en moyenne.
Partager un saut du δ¹⁸O. Vers −34 Ma, le δ¹⁸O benthique augmente de 1,0 ‰ (valeur choisie). Si 0,6 ‰ viennent du volume de la calotte qui s’installe, il reste 1,0 − 0,6 = 0,4 ‰ dus à l’eau plus froide ; avec environ 0,23 ‰ par degré (chapitre « Climats passés »), les eaux profondes se sont refroidies d’environ 0,4 ÷ 0,23 ≈ 1,7 °C.
Réflexe — δ¹⁸O benthique en hausse = refroidissement et/ou plus de glace ; je cherche une cause aussi lente : des reliefs qui accélèrent l’altération (CO₂ en baisse), des passages océaniques qui changent la circulation.
Attention — une hausse du δ¹⁸O des foraminifères benthiques n’est pas un réchauffement. Le rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr n’est pas un thermomètre : il renseigne sur l’altération des continents. Et une coïncidence de dates (passage de Tasmanie et calotte antarctique vers −34 Ma) ne prouve pas à elle seule une relation de cause à effet.
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La glaciation du Carbonifère-Permien : tillites, paléolatitudes et ceintures climatiques
— Les tillites (moraines consolidées), roches polies et striées et blocs erratiques de cet âge affleurent dans des régions aujourd’hui dispersées, et parfois tropicales : Afrique australe (tillite de Dwyka), Amérique du Sud, Inde, Australie, Antarctique. Replacées sur la carte de l’époque, ces régions forment la partie sud du Gondwana, alors centrée sur le pôle Sud : elles portaient une même calotte.
— Reconstituer l’extension de la glaciation : on place chaque gisement de tillite à sa paléolatitude ; le gisement le plus éloigné du pôle donne la limite atteinte par les glaces ; les stries donnent le sens d’écoulement de la glace, du centre de la calotte vers ses bords. 1° de latitude ≈ 111 km.
— Les paléoceintures climatiques. À la même époque, des charbons se forment dans la ceinture équatoriale humide (l’Europe et l’Amérique du Nord de l’époque) et des évaporites dans les ceintures subtropicales arides. En plaçant chaque indice d’une base de données selon sa paléolatitude, on délimite des ceintures comparables aux actuelles : calotte polaire, zones tempérées, déserts subtropicaux, forêts équatoriales.
— Un paléoclimat local : Montceau-les-Mines (Saône-et-Loire, aujourd’hui à 46,7° N). Ce bassin houiller du Carbonifère supérieur (Stéphanien supérieur, vers −300 Ma) livre une flore riche de lycopsides, de sphénopsides (prêles), de fougères, de ptéridospermes et de cordaïtes, et une faune d’eau douce. À l’époque, le site se trouvait à des latitudes équatoriales (Perrier et Charbonnier, 2014) : climat chaud et humide, au moment où le sud du Gondwana était englacé.
Une limite de glaciation. La tillite la plus éloignée du pôle d’un ensemble de gisements (valeurs choisies) s’est formée à 38° S de paléolatitude : la calotte s’étendait jusqu’à 90 − 38 = 52° de latitude du pôle, soit environ 52 × 111 = 5 772 km.
Corriger une latitude trompeuse. Une tillite affleure aujourd’hui à 20° S, en zone tropicale ; à −300 Ma, ce lieu était à 62° S (valeurs choisies). On l’interprète à 62° S : elle témoigne d’une calotte de haute latitude, pas d’une glaciation tropicale.
Réflexe — chaque indice à sa paléolatitude, puis : tillite → calotte ; charbon et flore luxuriante → ceinture équatoriale humide ; évaporites → ceinture subtropicale aride ; je trace les ceintures.
Attention — une tillite aujourd’hui sous les tropiques (Inde, Afrique) n’indique pas une glaciation tropicale : le continent a dérivé. Si le lieu a changé d’hémisphère, son déplacement en latitude est la somme des deux latitudes (de 40° S à 10° N : 50°). Un charbon seul prouve une végétation abondante dans un marécage, pas forcément un climat chaud (une tourbière se forme aussi sous un climat froid et humide) : c’est la flore fossile, avec la paléolatitude, qui précise le climat.
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Les causes de la glaciation permo-carbonifère et les leçons des climats anciens
— l’altération de la chaîne hercynienne (ou varisque), née de la collision entre le Gondwana et la Laurussia entre −380 et −300 Ma environ. Cette chaîne s’étire le long de l’équateur, sous un climat chaud et humide : reliefs, pluies et chaleur réunissent les conditions d’une altération intense des silicates, puits de CO₂ ;
— la fossilisation d’une grande quantité de matière organique. Au Dévonien et au Carbonifère, les plantes vasculaires à bois, riches en lignine, forment les premières grandes forêts. Dans les marécages équatoriaux, leurs restes s’accumulent sans être entièrement décomposés et forment les grands gisements de charbon. Le carbone fixé par la photosynthèse (6 CO₂ + 6 H₂O → C₆H₁₂O₆ + 6 O₂) est ainsi soustrait durablement à l’atmosphère.
— Le CO₂ baisse, l’effet de serre s’affaiblit. Le Gondwana au pôle Sud fournit le support de la calotte ; son albédo renforce ensuite le refroidissement.
— La fin de la glaciation (Permien) : vers −270 Ma, la chaîne hercynienne est largement arasée, l’intérieur de la Pangée devient aride et les marécages à charbon régressent. Les deux puits faiblissent alors que le dégazage volcanique continue : le CO₂ remonte, la glaciation s’achève vers −260 Ma.
— Ce que disent les climats anciens. Dans les trois cas, le climat suit le CO₂, contrôlé par l’équilibre entre sources et puits, lui-même réglé par la tectonique et par la biosphère ; la position des continents ajoute ses effets. Ces variations prennent des millions d’années ; le réchauffement actuel, d’environ 1,2 °C en 150 ans (moyenne 2015-2024 par rapport à 1850-1900), est lié aux émissions humaines de gaz à effet de serre. Les reconstitutions ont des incertitudes (CO₂ et températures estimés par des indicateurs indirects, par exemple 23 à 30 °C pour l’optimum de l’Éocène) et plusieurs causes agissent ensemble : une corrélation ne suffit pas à désigner une cause.
| Climat | Flux qui change | Effet sur le CO₂ | Rôle des continents |
|---|---|---|---|
| Crétacé chaud | sources en hausse (dorsales, grandes provinces magmatiques) | hausse | mer sur les continents, moins de surfaces à altérer |
| Cénozoïque | puits en hausse (altération des reliefs du Tertiaire) | baisse | passages océaniques, Antarctique isolé |
| Carbonifère-Permien | puits en hausse (altération hercynienne, enfouissement de matière organique) | baisse | Gondwana au pôle Sud, support de la calotte |
Le CO₂ d’une matière organique enfouie. D’après l’équation de la photosynthèse, 1 mol de glucose (180 g) a fixé 6 mol de CO₂, soit 6 × 44 = 264 g. Enfouir 90 g de cette matière organique sans décomposition retire donc durablement 90 ÷ 180 × 264 = 132 g de CO₂ à l’atmosphère.
Comparer des vitesses. Le refroidissement du Cénozoïque vaut 13 °C en 50 millions d’années ; le réchauffement actuel, 1,2 °C en 150 ans. Rapport des vitesses : (1,2 ÷ 150) ÷ (13 ÷ 50 000 000) = 1,2 × 50 000 000 ÷ (150 × 13) = 60 000 000 ÷ 1 950 ≈ 30 800 : le réchauffement actuel est environ 30 000 fois plus rapide.
Réflexe — pour expliquer une glaciation ou un climat chaud : (1) quels flux de CO₂ ont changé, sources ou puits ? (2) que fait la position des continents ? (3) la cause précède-t-elle l’effet dans la chronologie ?
Attention — le continent polaire est une condition (le support de la calotte), pas la cause de la baisse du CO₂. La matière organique n’est un puits que si elle échappe à la décomposition. Et l’existence de climats plus chauds dans le passé ne rend pas le réchauffement actuel « naturel » : sa cause et sa vitesse sont différentes.
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Pour aller plus loin
Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées ailleurs.
- Les glaciations du Quaternaire (paramètres orbitaux de Milankovitch, rétroactions de l’albédo et du CO₂) : chapitre « Climats du Quaternaire : glaciations et paramètres orbitaux ».
- Les réservoirs de carbone et les équations du cycle long (altération des silicates et des calcaires, décarbonatation, thermostat géologique) : chapitre « Carbone et climat : réservoirs géologiques et cycle long ».
- La lecture des indices (thermomètre isotopique, roches indicatrices, actualisme) : chapitre « Climats passés : les indices et le thermomètre isotopique ».
- Les chaînes de collision, dont la chaîne hercynienne et l’Himalaya : chapitre « Passé mouvementé de la Terre : marges, ophiolites, chaînes ».
- La crise biologique de la fin du Crétacé (impact et volcanisme du Deccan) : chapitre de 2de « Biodiversité : les crises biologiques au cours du temps ».
- Le réchauffement actuel, ses conséquences et les actions : chapitre « Réchauffement climatique : conséquences et actions ».
- À l’échelle des millions d’années, le climat suit surtout le CO₂, fixé par l’équilibre entre les sources (dégazage volcanique) et les puits (altération des silicates, enfouissement de matière organique) ; la position des continents ajoute ses effets.
- Crétacé : climat chaud sans calotte, CO₂ élevé d’origine volcanique (dorsales rapides, grandes provinces magmatiques), niveau marin très haut ; on mesure l’activité des dorsales par les isochrones (demi-vitesse = distance ÷ durée).
- Cénozoïque : refroidissement par paliers lu dans le δ¹⁸O benthique (calotte antarctique vers −34 Ma, glaciations de l’hémisphère Nord vers −2,7 Ma), lié à l’altération des reliefs du Tertiaire et à la circulation océanique (courant circumpolaire).
- Carbonifère-Permien : glaciation du Gondwana au pôle Sud, reconstituée par les tillites replacées à leur paléolatitude ; charbons équatoriaux (Montceau-les-Mines) et évaporites subtropicales dessinent les ceintures climatiques.
- Causes de la glaciation permo-carbonifère : altération de la chaîne hercynienne équatoriale et fossilisation d’une grande quantité de matière organique (charbons) ; elle cesse quand ces puits faiblissent.
Questions fréquentes
Qu’est-ce qui fait varier le climat à l’échelle des millions d’années ?
Surtout la teneur en CO₂ de l’atmosphère, fixée par l’équilibre entre les sources (dégazage volcanique des dorsales, des points chauds et des zones de subduction) et les puits (altération des silicates suivie de la précipitation de carbonates, enfouissement de matière organique). La tectonique règle ces flux et la position des continents, qui commande la circulation océanique et la possibilité d’une calotte.
Pourquoi le Crétacé était-il si chaud ?
Le CO₂ y valait plusieurs fois la valeur préindustrielle : la dislocation de la Pangée s’accompagnait d’une expansion océanique rapide, avec des dorsales longues et actives qui dégazaient beaucoup, et de grandes provinces magmatiques comme Ontong Java. Les dorsales jeunes et volumineuses élevaient aussi le niveau marin : la mer recouvrait une partie des continents, où se déposait la craie.
Pourquoi la Terre s’est-elle refroidie au Cénozoïque ?
Depuis l’optimum de l’Éocène, vers −50 Ma, le CO₂ baisse : la surrection de l’Himalaya et du Tibet après la collision Inde-Asie accélère l’altération des silicates, qui piège le CO₂ dans des carbonates. L’ouverture des passages de Tasmanie et de Drake isole l’Antarctique par un courant circumpolaire ; une calotte s’y installe vers −34 Ma, puis les glaciations de l’hémisphère Nord commencent vers −2,7 Ma.
Comment sait-on qu’il y a eu une glaciation au Carbonifère-Permien ?
Par des tillites, des roches striées et des blocs erratiques de cet âge en Afrique australe, en Amérique du Sud, en Inde, en Australie et en Antarctique. Replacées à leur paléolatitude, ces régions forment le sud du Gondwana, centré sur le pôle Sud vers −300 Ma : elles portaient une même calotte. Au même moment, des charbons se formaient près de l’équateur, comme à Montceau-les-Mines.
Quelles sont les causes de la glaciation permo-carbonifère ?
L’altération intense de la chaîne hercynienne, alors équatoriale, chaude et humide, et l’enfouissement d’une grande quantité de matière organique des premières forêts, devenue charbon, ont fait baisser le CO₂. Le Gondwana au pôle Sud a porté la calotte. Quand la chaîne s’est arasée et que la Pangée est devenue aride, ces puits ont faibli, le CO₂ est remonté et la glaciation a pris fin.
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