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Histoire. — Le terme « Pennsylvanien » désigne les formations houillères identifiées par les anciens géologues. La succession des strates qu’elles comprennent a été déterminée pour la première fois en Pennsylvanie par Henry D. Rogers pour le gouvernement des États-Unis en 1838. Ces formations ont alors été appelées, et pendant longtemps, « formations houillères » ou « Carbonifère supérieur ». Finalement, en 1891, H.S. Williams leur a attribué le terme de « série pennsylvanienne » pour désigner une période géologique, et cette appellation géographique est désormais couramment utilisée pour désigner les roches houillères anciennes d’Amérique du Nord. Cette période tire son nom de la Pennsylvanie, dont les formations houillères ont produit en 1918 près de la moitié (800 millions de dollars) de la production nationale de charbon.
Points marquants de la période pennsylvanienne. — Les caractéristiques les plus marquantes du Pennsylvanien sont sa géographie variée, à l’origine de vastes zones marécageuses propices à la formation de charbon, et l’abondance de sa flore terrestre. Non seulement les milieux marins et d’eau douce étaient pleinement habités, mais les terres étaient peuplées d’une multitude d’êtres vivants, des plantes aux escargots et insectes, en passant par les amphibiens et les reptiles. Il s’agissait encore d’un monde organique très ancien, mais la prophétie du Moyen Âge se réalisait et son déploiement allait commencer au cours de la période suivante, ou Permien.
Le climat de l’époque pennsylvanienne était chaud et clément partout dans le monde, et les terres bordant les mers épicontinentales étaient humides, bénéficiant de précipitations abondantes et bien réparties. Les mers, en raison de l’instabilité marquée de la surface terrestre durant cette période, oscillaient plus fortement qu’auparavant au-dessus des basses terres. Il en résulta le développement de vastes zones marécageuses d’eau douce, riches d’une flore variée, qui se développait rapidement et se reproduisait principalement par spores. Les plantes, enfouies dans les marécages où elles avaient poussé, s’y accumulèrent en si grandes quantités qu’elles constituèrent les plus importantes réserves de charbon du monde.
Le Pennsylvanien fut une période de grande instabilité crustale. Auparavant, au Paléozoïque, la formation des montagnes [ p. 362 ] survenait généralement vers la fin de chaque ère, mais au Pennsylvanien, les montagnes se sont formées de manière répétée après de longues périodes de stabilité. Cette instabilité crustale accrue annonce également un changement climatique majeur, accompagné de l’apparition de terres plus vastes et plus élevées. Le climat humide et chaud d’antan cède finalement la place à des conditions arides et à de vastes glaciations. Les anciens habitats organiques disparaissent, et leur disparition engendre une révolution dans le monde vivant, le poussant vers une évolution supérieure des plantes et des animaux terrestres, mieux adaptés. Dès lors, la lutte pour la domination des terres incombe aux reptiles péixoïens, plus agiles, dont certains, colonisant les terres arides, évoluent soit en dinosaures massifs, soit en petits oiseaux et mammifères du Mésozoïque.
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¶ Événements en Amérique du Nord
Submersions. — L’histoire géologique de la partie intérieure ou bassinée de l’Amérique du Nord au Pennsylvanien ne présentait pas de plissement crustal, bien que des déformations locales fussent fréquentes, entraînant des submersions périodiques en eaux peu profondes. Dans les États de la Nouvelle-Angleterre et les provinces maritimes du Canada, cependant, les géoclinaux se sont soulevés verticalement, donnant naissance à des montagnes à différentes époques. La croûte était également plissée dans les États du sud de la région centrale intérieure (principalement l’Arkansas, l’Oklahoma et le Texas), et enfin, vers la fin du Pennsylvanien, toutes ces régions, à l’exception des Appalaches et du sud-est des montagnes Rocheuses, étaient en pleine formation de montagnes. Ces mouvements seront décrits plus loin et ne sont mentionnés ici que pour souligner que les principales parties centrales de l’Amérique du Nord, et principalement les États-Unis, étaient une région de déformations crustales uniquement. Les eaux du Pacifique pénétraient dans les zones affaissées.
Les mers submergèrent de vastes portions du continent, venant du sud et de l’ouest, par le Texas et l’Oklahoma, et recouvrant les terres au nord jusqu’au Nebraska et principalement à l’est jusqu’en Pennsylvanie. Longtemps, ces voies maritimes restèrent étroites et limitées au Texas, à l’Oklahoma et à l’Arkansas. Bien avant que la submersion ne devienne généralisée, trois deltas d’eau douce se formèrent : l’un autour de Pottsville (Pennsylvanie), un autre autour de la rivière Kanawha (Virginie-Occidentale) et le troisième dans la région de la vallée de la Cahaba (Alabama). Finalement, ces régions subirent elles aussi l’influence de l’expansion marine à la fin de l’âge de Pottsville, voire avant. La submersion fut la plus importante à la fin du Pennsylvanien moyen, ou à l’époque du canyon de Conemaugh, lorsque près de 30 % de l’Amérique du Nord se retrouva sous les eaux. Il convient toutefois de préciser que durant la seconde moitié du Pennsylvanien, le niveau de la mer a de nouveau connu des fluctuations marquées, dues aux déformations locales du terrain. En effet, les formations houillères sont principalement constituées d’une alternance de sédiments fins d’origine marine peu profonde et saumâtre, et de sédiments plus grossiers d’origine douce. Un retrait final des mers a débuté vers la fin de cette période. Ce retrait s’est prolongé le plus longtemps à l’ouest du Mississippi et au sud du Missouri, s’accentuant progressivement vers le sud-ouest à la toute fin du Pennsylvanien. Ce retrait s’est poursuivi, également de manière fluctuante, tout au long du Permien.
Grands gisements de charbon. — La caractéristique la plus frappante des formations houillères du Pennsylvanien en [ p. 356 ] Amérique [ p. 355 ] du Nord et en Europe est qu’elles renferment les plus grandes accumulations de charbon connues. Ce fait est reconnu depuis longtemps et a conduit les géologues à nommer cette période « formations houillères ». Il est vrai que d’importantes quantités de charbon se sont déposées ultérieurement, notamment au cours du Permien, du Jurassique, du Crétacé et du Cénozoïque, mais jamais autant de combustible précieux n’a été accumulé qu’au Pennsylvanien. Les grands gisements de charbon de Chine, d’après les travaux les plus récents des géologues japonais et chinois, datent probablement tous du Permien. La nature du charbon et son mode de formation étant d’une importance capitale pour l’humanité, un chapitre entier leur sera consacré, et un autre décrira la flore houillère. Dans ce chapitre, nous ne présenterons qu’un aperçu général des principaux événements et caractéristiques de l’époque des formations houillères.
Mers épicontinentales ponctuées ; océans dominés. Dépôts d'eau douce en croix ; zones marécageuses houillères en noir uni. À noter que ces dernières se situent dans des zones maritimes (1 = charbons paraliques) et dans des bassins de dépôts d'eau douce (2 = charbons limnétiques).
Remarquez la disparition du géossmcline des Appalaches et l'extension de la fosse cordillère méridionale à travers le Mexique. Le premier changement préfigure le soulèvement des Appalaches, illustré dans la planche 32 (p. 425).
¶ Nature et importance des dépôts
Dans les provinces maritimes de l’est du Canada, le Pennsylvanien est bien développé et généralement très épais. La célèbre coupe de Joggins, en Nouvelle-Écosse, atteint 4 000 mètres de profondeur et est entièrement composée de dépôts continentaux. La série du Cap-Breton a une épaisseur de 3 000 mètres, tout comme le champ de Pictou. Les couches de Riversdale et de Harrington (avec des zones marines) et les strates à végétation (les « galeries à fougères » d’origine d’eau douce) près de Saint-Jean, au Nouveau-Brunswick, datent également du Pennsylvanien. Il est très rare de trouver des fossiles marins dans cette région, et les quelques spécimens découverts indiquent le début du Pennsylvanien. À l’Île-du-Prince-Édouard, le Permo-Carbonifère affleure sur plus de 1 800 mètres d’épaisseur et se compose de schistes et de grès rougeâtres tendres.
Dans le bassin des Appalaches, à l’est du soulèvement de Cincinnati, et dans la vaste mer intérieure centrale, à l’ouest de cet axe et s’étendant jusqu’au Nebraska, au Kansas, à l’Oklahoma et au centre du Texas, les formations présentent une alternance de dépôts marins et d’accumulations de charbon (voir pl., p. 355). C’est donc dans ces régions que le niveau marin était le plus fluctuant, et c’est là que l’on trouve les charbons exploitables. Dans le bassin intérieur central, les charbons sont associés à des faunes marines plus classiques et sont interstratifiés avec des schistes calcaires et des calcaires. Cette observation s’applique principalement à la partie ouest de l’axe de Cincinnati, et moins à la partie est. Dans le bassin des Appalaches, la masse stratigraphique est non seulement plus épaisse, mais aussi plus grossière. Elle est généralement composée de schistes sableux et de grès, les zones marines et calcaires étant peu marquées, voire localement absentes, les zones marines disparaissant vers l’est. Ici aussi, les accumulations de charbon sont [ p. 357 ] plus épaisses, car les marais étaient d’une plus grande étendue et moins souvent sous l’influence de la mer.
Les dépôts essentiellement boueux et sableux du Pennsylvanien-Permien dans l’est du Kansas présentent une épaisseur uniforme d’environ 1 400 mètres, diminuant au Nebraska et en Iowa, mais s’épaississant considérablement vers le sud. Au sud, les schistes argileux sombres de Cherokee changent complètement, laissant place à une série de grès et de schistes sableux d’une épaisseur considérable. Au sud et au sud-est s’étendait alors un vaste plateau appelé Llanoris, dont le soulèvement de Sabine en Louisiane fait partie. C’est de cette région que proviennent les sédiments, car les monts Ozarks et les massifs émergents des Arbuckles et des Wichitas étaient trop petits pour avoir fourni les importantes épaisseurs des dépôts pennsylvaniens de la région centre-sud. À l’ouest de Little Rock, en Arkansas, jusqu’au sud-est de l’Oklahoma, se trouve la plus épaisse série de strates pennsylvaniennes connue au monde, avec une profondeur comprise entre 6 100 et 7 600 mètres.
Fully 15,000 feet of these are as old as, or older than, the Cherokee shales, and below them lie other similar strata (Jackfork and Stanley) that attain a like thickness. We may add here that there are in the basal portion of the Stanley series from three to five tuff beds, each of which is from 6 to 85 feet thick, showing that active volcanoes were in existence nearby. The general thickness along the south side of the Arkansas valley H. D. Miser tells us is between 20,000 and 25,000 feet, of which fully 90 per cent is coarse clastic material. As one proceeds to the north and west and away from Llanoris, the lower half of this mighty pile, the debris of wom-down mountains, thins very rapidly and changes into dark muds and even into limestones of no great thickness (Caney shales up to 1500 feet, Morrow-Wapanucka limestones and shales up to 800 feet, and the equivalent of these in Texas, the Bendian series of limestones and shales, 4001900 feet).
There is as yet no harmony among stratigraphers as to the age of the series called in this book Bendian. The reason for this lack of decision is the general absence of fossils, and when such are present the animal remains are usually of black shales and therefore of long-ranging forms. They are therefore not diagnostic for detailed correlations, and even though the plant remains are by far the more significant, they are scant in quantity and appear to lack the proof of geologic [ p. 358 ] age that would be theirs if the American Mississippian had had a long and abundant sequence of floras. Hence we are dependent as yet in the main upon the field relations, but unfortunately the area is highly disturbed by folding and faulting; further dependence is had in the principle that a great series of elastics are indicative of new mountains that have arisen toward or at the close of a period.
After the above was written, Charles W. Honess showed the writer a series of fossils collected by him from the top of the Jackfork formation. These are clearly of Morrow-Wapanucka aflSnity. It is therefore held that the Jackfork series is the equivalent of the upper Caney shales and that all of these formations agree in age with the Bendian series of Texas. All are older than the usual type of Pennsylvanian formations.
En général, la série présente une alternance de schistes argileux et de grès, les dépôts calcaires du Kansas s’amincissant vers le sud tandis que les grès de l’Oklahoma disparaissent vers le nord. De plus, le milieu marin fossilifère de ces couches au Kansas s’estompe progressivement en direction de l’Oklahoma, et la majeure partie de la série supérieure se transforme en les célèbres « couches rouges » de cet État, du Texas et du sud des Grandes Plaines (voir Pl., p. 355, Fig. 4). Avec l’apparition des dépôts rouges, non seulement les fossiles marins disparaissent, mais d’épaisses couches de sel de table et de gypse apparaissent. Dans l’ouest du Texas, à 600 mètres de profondeur, on trouve également d’importantes quantités de potasse. En descendant vers le sud du Texas, la quantité de gypse diminue, les couches rouges livrent des restes d’amphibiens et de reptiles très intéressants, et la période correspond à la fin du Pennsylvanien ou au Permien. Il ressort donc des paragraphes précédents que les mers se sont d’abord retirées à l’est et au nord, et nous verrons que les eaux permiennes persistantes disparaissent progressivement vers le sud-ouest. Consultez les cartes pages 355 et 425.
Le pétrole étant d’origine organique, et principalement végétale, il est naturel que les formations houillères en soient également riches. Dans les régions montagneuses, cette substance volatile s’est dissipée depuis longtemps par le plissement et la fracturation des strates pennsylvaniennes. Dans les vallées de l’Ohio et du Mississippi, le pétrole est également peu abondant, probablement parce que ces mêmes strates affleurent, permettant ainsi aux gaz et au pétrole de s’échapper dans l’atmosphère. En revanche, les champs pétrolifères du centre du continent, au Kansas, en Oklahoma et dans le centre-nord du Texas, recèlent d’immenses richesses en hydrocarbures. Au Kansas, les gisements se trouvent principalement dans les couches profondes du Mississippien, tandis qu’en Oklahoma et au Texas, ils se situent à différents niveaux dans le Pennsylvanien. Pour plus de détails, voir le chapitre XX.
Dans la région de la Cordillère, les données géologiques diffèrent considérablement de celles de la partie orientale du continent. [ p. 359 ] Dans la zone des montagnes Rocheuses et des Grandes Plaines, là où l’on trouve des formations pennsylvaniennes, il s’agit généralement de milieux marins normaux, composés principalement de calcaires et de schistes calcaires, avec quelques grès locaux. On observe rarement une alternance de ces conditions avec celles de la formation du charbon, comme c’est le cas dans le centre et l’est du pays. Des gisements de charbon sont toutefois connus à de nombreux endroits de l’est du Nouveau-Mexique et de l’Utah, ainsi que de l’ouest du Colorado, mais les couches de charbon sont minces et n’ont que peu de valeur commerciale. Elles se situent à la base du Pennsylvanien et représentent les conditions marécageuses initiales, avant que la région ne soit entièrement submergée par les mers. On peut donc dire d’une manière générale que le Pennsylvanien de la région cordillée est principalement composé de calcaires et de schistes calcaires, avec très peu de grès, ce qui contraste très nettement avec le Pennsylvanien de l’est de l’Amérique du Nord.
Dans toute la zone Pacifique, du nord de la Californie jusqu’à l’Alaska arctique, les calcaires et les schistes calcaires du Pennsylvanien et du Permien inférieur sont intercalés avec d’importantes quantités de matériaux ignés extrusifs. Leur épaisseur en Californie n’est pas inférieure à 1 400 mètres, avec un maximum de 3 000 mètres, tandis que dans la région de la rivière Copper en Alaska, elle atteint près de 2 100 mètres. Les dépôts calcaires sont souvent riches en fossiles sans lien avec ceux trouvés ailleurs en Amérique du Nord ; ils proviennent du Pacifique et, semble-t-il, de la zone nord-européenne. Quant aux fossiles découverts dans les mers de la Cordillère orientale, ils proviennent du Pacifique méridional et, semble-t-il, des Caraïbes, et sont plus proches de ceux d’Amérique du Sud. On considère généralement cette zone comme faisant partie de la province nord-américaine.
¶ La vie durant la période pennsylvanienne
Flores terrestres cosmopolites. — Nous avons vu dans les chapitres précédents que les combinaisons végétales, ou flores, ne sont pas connues avant le Dévonien moyen. Bien que leur description soit reportée à un chapitre ultérieur, il convient de préciser ici qu’avec le Pennsylvanien, les plantes terrestres commencèrent à se répandre en Amérique et que les flores des marais étaient alors luxuriantes, vastes et diversifiées. De plus, ces flores, ainsi que les animaux terrestres, étaient non seulement très semblables dans les différentes régions de l’hémisphère nord, mais il existait même une ressemblance marquée entre les flores des deux hémisphères pendant la majeure partie du Pennsylvanien (voir Fig., p. 360). En d’autres termes, [ p. 361 ] les flores, et dans une moindre mesure [ p. 360 ] les faunes, étaient cosmopolites, et leur ressemblance était sans aucun doute due à des climats cléments et à la facilité des migrations à travers le vaste continent est-ouest. Leur distribution a été facilitée par le fait que la plupart des plantes avaient des spores, ou germes reproducteurs microscopiques, qui pouvaient être largement dispersés par les courants d’air (voir Pl., p. 377, Fig. 4-6).
D’après David White, la flore du Mississippien tardif était appauvrie, restreinte et rabougrie. Pourtant, de cet ensemble peu prometteur est née la succession pennsylvanienne. Au début du Pennsylvanien (Pottsvillien moyen précoce), la flore s’était considérablement étendue et diversifiée, avec une expansion rapide peu après (du Pottsvillien au début de l’Alleghenien). Plus tard encore (Conemaughen), la plupart des lépidodendrons géants disparurent, ainsi qu’une forte réduction des plantes à spores. Vers la fin du Pennsylvanien (Monongahelan), les plantes à graines commencèrent à se différencier rapidement et à supplanter les formes à spores. C’est alors que les premières plantes à spores distinctes apparurent.
Insectes. — Selon Handlirsch, spécialiste viennois des insectes fossiles, aucune preuve de l’existence de ces animaux avant le Pennsylvanien inférieur n’a été trouvée. Cependant, il existe de bonnes raisons de croire qu’ils pourraient être apparus au Dévonien (voir Pl., p. 363).
Le Pennsylvanien fut l’époque des insectes géants, les plus grands jamais connus. La taille maximale fut atteinte par des espèces de type libellule, dont un spécimen, découvert dans les couches houillères de Belgique, mesurait 74 cm d’envergure. Sur les quatre cents formes connues du Pennsylvanien inférieur et moyen, toutes sauf une avaient une envergure supérieure à 9,7 mm, tandis que plus de vingt atteignaient 10 cm, six près de 20 cm et trois 30 cm ou plus, la moyenne étant de 5 cm. Au début du Permien, on trouvait également de grandes formes, mais leur taille commença rapidement à diminuer et se poursuivit tout au long du Permien et du Trias, pour culminer au début du Jurassique. Depuis le Pennsylvanien, aucun insecte n’a atteint une telle taille, et leur diminution rapide après cette période ne peut être attribuée qu’aux climats plus secs et plus froids du Permien et du Trias.
Le Permsylvanien mérite amplement son surnom d’« Âge des blattes », car plus de huit cents espèces y ont été recensées dans les roches (Pl., p. 363, fig. 3, 4). Principalement carnivores, elles étaient généralement de grande taille, plusieurs atteignant une longueur de 7,5 à 10 cm. Bien qu’aucune espèce ne fût commune à l’Amérique et à l’Europe, leurs ressemblances frappantes témoignent d’une facilité de passage terrestre d’un continent à l’autre.
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On connaît aujourd’hui environ 1 300 espèces d’insectes provenant des strates du Pennsylvanien et du Permien inférieur. Elles restent rares dans le Pennsylvanien inférieur, mais sont communes dans les tiers moyen et supérieur de cette structure. Les formes les plus anciennes, connues sous le nom de Palseodictyoptera (170 espèces), étaient particulièrement répandues au Pennsylvanien et ont toutes disparu au cours du Permien (voir Pl., p. 363, Fig. 1 et 2). Ces insectes étaient généralement de grande taille et de structure primitive, et menaient une vie amphibie, leur stade larvaire se déroulant dans l’eau. Ils n’étaient généralement pas carnivores, mais leur puissante bouche broyeuse laisse supposer qu’ils se nourrissaient de plantes et de matières animales mortes ou en décomposition. Ils possédaient quatre ailes droites et identiques, qui se projetaient latéralement comme celles des libellules modernes et ne pouvaient se replier sur l’abdomen comme chez la plupart des insectes actuels. Le thorax comportait trois grands segments, suivis d’un abdomen long et fin dont les segments étaient identiques, se terminant par deux longs cerques ou appendices reliés aux organes respiratoires, comme chez les éphémères actuelles. Leurs yeux étaient composés et leurs antennes simples.
Ces insectes primitifs ont donné naissance à plusieurs souches de transition, qui se sont à leur tour transformées en insectes modernes, tels que les libellules (Odonata), les blattes (Blattoidea) et les sauterelles (Orthoptera).
Scorpions et araignées. — On trouve dans le Pennsylvanien des scorpions qui, malgré leur ancienneté, ressemblent beaucoup à ceux d’aujourd’hui. On observe à leur sujet de nombreuses formes d’animaux assez robustes, ressemblant à des araignées, possédant un céphalothorax (corps céphalique) bien défini et généralement un abdomen volumineux, ce dernier comportant de quatre à neuf segments ; cependant, aucun d’entre eux ne présente de filières anales, ni d’organes servant à la fabrication de toiles (voir Pl., p. 363, Fig. 5). Des animaux à abdomen plus petit, et donc plus proches des véritables araignées, sont également présents dans les roches du Pennsylvanien, mais ce sont des fossiles très rares.
Les myriapodes (ou myriapodes) apparaissent au Dévonien inférieur (Vieux Rouge d’Écosse) et sont abondants dans la flore pennsylvanienne d’Amérique. L’espèce moyenne mesurait environ 5 cm de long, mais à Mazon Creek, dans l’Illinois, un spécimen atteignait près de 30 cm de long et 2 cm d’épaisseur. Tous possédaient deux paires de pattes. La tête était volumineuse et dotée de grands yeux composés latéraux, dont certains comptaient jusqu’à mille lentilles. Certains étaient amphibies, tandis que d’autres semblent s’être complètement adaptés à la vie terrestre.
Escargots terrestres. — Aucune trace d’escargots terrestres ou respirant de l’air n’a été découverte avant le Pennsylvanien moyen. Le plus grand nombre de spécimens a été prélevé par Dawson dans les cavités de souches d’arbres fossilisées (Sigillaria) à South Joggins, en Nouvelle-Écosse. Toutes les espèces sont de petite taille.
Palourdes d’eau douce. — Dans de nombreuses régions charbonnières, dans des schistes argileux sombres à grain très fin, tant en Amérique du Nord que plus particulièrement en Europe occidentale, on trouve de grandes quantités de petits et grands bivalves (Carbonicola, Anthracomya et Naiadites) qui suggèrent la présence de coquilles vivantes de rivières et de lacs (Unio, Anodonta, Dreissensia). Il est donc certain que les rivières, au moins depuis le Pennsylvanien, étaient riches en nourriture vivante pour les poissons.
Fig. 1, Stenodidva lobata, 2, Eubleptus danielsi, x 1 ⅓; 3, Eucænus ovalis; 4, Aphthoroblattina johnsoni, x ½; 5, Eophrynue prestwichii, x 1 ½. Figs. 1—4 after Handlirsch.
Vertébrés terrestres. — Les dépôts du Pennsylvanien témoignent de la présence de nombreuses espèces d’amphibiens (quarante-six [ p. 364 ] genres) [ p. 363 ] et leurs ossements deviennent de plus en plus abondants dans les strates plus récentes, comme décrit au chapitre XXX. Les amphibiens sont les plus communs au Pennsylvanien et leur origine remonte au moins au Dévonien moyen. Les vestiges de reptiles, qui dominaient les terres émergées au Permien, apparaissent quant à eux pour la première fois au Pennsylvanien supérieur (voir figures, p. 407 et 413).
À Linton, dans l’Ohio, se trouve le charbon de Freeport, appartenant à la série alleghénienne. Sous ce charbon humique repose un mince dépôt local de charbon cannel. Il s’agit du premier matériau déposé dans une mare d’eau douce à ciel ouvert, au sein d’un vaste marais où la flore charbonnière s’est développée et accumulée. Dans le charbon cannel, on a découvert une abondance de poissons ganoïdes et plus de cinquante espèces d’amphibiens carnivores (Stegocephalia). Leur taille varie de 15 cm à 3 m, et la quasi-totalité d’entre eux sont connus uniquement de ce site – un aperçu limité de ce qui devait être une faune amphibienne extrêmement variée et prolifique. Curieusement, presque aucune autre forme de vie animale n’a été conservée. (Voir Fig., p. 360.)
La faune amphibienne très variée des marais houillers, répertoriée par Moodie, comprend des représentants d’au moins sept ordres, dix-neuf familles, quarante-six genres et quatre-vingt-huit espèces. Il s’agit donc d’un groupe d’animaux terrestres extrêmement diversifié, dont la taille varie de moins de cinq centimètres à celle d’un alligator de Floride adulte. La plupart étaient cependant de petites créatures apparentées aux salamandres actuelles, mais plus primitives ; elles sont connues sous les noms de branchiosaures et de microsaures. C’étaient des animaux plutôt lents, vivant dans ou autour de l’eau, comme l’indique le stade larvaire connu des branchiosaures. Ils étaient plus ou moins protégés contre leurs prédateurs par une carapace externe, ce qui leur vaut également le nom de stégocéphales (du grec « stégocéphales », signifiant « couverture » et « tête ») pour les distinguer des salamandres. Leur apogée se situe au Pennsylvanien, et leur évolution ultérieure sera abordée dans le chapitre consacré à cette période.
La vie des mers. — La vie marine invertébrée du Pennsylvanien était non seulement prolifique, mais aussi très variée. De plus, elle était cosmopolite, les faunes des couches houillères étant partout très similaires. Au Kansas, on recense près de 400 espèces d’invertébrés ; parmi les formes à coquille, on en compte 234, réparties comme suit : 46 brachiopodes, 111 bivalves, 51 gastéropodes et 26 céphalopodes. Les animaux à coquille les plus communs étaient les brachiopodes épineux (Productris). Presque toute cette vie cosmopolite a cependant disparu avant la fin du Paléozoïque. (Voir Pl., p. 365.)
Les brachiopodes sont les fossiles les plus courants du Pennsylvanien dans ce pays, mais ils étaient progressivement remplacés par les bivalves. Ce même changement faunique s’est [ p. 366 ] également produit en Europe du Nord, mais dans la région méditerranéenne (appelée Téthys), qui s’étend de la Sicile à l’Inde, les eaux regorgeaient encore de brachiopodes au Permien. Tandis que les brachiopodes disparaissaient, les céphalopodes à coquille des familles des goniatides et des ammonides se transformaient rapidement en une variété de formes caractéristiques du Permien (voir Fig. ci-dessous).
Fig. 1, Triticites secalicus x 2 ; 2, même coupe au centre, x 8 ; 3, Chonetes mesolobus ; 4, C, verneulianus, x 2 ; 5-7, valves dorsales et ventrales et intérieur dorsal de Productus nebraskaensis ; 8, 9, P. ponctatus x 10, P. semireticulatus ; 11, P. com, xI ; 12, Spirifer cameratus, xI ; 13, AnibwxBlia planooonttexa, x 2 ; 14, Composita subtilita, x 15, Mustedia mormoni ; 16, Dielasma bovidens; 17, Pseudomonotis hawni, xI ; 18, Myalina subquadraia, x 19, Allorisma suhqmdrToium, x 20, Schizodm harii ; 21, Léda. il Sistriata, x 3 ; 22, Euphémus carbonimus 11 . Soleniscus fusiformis; 24. Worthenia tabulata; 25, Phillipsia
Fusulinides. — Parmi les animaux minuscules et rudimentaires, on a jusqu’à présent peu parlé des Protozoaires, dont l’organisation individuelle est contenue dans une seule cellule et qui représentent la première forme de vie animale. Ces Protozoaires sont de minuscules globules, nus ou à coquille, de protoplasme fluide, avec une sphère centrale plus solide appelée noyau, qui est le siège de l’énergie vitale. Ils vivent parfois isolément, mais le plus souvent en colonies. On les connaît sous forme de fossiles depuis le Cambrien moyen, mais ils n’ont été producteurs de roches qu’à la fin du Mississippien. Les formes à coquille calcaire sont appelées Fcraminifères, un nom qui fait référence aux nombreuses perforations de leur coquille. Parmi celles-ci, au Pennsylvanien et au début du Permien, les fusulinides (signifiant « en forme de fuseau » ; les colonies ressemblent à des grains de blé) abondaient au fond des mers et étaient souvent producteurs de calcaire (Pl., p. 365, Fig. 1, 2). On les trouve presque partout dans l’hémisphère nord où l’on rencontre des dépôts pennsylvaniens. Même dans l’extrême nord du Spitzberg, au-delà du 76e parallèle nord, leurs fossiles sont encore abondants. Des foraminifères coloniaux similaires ne vivent aujourd’hui que sur les fonds marins des eaux chaudes et sur les récifs coralliens.
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¶ Les montagnes du temps pennsylvanien
Alpes paléozoïques d’Europe. — La fin de l’Ilissippien et le Pennsylvanien furent des périodes de mouvements crustaux marqués, entraînant des changements profonds dans la répartition des terres et des mers. En Europe centrale et occidentale, ces mouvements commencèrent peu après la fin du Culm, reprirent au Carbonifère supérieur, puis au Permien. Au cœur de l’Europe se forma une imposante chaîne de montagnes plissées, les Alpes paléozoïques d’Europe, dont les vestiges de roches massives sont encore visibles aujourd’hui en Allemagne, en France, en Belgique, en Angleterre et en Irlande (voir carte, p. 352 ; leur répartition générale est illustrée dans la figure, p. 387, de la partie I). Les chaînes occidentales, s’étendant de l’Irlande au plateau central français en passant par le Pays de Galles et le sud de l’Angleterre (le système des Mendip), furent nommées Montagnes armoricaines par Suess. Les chaînes orientales s’étendant du sud de la France, à travers les Vosges et la Forêt-Noire, jusqu’à la forêt de Thuringe, le Harz, le Fichtelgebirge, la Bohême et les Sudètes, et peut-être même plus à l’est, sont appelées les Alpes varisques. Des montagnes se sont également formées dans les Pyrénées, le plateau espagnol, la Corse, la Sardaigne et les Alpes. Le plissement de l’Oural a lui aussi débuté à la fin du Carbonifère et a atteint son apogée au Permien. On retrouve même, en Arménie, en Asie centrale et orientale (Altaï, Tianshan, etc.), en Afrique du Sud, en Australie et dans les Andes, les traces des mouvements tectoniques de cette époque (voir fig., p. 368).
D. N. Wadia affirme qu’à la fin du Pennsylvanien, il y a eu dans la région himalayenne « une grande révolution dans la géographie physique de l’Inde », et que cette orogenèse a temporairement masqué la mer Téthysienne.
Intrusions. — Ces dislocations ont donné naissance à d’énormes masses de roches éruptives, notamment du granite en stocks et bathylithes, accompagnées de porphyres de diverses natures. Les roches granitiques du Harz, de la forêt de Thming, des monts Métallifères de Saxe, des Vosges et d’autres régions datent du Carbonifère. Hors d’Allemagne, les intrusions de granite (principalement laccolithiques) et d’autres roches éruptives ont joué un rôle majeur au Carbonifère ; par exemple, en Bretagne, en Cornouailles, en Écosse et dans le sud de la Norvège.
Les montagnes émergentes d’Amérique du Nord. — De même que de hautes montagnes se sont formées en Europe occidentale peu après la fin du Carbonifère inférieur (Culm ou Dinantien), des montagnes similaires ont vu le jour en Amérique à la fin du Mississippien. Le chapitre consacré à cette dernière période décrit l’émergence de montagnes en Alabama, en Arkansas et en Oklahoma, ainsi que dans l’est du Canada. Nous allons maintenant retracer la reprise de ces émergences au Pennsylvanien.
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L’ancien territoire de Llanoris, en Louisiane et au Texas, était en mouvement, d’après McCoy, au début du Pennsylvanien (fin de la période bendienne) et de nouveau plus tard durant cette période (époque cherokee). Vers la fin du Pennsylvanien moyen (période des canyons), se formèrent les monts Arbuckle en Oklahoma, et à la fin de cette période, les monts Wichita, plus à l’ouest dans le même État. Ces mouvements sont équivalents aux mouvements hercyniens en Europe.
Les dépôts grossiers et épais du Pennsylvanien supérieur et du Permien au Nouveau-Mexique, au Colorado et au Wyoming, connus sous le nom de couches rouges, ont récemment été interprétés par Lee comme des débris charriés par une zone nouvellement formée à l’est. Ces montagnes, les ancêtres des Rocheuses méridionales, étaient également à l’origine de la majeure partie des couches rouges du centre du Texas et de l’Oklahoma, [ p. 369 ] une région qui, au Pennsylvanien, recevait cependant ses sédiments du sud-est ou de Llanoris. Cette orogenèse a complètement transformé la géographie de la région des montagnes Rocheuses méridionales, et différentes mers abritant des faunes différentes se trouvaient de part et d’autre de ces montagnes.
Le long de la frontière pacifique, les formations marines du Pennsylvanien sont intercalées avec de nombreux matériaux ignés extrusifs, témoignant d’une abondance de volcans du nord de la Californie jusqu’en Alaska, et celles-ci semblent indiquer que des montagnes se formaient également dans cette région.
La région du Nouveau-Brunswick et de la Nouvelle-Écosse, dans la zone acadienne, est un excellent exemple pour illustrer, dans les dépôts marins et continentaux intermontagnards, une succession d’élévations. On peut y étudier deux mouvements qui ont créé des voies maritimes intermontagnardes, et quatre qui sont enregistrés dans les dépôts des vallées d’eau douce. Le premier mouvement, vers la fin du Dévonien, n’a permis que partiellement l’ouverture de la mer (série Horton-Albert) ; puis vint la deuxième orogenèse, qui amena la mer de Windsor à la fin du Mississippien. Cette période fut clôturée par une troisième phase d’orogenèse, qui effaça presque toutes les voies maritimes en Acadie. Au Pennsylvanien, le quatrième mouvement survint au début du Westphalien, et le cinquième après cette époque. Le sixième date du Permien.
Bell, dans ses études sur la région acadienne, nous apprend qu’au début du Mississippien, environ 1 036 mètres de dépôts grossiers d’eau douce se sont formés (Horton, Albert). Puis survint le premier de quatre mouvements sédimentaires du Carbonifère. Des voies maritimes limitées pénétrèrent entre les montagnes et déposèrent environ 610 mètres de formations du Mississippien supérieur (Windsor). À la fin du Mississippien, une seconde période d’orogenèse eut lieu, qui semble avoir été la plus importante des quatre. Les dépôts continentaux successifs, d’âge pennsylvanien, de par leur caractère chevauchant et transgressif, présentent tous une discordance angulaire plus ou moins marquée sous leur surface. Les premiers d’entre eux sont les conglomérats du sud du Nouveau-Brunswick, suivis par la série houillère du Westphalien inférieur de New Glasgow, les Fern Ledges de Saint-Jean et, en partie, le grès de Millstone de la région de Sydney et de l’Île-du-Prince-Édouard, l’ensemble atteignant une épaisseur de plus de 1 524 mètres. Vint ensuite le troisième mouvement érogène, du Westphalien moyen, à l’origine des conglomérats des régions de Joggins, Parrsboro et New Glasgow, ainsi que des séries houillères du Westphalien supérieur du bassin de Joggins, d’une épaisseur totale de plus de 2 073 mètres (6 800 pieds). Enfin, survint la dernière des quatre déformations carbonifères, postérieure au Westphalien. Elle fut suivie du dépôt des conglomérats les plus récents de la région de Joggins et des séries houillères du Stéphanien inférieur de Sydney, dont l’épaisseur n’est pas inférieure à 640 mètres (6 000 pieds à l’Île-du-Prince-Édouard). Enfin, au Permien, une autre déformation se produisit, car aucune des strates carbonifères ne subsiste dans sa position de dépôt initiale.
¶ Climat
Il a été précédemment affirmé que la flore du Mississippien tardif était appauvrie, restreinte et rabougrie, tandis que celle du Pennsylvanien inférieur était beaucoup plus étendue et différenciée, [ p. 370 ] ce qui a conduit White à conclure qu’une « amélioration climatique indéniable » avait eu lieu.
À ce propos, il convient de souligner que Taff a signalé en 1910 la présence, dans les schistes de Caney du sud-est de l’Oklahoma (près de Talihina), de calcaires rainurés et striés, ainsi que de blocs erratiques pouvant atteindre 15 mètres de diamètre. Woodworth attribue les marques présentes sur ces pierres à des mouvements internes de la roche accompagnant la formation de failles dans les couches sédimentaires. Il partage cependant l’avis de Taff quant à la répartition de ces blocs, outre la nature de leurs surfaces striées, qui implique un transport par la glace. De plus, il estime qu’à l’époque de la formation de Caney, le climat était suffisamment froid pour permettre la présence de glace flottante dans les étendues d’eau continentales et en mer aux latitudes moyennes (1912). À ces opinions s’ajoute celle d’Ulrich, qui conclut également que le transport de ces blocs erratiques de Caney est dû à une importante banquise côtière (1920). Ceci se situe au début du Pennsylvanien, période où se dressaient de hautes montagnes à Llanoris.
Du climat plus frais du début du Pennsylvanien, les époques suivantes devinrent rapidement plus chaudes, plus tempérées et plus humides. De vastes marécages au niveau de la mer, dans de nombreuses régions de l’hémisphère nord, stockaient d’énormes [ p. 371 ] quantités de charbon – du carbone capté dans l’atmosphère et l’eau – et des quantités encore plus importantes de dioxyde de carbone se déposaient dans les calcaires des mers et des océans. La preuve d’un climat doux réside dans la flore luxuriante des charbons, qui ne présente aucune trace de saison morte (les troncs ne montrent ni croissance ni cernes annuels jusqu’à la fin du Pennsylvanien), dans l’abondance et la grande taille des insectes, dans la large répartition des fusulinidés et dans la présence de récifs coralliens au Spitzberg (Fig., p. 370). Avec l’émergence des Alpes européennes, la flore a subi des changements, et ces changements ont été plus marqués sur ce continent qu’en Amérique, car la flore et les insectes du Permien inférieur aux États-Unis indiquent encore un climat dépourvu d’hivers, bien que l’air fût plus sec, les couches rouges et les dépôts de gypse suggérant plutôt un climat semi-aride.
La semi-aridité du Permien inférieur commence à se manifester à la fin du Pennsylvanien moyen (Conemaughan), lorsque le nombre de plantes à spores diminue considérablement et que les strates rosées, témoignant de courtes saisons sèches et d’un climat encore exempt de gel, apparaissent pour la première fois. Ce même climat persiste au Pennsylvanien supérieur, et les plantes à graines connaissent une expansion rapide, accompagnée de l’apparition des premières cycadées. Peu après le Permien inférieur, un net refroidissement climatique survient, entraînant le développement, dans l’hémisphère sud, de la flore de climat frais qui sera décrite dans le chapitre consacré à cette période.
¶ Minerais de fer et jours de feu des formations houillères
Mineraines de fer. — Dans les régions riches en charbon, on observe rarement des roches rouges ou jaunes. La couleur est généralement grise à vert clair, voire blanchâtre pour les grès, tandis que les schistes, bien que parfois verdâtres à noirs au-dessus des couches de charbon, sont généralement des argiles plus ou moins blanches en dessous. Cette absence de couleurs rouge et jaune intenses, dues à l’oxyde ferrique (hématite et limonite), s’explique par le fait qu’en présence de matière organique, soit dans les charbons lors de leur dépôt, soit dans les solutions qui s’en écoulent, le fer ferrique est réduit en fer ferreux, puis se combine au dioxyde de carbone pour former du carbonate ferreux. Ce dernier n’est pas un colorant et, par cette transformation, dont l’aspect chimique a été abordé précédemment (Partie I, page 172), les strates sont décolorées, sauf lorsqu’elles présentent une couleur grise à noire due à la présence de matières carbonées. Comme indiqué aux [ p. 372 ] pages 172 et 181 de la Partie I… Le carbonate ferreux ainsi formé, étant, comme le carbonate de chaux, soluble dans l’eau contenant du dioxyde de carbone, peut être dissous, lessivé et concentré ailleurs. En passant dans des eaux stagnantes peu profondes, le dioxyde de carbone peut s’échapper, le fer peut être réoxydé par les bactéries ferreuses et précipiter sous forme d’oxyde ferrique hydraté (limonite), formant ce que l’on appelle le minerai de fer de Hokage. Mais en présence de matière organique abondante, comme dans les marais et marécages du Carbonifère, cette réoxydation était empêchée et le fer se concentrait et se déposait sous forme de carbonate ferreux. Parfois, le minerai de fer était mélangé à plus ou moins d’argile provenant d’eaux boueuses, et cette variété est connue sous le nom de minerai de fer de jour ; dans d’autres cas, il était plus ou moins mêlé à de la tourbe noire, dans les marais à végétation luxuriante, et c’est ce qui forme le précieux minerai de fer à bandes noires, que l’on trouve dans l’Ohio et en Pennsylvanie.
Ces minerais de fer se trouvent en couches d’une épaisseur pouvant atteindre 15 mètres, mais généralement inférieure à 1,2 mètre, et, comme les couches de charbon, ils peuvent se répéter plusieurs fois dans une même section. Ils reposent souvent sur des argiles réfractaires, ou bien les concrétions de minerai de fer se forment dans ces argiles.
Argiles réfractaires. — Les argiles réfractaires, lorsqu’elles sont impures, sont plus ou moins sableuses, mais généralement alumineuses. Le type alumineux est la véritable argile réfractaire ; il est ainsi nommé car il résiste très bien à la chaleur et est largement utilisé pour la fabrication de briques réfractaires destinées au revêtement intérieur des hauts fourneaux. Les argiles blanches les plus pures servent à la fabrication de poteries et de tuiles. La pureté de ces argiles blanches est due à la présence d’acide carbonique dans les eaux de dépôt, qui élimine le fer ainsi que les particules de feldspath qu’il décompose. Lorsque du feldspath subsiste, fournissant de la soude, de la potasse ou de la chaux comme fondants, les argiles sont fusibles et ne constituent plus de bonnes argiles réfractaires.
¶ Lecture collatérale
J. W. Beede, Invertébrés du Carbonifère. Service géologique de l’Université du Kansas, vol. 6, 1900, p. 1-187,
J. W. Beede, A. F. Rogers et E. H. Sellards. Études fauniques et florales des couches de charbon. II, Vol. 9, 1908, pp. 315-480.
H. Hinds, F. C. Greene et G. H. Girty, La stratigraphie de la série pennsylvanienne dans le Missouri. Bureau de géologie et des mines du Missouri, 2e série, vol. 13, 1915.
K. F. Mather, La faune du groupe Morrow de l’Arkansas et de l’Oklahoma.
Bulletin des laboratoires scientifiques de l’université Denison, vol. 18, 1915, pp. 59-284.
L. F. Noble, Une section des formations paléozoïques du Grand Canyon au niveau du sentier Bass. U. S. Geological Survey, Professional Paper 131-B, 1922.
F. B. Plummer et R. C. Moore, Staatigraphie des formations pennsylvaniennes du centre-nord du Texas. Université du Texas, Bulletin 2132, 1921.
D. White, Dépôt du Pottsville des Appalaches. Bulletin de la Société géologique d’Amérique, Vol. 15, 1904, pp. 267-282.
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