| XL. Les oiseaux à dents du Moyen Âge | Page de titre | XLII. L'évolution des mammifères et l'émergence de la mentalité au Cénozoïque |
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Il y a longtemps, Newberry affirmait que l’image que la géologie nous donne de l’Amérique du Nord durant la majeure partie du Cénozoïque est, à une exception près, plus attrayante et intéressante que son aspect actuel. À cette époque, un climat chaud et clément régnait du golfe du Mexique à l’océan Arctique, et la majeure partie du continent présentait une surface ondulée de collines arrondies et de larges vallées couvertes de forêts, peuplées d’oiseaux et d’animaux bien plus variés qu’aujourd’hui, ou de vastes étendues de riche savane où parcouraient d’innombrables troupeaux de mammifères, dont beaucoup étaient de taille gigantesque et dont notre maigre faune actuelle ne conserve que quelques représentants.
Les différentes échelles temporelles. — Aux alentours de Paris, en France, les formations marines du bassin anglo-gallois sont intercalées avec des dépôts continentaux. Ces deux registres habituellement indépendants, l’un océanique et l’autre terrestre, s’influencent mutuellement. Les coquilles des formations marines ont été étudiées par Lamarck (1818-1822) et Deshayes (1824-1837), les mammifères par Cuvier (1812) et les plantes par Brongniart (1822-1828). Les relations numériques entre les faunes du Cénozoïque et celles actuelles ont été initialement suggérées par Cuvier, puis approfondies par Deshayes et Lyell. Deshayes a recensé près de cinq mille espèces de coquilles. Leur étude l’a amené à constater que les strates les plus récentes abritaient le plus grand nombre d’espèces encore vivantes, tandis que les formes trouvées [ p. 589 ] dans les roches les plus anciennes présentaient la plus faible ressemblance faunique avec celles de la faune actuelle. Il a également souligné qu’au Crétacé, aucune espèce du monde vivant actuel n’existait, et c’est cette observation qui a conduit à définir le Cénozoïque comme l’ère où la vie actuelle a disparu. Cette évolution des coquilles a servi de base à Charles Lyell (Fig., p. 588) en 1832 pour diviser les formations cénozoïques en Pliocène (du grec « plus récent », 35 à 50 % des espèces encore vivantes), Miocène (moins récent, 17 % encore vivantes) et Éocène (l’aube du récent, 3,5 % encore vivantes). Lyell y a ensuite ajouté le Pléistocène (le plus récent, 90 à 95 % encore vivantes) ; et en 1854, Beyrich a séparé les formations miocènes les plus anciennes sous le terme d’Oligocène (une petite partie du récent).
Une meilleure connaissance des mollusques marins du Cénozoïque a montré que cette classification a une valeur permanente, mais que le pourcentage d’espèces vivantes est à peu près le suivant (voir aussi p. 590) :
Le pourcentage de coquilles vivantes dans toute formation cénozoïque est variable, comme le montre le tableau ci-dessus, et les travaux plus récents menés au Japon et aux Philippines, où les eaux sont restées constamment chaudes, semblent indiquer que dans les zones tempérées chaudes et équatoriales de la Terre, elles pourraient ne pas survivre du tout. (Dickerson.)
Lors de l’essor de la géologie, l’ère la plus récente de l’histoire de la Terre fut nommée Tertiaire par Cuvier et Brongniart (voir p. 453), car on pensait alors que toute l’histoire géologique antérieure se limitait à deux ères. Plus tard apparut le terme Quaternaire, qui englobait les formations géologiques les plus récentes, composées de matériaux plus ou moins non consolidés dispersés à la surface de la Terre. Cependant, le Quaternaire ne correspondant pas à une ère géologique, et six ères étant désormais reconnues par les géologues, il est préférable d’abandonner ces deux termes et d’en utiliser un seul : le Cénozoïque (du grec « récent » et « vie »). L’ère récente commence alors avec la fonte finale des glaciers continentaux du Pléistocène en Europe du Nord et en Amérique du Nord, il y a environ 20 000 ans.
Il est d’usage depuis longtemps de diviser le Cénozoïque en deux parties : le Paléogène (ou Ancien) et le Néogène (ou Nouveau). Cette [ p. 590 ] division se justifie par les raisons suivantes : le Paléogène (Éocène et Oligocène) débute par des hauts plateaux hérités qui se transforment progressivement en pénéplaines. Le climat est d’abord frais, mais avec la disparition des montagnes, il devient plus chaud, plus humide et plus tempéré. L’Oligocène est la période chaude la plus étendue du Cénozoïque, et la faune terrestre et marine présente encore des caractéristiques primitives. Au Néogène (Miocène et Pliocène), une importante agitation crustale, illustrée par la formation de montagnes, entraîne l’apparition de climats plus frais qui atteignent leur apogée à la fin du Pliocène et au Pléistocène. La vie y est résolument moderne.
Tableau des formations cénozoïques (principalement après Vaughan)
On se demande souvent quelle est la signification chronologique de termes tels que l’Éocène, l’Oligocène, le Miocène et le Pliocène. Certains les considèrent comme des indicateurs de périodes, mais il est clair qu’aucun ne représente la durée [ p. 591 ] de la formation géologique ni l’ampleur de l’évolution organique comme le font les périodes du Mésozoïque ou du Paléozoïque. On considère aujourd’hui que le Cénozoïque représente 4 à 5 % de la durée totale des temps géologiques, tandis que le Mésozoïque a duré de 11 à 12 % et le Paléozoïque de 28 à 30 %. Autrement dit, la durée totale du Cénozoïque n’a pas excédé la durée moyenne d’une période paléozoïque, et si l’évolution des mammifères est très marquée, celle des autres organismes n’est pas plus importante que sur une période donnée. En conséquence, les subdivisions Éocène, Oligocène, Miocène, Pliocène et Pléistocène sont ici considérées comme des époques ou des séries de strates.
¶ Partie I. Le Cénozoïque nord-américain
Zones de sédimentation marine
Les mers du Cénozoïque en Amérique du Nord, à l’exception de la CaEfomia, étaient généralement des mers côtières marginales. Il n’y avait pratiquement pas de mers intérieures ou épicontinentales, contrairement à leur prédominance au Paléozoïque et, dans une moindre mesure, au Mésozoïque. Les étendues marines subissaient des oscillations répétées et variables selon les zones d’invasion, mais jamais plus de 6 % (Éocène moyen) de la superficie actuelle de l’Amérique du Nord n’a été submergée, tandis que la moyenne pour le Cénozoïque était d’environ 3 %, voire moins. Si l’on inclut l’Amérique centrale et les Antilles, ce pourcentage peut atteindre 10 %, la période d’inondation la plus marquée se situant à l’Oligocène (Pl., p. 593).
En Europe et en Asie, les zones de chevauchement maritime étaient également moins étendues qu’aux époques précédentes, mais la Téthys continuait de s’étendre de l’Europe occidentale à l’Inde, atteignant son apogée à l’Égocène. Ses connexions avec l’Atlantique étaient limitées, et elle présenta un temps des connexions arctiques à l’est de l’Oural. Les Alpes du sud de l’Europe et l’Himalaya indien commencèrent à s’élever au Miocène, puis la moitié orientale de ce vaste océan moyen commença à disparaître progressivement. Au Péocène, la Téthys avait atteint une superficie et une configuration générale comparables à celles de la Méditerranée actuelle ; mais ces transformations avaient transformé les vestiges d’anciennes mers peu profondes en une chaîne de grands bassins océaniques – une mer épicontinentale avait cédé la place à l’océan Méditerranée.
Les capitales de nombreux pays européens sont construites sur des strates du Cénozoïque, parmi lesquelles Londres, Paris, Bruxelles, Bornéo, Vienne et Berlin.
En Europe du Sud, en Afrique du Nord, en Asie Mineure, en Inde, en Birmanie, au Siam, à Sumatra et à Java, l’histoire stratigraphique et tectonique est celle de la Téthys ; en Asie orientale, en Mélanésie et en Australasie, [ p. 592 ] les données, très complexes, sont celles du Pacifique. Ces deux types de chaînes de montagnes se rejoignent dans les Indes orientales néerlandaises, au nord de l’Australie. En Amérique du Nord, on observe des variations marginales dues à l’Atlantique, au golfe du Mexique et aux Caraïbes, mais le long du Pacifique, l’histoire est plus en harmonie avec celle de l’Asie orientale.
Degré de consolidation des strates. — Lorsque les strates cénozoïques n’ont pas été déformées, elles sont généralement peu consolidées et tendres, comme dans les formations marines de la côte atlantique et dans les dépôts continentaux des montagnes Rocheuses. Le long de la côte pacifique, en revanche, la quasi-totalité des formations antérieures au Pléistocène sont plissées ou altérées, de sorte qu’elles sont aussi consolidées que les formations paléozoïques.
Chevauchements de l’océan Atlantique. — Partout où le contact entre le Crétacé et l’Éocène a été observé, du New Jersey au centre du Mexique, la mer éocène a progressé sur une surface terrestre ayant atteint un stade d’érosion ancien ou proche de son niveau de base, comme le montrent les contacts quasi horizontaux (voir Fig., p. 561). Aucune espèce du Mésozoïque n’est connue pour avoir franchi cette rupture et être entrée dans l’Éocène. Une grande partie de cette période de transition est représentée dans les montagnes Rocheuses par des dépôts continentaux, notamment ceux de Lance, Fort Union, Puerco et Torrejon, qui sont rattachés au Mésozoïque dans cet ouvrage.
Les dépôts cénozoïques de la plaine côtière atlantique au nord de la Caroline du Nord (cap Hatteras) sont beaucoup moins développés que ceux des États bordant le golfe du Mexique, et aucune strate éocène n’est présente au nord du New Jersey. On observe un développement limité de sables verts et de marnes marines de l’Éocène inférieur, d’une épaisseur n’excédant pas 69 mètres (225 pieds), dans le Maryland, le Delaware et la Virginie. Après une longue période d’occupation des sols, se déposent les sables, argiles, marnes et diatomées miocènes de la baie de Chesapeake, dont l’épaisseur peut atteindre 145 mètres (475 pieds) (voir pl., p. 593). Les strates marines du Pliocène sont très peu nombreuses et éparses.
Toutes les strates du Cénozoïque plongent vers l’océan Atlantique, ou golfe du Mexique.
Le long de la plaine côtière orientale du golfe du Mexique, du cap Hatteras vers le sud et l’ouest, le Cénozoïque marin est bien représenté, avec les plus longues séquences de strates anciennes en Alabama et au Mississippi, et de strates plus récentes en Floride. Au nord, vers l’ancien rivage, il s’agit d’une succession variable de sables, de grès verts (glauconite) et de marnes, avec des bancs de lignite plus ou moins importants. En Floride, on observe un développement exceptionnel de calcaires et de marnes oligocènes et miocènes, [ p. 593 ] avec très peu de sable. L’épaisseur de ces formations est variable, souvent inférieure à quelques centaines de mètres, et atteint parfois plus de 600 mètres. En Floride, les formations sus-jacentes à l’Éocène atteignent 760 mètres de profondeur, et à ce stade, l’Oligocène est riche en invertébrés.
Mers épicontinentales et plates-formes parsemées ; océans dominants. Dépôts d'eau douce avec vie terrestre en noir uni ; ces zones présentent cependant des formations cénozoïques combinées. Régions volcaniques indiquées par des croix.
Notez que tous les géosynclinaux ont disparu, à l'exception des vestiges du géosynclinal du Pacifique ; et que l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud sont séparées par le passage de Panama, à l'époque de la submersion maximale des Antilles (carte 2).
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Dans la baie de la vallée du Mississippi, qui s’étend jusqu’au sud de l’Illinois, on ne trouve que des sables et des argiles d’eau douce et saumâtre de l’Éocène, avec des lits de lignite (voir pl., p. 593), vestiges de dépôts végétaux d’anciens marécages. Il s’agit des sédiments de l’ancien delta du Mississippi, lorsque les rives du golfe du Mexique se situaient à Cairo, dans l’Illinois. Plus tard, au début de l’Oligocène, la mer s’est retirée jusqu’au centre de l’Alabama (voir pl., p. 593).
À l’ouest du Mississippi, dans la plaine côtière du golfe du Mexique, l’Éocène ancien est bien développé jusqu’au Texas et au nord du Mexique, tandis que l’Éocène récent est inconnu à l’ouest de la rivière Rouge en Louisiane, mais présent de façon sporadique dans le nord-est du Mexique. Ces dépôts marins, saumâtres et marécageux, composés de sables, d’argiles, de grès verts et de lignite, atteignent une épaisseur maximale de 610 mètres. Depuis l’Oligocène, le puissant courant d’eau douce du Mississippi a non seulement influencé la sédimentation de cette région, mais a également empêché la migration des espèces d’eau peu profonde vers l’est et l’ouest du fleuve.
Les formations oligocènes sont bien développées à Ijouisiana, où elles sont essentiellement composées de sables d’eau douce et d’argiles vertes, atteignant une épaisseur de 488 mètres (1 600 pieds). Au Texas, ces strates sont pratiquement inconnues, mais au Mexique, elles affleurent sous forme d’étroits chevauchements. À l’ouest du Mississippi, les strates miocènes ne sont connues que dans des forages profonds, et à Galveston, au Texas, elles se situent à 701 mètres (2 300 pieds) sous la surface, témoignant de l’ampleur du repli sous-marin de la marge orientale depuis la fin du Miocène. Les strates pliocènes sont peu développées au Mexique. (Voir pl., p. 593.)
Aucun dépôt marin de l’Éocène inférieur n’est connu en Amérique centrale. On peut donc supposer qu’à cette époque, et durant le Crétacé supérieur, l’Amérique du Nord et l’Amérique du Sud étaient reliées par un pont terrestre plus large que l’actuel. Cette connexion permettait la migration intercontinentale des espèces terrestres des deux continents. Cependant, durant l’Éocène supérieur, et plus particulièrement durant l’Oligocène, la mer des Caraïbes s’étendit largement sur le sud de l’Amérique centrale et certains mollusques atlantiques de l’Éocène migraient vers la Californie et l’Amérique du Sud. Au début du Miocène, les deux continents restèrent séparés et ne furent réunis qu’à la fin du Miocène. Bien que l’Amérique centrale fût étendue, le pont terrestre ne semble pas avoir favorisé la migration intercontinentale des animaux terrestres. Ceci pourrait être dû au relief montagneux [ p. 595 ] et volcanique de la région, mais plus probablement à la barrière de la jungle tropicale. La mer des Caraïbes n’envahit à nouveau cette région qu’au Pliocène, et alors de façon marginale. (Voir Pl., p. 593.)
Les Grandes Antilles, Cuba, Saint-Domingue et Porto Rico semblent avoir constitué de vastes étendues terrestres au début de l’Éocène, et il semble également que Cuba était alors reliée à l’Amérique centrale. À l’Oligocène, cependant, toutes ces îles, à l’exception de leurs régions centrales montagneuses, étaient submergées par la mer, dont les eaux tropicales abritaient une vie marine très diversifiée. Les archives sédimentaires débutent par des formations locales d’eaux peu profondes, composées de schistes bruns à noirs et de grès ferrugineux atteignant jusqu’à 300 mètres d’épaisseur. Viennent ensuite, plus largement, des calcaires et des marnes à foraminifères blancs, à la profondeur variant de 210 à 790 mètres. Il semblerait donc que ce soit durant l’Oligocène que les océans aient atteint leur apogée en submergeant les Antilles et l’Amérique centrale.
L’élévation des Antilles a repris au début du Miocène, mais il n’est pas encore établi que Cuba ait été, à cette époque ou par la suite, liée à l’Amérique centrale. Les mammifères indigènes actuels des Antilles sont de petite taille, peu nombreux et d’espèces anciennes. Aucun des grands mammifères d’Amérique du Nord ou d’Amérique centrale ne semble avoir atteint ces îles. Au Pléistocène de Cuba, on trouve cependant plusieurs espèces de paresseux terrestres que Matthew pense toutes issues d’une seule petite forme qui aurait dérivé jusqu’ici sur un radeau naturel à travers les Caraïbes depuis l’Amérique du Sud. Pour l’histoire ancienne des Antilles, voir page 570.
Mers bordées par les eaux du Pacifique. — Presque toutes nos connaissances sur les invasions marines du Cénozoïque le long du Pacifique se limitent aux États de Californie, d’Oregon et de Washington, et s’étendent vers le nord jusqu’à la région de Vancouver au Canada. Il ne semble exister aucun enregistrement sédimentaire le long des côtes de la Colombie-Britannique et de l’Alaska avant la fin du Miocène, et même ce chevauchement marin était de faible ampleur (voir Pl., p. 593).
Dans la plupart des endroits, le Cénozoïque repose en discordance sur les roches mésozoïques ou plus anciennes, bien que parfois le contact soit en discordance. En Californie, on observe d’autres discordances au Miocène et à la fin du Pliocène. Arnold indique qu’environ 7 600 mètres de strates se sont accumulés durant le Cénozoïque, mais si l’on considère les épaisseurs maximales de toutes les formations, le total atteint environ 13 700 mètres. Les dépôts sont principalement composés de détritus grossiers, tels que des sables, des boues et d’importantes quantités de cendres volcaniques, avec des coulées de lave localisées. Les mers étaient peu profondes et se sont par endroits comblées de sédiments, puis ont laissé place à des marais, formant des gisements de charbon, notamment dans l’estuaire de la région de Puget Sound, où l’on dénombre 125 gisements de charbon. Les périodes de sédimentation les plus marquées et généralisées se situent au début de l’Éocène (de 2 400 à 3 700 mètres) et à la fin du Miocène (2 400 mètres en Californie). Au Pliocène et au Pléistocène, 13 000 pieds de sables et de matériaux volcaniques se sont déposés au sud de San Francisco.
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On trouve, en Alaska et jusqu’en Colombie-Britannique, la vaste formation de Kenai, de nature continentale, qui atteint une épaisseur maximale de 3 048 mètres (10 000 pieds). Elle renferme une grande quantité de matière végétale et de nombreux gisements de lignite, ainsi que quelques animaux marins, ce qui indique qu’elle date de l’Éocène.
On ignore encore dans quelle mesure l’Alaska était unie à la Sibérie au cours du Cénozoïque, bien qu’il semble que l’océan n’ait envahi la région du détroit de Béring qu’à la fin du Miocène. Si ce pont terrestre entre l’Asie et l’Amérique n’a pas été continu durant toute cette période, il l’a été pendant la majeure partie. Depuis le Pliocène, la mer a traversé ce pont à différentes époques, mais cette mer, très peu profonde, n’a jamais été beaucoup plus profonde qu’elle ne l’est aujourd’hui.
Dépôts continentaux des montagnes Rocheuses. — Les dépôts d’eau douce et éoliens du Cénozoïque recouvrent de vastes régions des États-Unis, principalement dans les contreforts et les plaines à l’est des montagnes Rocheuses (voir Pl., p. 593, Carte 1). Il est important de noter que ces dépôts sont constitués d’un grand nombre de formations distinctes, déposées par de nombreux cours d’eau, grands et petits, sur leurs plaines d’inondation, ici et là, tout au long du Cénozoïque. En règle générale, les strates restent horizontales et sont plus ou moins consolidées en grès, schistes sableux et conglomérats locaux. Des cendres volcaniques, en couches épaisses ou remaniées par l’eau et le vent, sont présentes dans la plupart des formations et constituent une part importante des roches cénozoïques des plaines. Presque partout où les strates affleurent, dans des zones plus ou moins localement disséquées, la pluie, les cours d’eau et le vent du climat semi-aride actuel les ont érodées pour former ces paysages pittoresques que l’on appelle « badlands » (voir Fig., p. 35 de la partie I). L’épaisseur varie de quelques centaines de mètres à plusieurs milliers, mais si l’on additionne tous les dépôts locaux les plus épais, la sédimentation totale du Cénozoïque dépasse largement les 6 000 mètres. C’est dans cette immense masse de matériaux que repose le témoignage le plus fascinant de l’évolution des mammifères : les vestiges de dynasties organiques successives, dont l’histoire a captivé les paléontologues du monde entier.
Les géologues plus anciens affirmaient que ces strates s’étaient principalement déposées dans des lacs de grande étendue. Or, au cours des vingt dernières années, il a été démontré qu’elles proviennent de rivières prenant leur source dans les montagnes, serpentant et charriant leurs eaux sur de vastes plaines inondables, sous un climat plus ou moins semi-aride. On y trouve également une grande quantité de matériaux transportés par le vent, de poussières désertiques et de fines cendres volcaniques issues des volcans de l’ouest, qui ont parfois anéanti et enseveli la faune et la flore sur des zones considérables. Ces cendres sont arrivées en plus grande quantité durant l’Éocène, l’Oligocène et le Miocène.
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¶ Le déroulement des événements du Cénozoïque en Amérique du Nord
Époque de l’Éocène. — L’Éocène est la première et la plus longue des époques du Cénozoïque. C’est de cette période que naît le monde organique actuel, avec un progrès organique particulièrement marqué chez les mollusques marins et les mammifères terrestres. Si de nombreux genres d’origine mésozoïque persistent jusqu’à l’Éocène, aucune espèce marine ne survit. Cette rupture marquée dans la continuité du monde organique s’explique par l’absence de strates reliant ces deux périodes. La discontinuité marine est la plus longue, et en Angleterre et en Amérique, la période manquante pourrait couvrir l’ensemble du Cénozoïque. Dans les dépôts d’eau douce, la lacune est bien moindre, mais la transition n’est jamais complète.
Dans la faune marine de l’Éocène, on ne compte jamais plus de 5 % d’espèces vivantes, ce qui marque encore l’aube de l’époque contemporaine. À la fin de l’Éocène, la Téthys méditerranéenne s’étendait sur une vaste superficie et ses eaux chaudes regorgeaient de foraminifères, certains à coquille, d’autres vivant sur le fond marin. Ces derniers étaient regroupés sous le terme de nummulites, en raison de leur ressemblance avec une pièce de monnaie humaine (nummulus). Les calcaires produits par ces petits animaux atteignent par endroits plusieurs centaines de mètres d’épaisseur et ont servi de pierre de construction pour les pyramides d’Égypte.
Après le dépôt des sédiments d’eau douce du Mésozoïque terminal (Fort Union, Puerco et Torrejon), un soulèvement, combiné à une intense activité volcanique, s’est produit dans la région des montagnes Rocheuses. Il en a résulté, au début de l’Éocène, un long dépôt de formations continentales intermontagneuses (Wasatch, Wind River, Green River et Bridget) sur le plateau. Ces formations couvrent une superficie de 725 km [ p. 698 ] sur 400 km et leur épaisseur varie de 730 m à plus de 3 000 m. Elles sont principalement composées de cendres et de débris ignés grossiers. Elles recèlent de remarquables vestiges de faunes de mammifères successives.
Le lac Green River, datant de l’Éocène moyen et couvrant au moins 560 km sur 460 km, était peu profond et situé près du niveau de la mer. Nombre de ses dépôts, d’une couleur bleu-noir, sont riches en pétrole qui sera un jour distillé. On y a recensé 80 espèces de plantes (palmiers, figuiers, platanes, etc.), 280 espèces d’insectes, 35 espèces de poissons, dont une mesurant 1,80 m, et le squelette complet d’un oiseau. Parmi les poissons, 8 espèces sont manifestement marines, ce qui indique qu’elles ont rejoint ce lac pour se reproduire en remontant une rivière inconnue. L’une d’elles est une raie.
À la fin de l’Éocène (Uinta), les formations sont beaucoup plus minces, avec une épaisseur moyenne d’environ 900 mètres. Ces différents dépôts éocènes sont particulièrement bien développés dans l’est du Wyoming, l’est de l’Utah et l’ouest du Montana. Ils renferment le témoignage le plus précieux au monde de mammifères archaïques, vestiges du monde mésozoïque, ainsi qu’une séquence progressive d’animaux modernisés. L’origine de ces précurseurs du Cénozoïque demeure inconnue, mais on pense qu’ils proviennent très probablement d’Asie. Tout au long de l’Éocène, les mammifères indigènes et les espèces immigrantes se disputent les habitats, et la suprématie semble revenir à ces dernières, du fait de leur intelligence supérieure. Au début, les migrations avec l’Europe étaient libres, mais après la période Wasatch, les échanges ont rapidement cessé. La succession de ces mammifères est décrite en détail dans le chapitre suivant.
Durant l’Éocène, le continent holarctique Éris (voir Fig., p. 555) a permis une large dispersion de sa vie terrestre vers l’est et l’ouest, à travers l’Eurasie et l’Amérique du Nord. Il semble en être de même pour un Antarctique plus vaste, relié non seulement à l’Amérique du Sud, mais aussi, semble-t-il, à l’Australie. L’Amérique du Nord et l’Amérique du Sud étaient également unies vers la fin du Mésozoïque et pendant une grande partie de la première moitié de l’Éocène.
Époque de l’Oligocène. — L’Oligocène fut la période chaude du Cénozoïque, durant laquelle les terres furent pénéplainées par l’érosion jusqu’à leur altitude minimale. Les cours d’eau serpentaient largement et le climat, durant la majeure partie de cette époque, fut généralement humide, ce qui favorisa la prédominance des forêts composées d’essences similaires à celles de l’Éocène. De ce fait, la plupart des mammifères étaient encore des brouteurs. Les derniers crocodiles, grands et diversifiés, vivaient alors.
Les dépôts d’eau douce de la White River, composés de sable et de cendres, dans la région des montagnes [ p. 599 ] Rocheuses, sont plus largement répartis que ceux de l’Éocène. On les trouve au Nebraska, au Dakota du Nord et du Sud, au Wyoming, au Colorado et au Montana. Ils sont également beaucoup plus minces, leur épaisseur moyenne n’excédant guère 150 mètres, mais leur importance réside surtout dans les mammifères qu’ils renferment. En Oregon, on trouve d’autres dépôts de cette époque, la formation intermontagneuse de John Day, constituée principalement de cendres volcaniques et de tufs d’une épaisseur de 900 à 1200 mètres, et qui a également livré de nombreux restes de mammifères. À l’époque de la White River, des échanges de mammifères ont eu lieu entre l’Amérique et l’Europe.
La vie marine de l’Oligocène est particulièrement bien développée dans les États du Golfe, à l’est du Mississippi, et aux Antilles, mais on ne trouve aucun dépôt oligocène le long de la côte atlantique. Dans le Golfe, elle est typique des eaux chaudes, riche en mollusques et en coraux constructeurs de récifs. Cependant, l’aube de l’époque actuelle n’est pas encore clairement perceptible, puisque la vie marine de cette période ne représente pas plus de 15 % des espèces vivantes. La Floride est apparue à la fin de l’Oligocène sous la forme d’une petite île et est une péninsule depuis le Pliocène.
Époque du Miocène. — Les mers marginales du Miocène étaient peu étendues le long de l’Atlantique et du golfe du Mexique, mais le géosynclinal californien recèle de longs et épais dépôts, composés principalement de cendres et de tests siliceux de diatomées, de magnifiques plantes microscopiques. L’aube de l’ère récente est aujourd’hui manifeste, puisque près de la moitié des mollusques appartiennent à des espèces encore vivantes. Les eaux atlantiques étaient froides, comme en témoigne la formation de Chesapeake, qui s’étend du Massachusetts à l’Alabama. Ces eaux froides, porteuses de vie, provenaient de l’océan Arctique et indiquent que l’ancienne terre holarctique d’Éris s’était rompue entre le Groenland et la Norvège vers le Miocène moyen. Selon Dali, cette arrivée d’eaux froides dans l’Atlantique a entraîné le changement le plus marqué chez les mollusques marins du Cénozoïque (voir Fig., p. 609).
Dans la région des montagnes Rocheuses, l’altitude augmentait à nouveau, entraînant un climat plus sec et plus frais. Les volcans étaient nombreux et actifs. Les formations d’eau douce sont nombreuses (Arikaree, Harrison, Loup Fork inférieur, Clarendon et Deep River), on observe également une augmentation des cendres, et la granulométrie des strates est plus grossière à l’ouest et plus fine à l’est, ce qui atteste de leur origine occidentale. L’épaisseur des formations varie entre 120 et 700 mètres, les principaux sites de dépôt se situant au Nebraska, au Kansas et dans [ p. 600 ] le nord-est du Colorado. Ces dépôts renferment également une grande variété de mammifères enfouis, et un nouvel échange a eu lieu avec l’Europe à l’époque de Deep River, lorsque des éléphants primitifs sont arrivés d’Asie. Une nouvelle intermigration avec l’Amérique du Sud s’est également produite à la fin du Miocène.
Aux alentours de Florissant, dans le Colorado, se trouvait un lac à la fin du Miocène, entouré de volcans explosifs actifs. Les cendres volcaniques retombées dans ces eaux ont enseveli une flore connue de 250 espèces, ainsi que plus de 1 000 espèces de coléoptères, de fourmis, de mouches et d’autres insectes. D’autres lacs miocènes existaient dans le sud-ouest du Colorado.
Au Miocène, le climat s’est asséché, entraînant une réduction drastique de la superficie forestière. Les graminées ont colonisé les espaces ouverts, et ces changements dans le règne végétal ont bouleversé les conditions alimentaires des mammifères herbivores.
Au Miocène moyen, les migrations entre l’Amérique et l’Asie reprirent, et les rhinocéros et les éléphants à long museau se répandirent dans le Nouveau Monde. À peu près à la même époque, ou plus probablement plus tard, des migrations eurent de nouveau lieu avec l’Amérique du Sud, et ces échanges furent les plus importants au Pliocène.
Époque du Pliocène. — Durant le Pliocène, l’Amérique du Nord était plus émergée qu’à toute autre époque du Cénozoïque, et par conséquent, la vie marine y est très peu abondante. Ailleurs, elle ressemble beaucoup à celle d’aujourd’hui.
Dans les montagnes Rocheuses, les formations du Pliocène (partie supérieure de Loup Fork, Blanco) sont largement dispersées mais d’étendue limitée, et leur compréhension reste lacunaire. L’ensemble des Cordillères s’élevait, entraînant un climat plus aride et beaucoup plus froid. La plupart des grands mammifères ont disparu, mais ceux du Pliocène inférieur ressemblaient fortement à ceux qui vivent aujourd’hui en Afrique centrale.
L’époque du Pléistocène fut une période critique pour le monde organique, son équilibre étant rompu par un climat extrêmement froid. Malgré cette adversité, l’homme s’est affirmé et a pris possession de la Terre. Ces conditions et ces changements seront décrits dans les deux chapitres suivants.
¶ Caractéristiques de la vie en Amérique du Nord
Le Cénozoïque est l’Âge des Mammifères car ils y sont présents en plus grande variété et en plus grand nombre, dominant la vie non seulement sur terre, mais aussi dans les mers et les océans. À la fin de l’Éocène apparaît la première adaptation des mammifères à la vie océanique, sous la forme d’animaux ressemblant à des baleines (Zeuglodon). [ p. 601 ] À l’Oligocène apparaissent les lamantins, et au Miocène les véritables baleines, les phoques et les otaries. L’évolution des mammifères et de leurs espèces est décrite dans des chapitres spécifiques qui suivent celui-ci.
Les oiseaux à dents disparurent avec le Crétacé, et l’Éocène marqua le début de l’évolution des espèces modernes. La plupart des oiseaux actuels descendent de l’Éocène, époque à laquelle on notait la présence d’oiseaux terrestres incapables de voler, ressemblant aux autruches actuelles. On trouvera plus de détails sur les oiseaux du Cénozoïque au chapitre XL.
Le développement remarquable des reptiles du Mésozoïque disparaît presque entièrement au début de l’Éocène, et ces animaux ne jouent aucun rôle prépondérant au Cénozoïque. Les tortues, les alligators et les crocodiles connaissent leur plus forte croissance à l’Oligocène, tandis que les lézards et les serpents se diversifient considérablement et colonisent tous les habitats chauds. Les serpents venimeux apparaissent après l’Éocène.
La flore terrestre du Cénozoïque est apparue au Crétacé et les arbres et arbustes qui la composaient ressemblaient beaucoup à ceux d’aujourd’hui. Les graminées et les céréales, apparues plus tard au Crétacé, n’ont colonisé les espaces ouverts qu’au Miocène, et leur abondance a ensuite entraîné une forte adaptation et une évolution importante chez les mammifères herbivores. Les palmiers étaient particulièrement abondants durant la première moitié du Cénozoïque, et les séquoias étaient présents dans le monde entier durant toute cette période. Aujourd’hui, seules deux espèces subsistent dans des zones isolées de Californie, où certains arbres ont atteint un âge de plus de 3 000 ans.
On connaît plus de six mille espèces d’insectes du Cénozoïque, et l’on peut dire que la plénitude de la vie entomologique a été atteinte au Miocène. Les fourmis sont des animaux très anciens, et leur origine semble remonter au Jurassique, voire à des époques encore plus reculées, bien que les plus anciens fossiles connus aient été découverts dans les ambres de l’Oligocène inférieur de la région baltique. Wheeler a recensé environ cent vingt espèces de fourmis dans ces ambres, dont vingt-quatre sont encore vivantes. Voir également page 515.
Dans les mers et les océans du Cénozoïque, les mollusques à coquille connurent leur plus grande diversification et leur plus forte croissance, et c’est cette évolution qui est à la base de la chronologie cénozoïque. De la vaste gamme des ammonites du Mésozoïque, aucune n’a survécu jusqu’au Cénozoïque. Les bivalves étaient particulièrement communs et modernes, et parmi eux se distinguaient les nombreuses espèces à grand siphon, dont la coquille était enfouie dans la vase. Les huîtres atteignirent leur apogée au Miocène en Californie, où les spécimens géants mesuraient 33 cm de long, 20 cm de large et 15 cm de profondeur.
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Les coraux du Cénozoïque n’étaient pas plus visibles qu’aujourd’hui, et leur diversité n’était pas plus grande. Enfin, il convient de mentionner la remarquable variété de crabes actuels, dont les origines remontent aux nombreuses formes de l’Oligocène et du Miocène.
¶ Climat
Dans la région des montagnes Rocheuses, David White affirme que le climat à la fin du Crétacé (Laramie) était aussi chaud qu’actuellement le long du golfe du Mexique. Plus tard (Fort Union), les températures étaient plus fraîches, avec des hivers rigoureux semblables à ceux de l’actuel marais Dismal Swamp en Virginie. Au début de l’Éocène (Wasatch et périodes ultérieures), le climat était frais et semi-aride.
En 1913, Atwood découvrit, dans plusieurs localités des monts San Juan au Colorado, des couches de tillite d’une épaisseur variant de 24 à 30 mètres. Ces matériaux provenaient de hauts massifs montagneux situés à plus de 65 kilomètres de là, qui se trouvaient alors au sud et au sud-est des zones de till actuelles. Les tillites reposent en discordance sur le Crétacé et sont recouvertes de tufs éocènes, ce qui indique un âge probablement éocène inférieur. On peut s’attendre à ce que d’autres zones de ces tillites soient découvertes, auquel cas il apparaîtra que les monts Laramiens étaient alors largement recouverts de glaciers alpins et de piémont.
Blackwelder et Sayles ont démontré que les schistes de l’Éocène inférieur de l’âge de Green River présentent une stratification distincte, ce qui suggère fortement une sédimentation saisonnière. Vers la fin de l’Éocène, cependant, selon White, la flore, même des régions arctiques, témoigne du retour de climats doux, aussi doux que celui des actuels États du Yukon. Le long du Yukon poussaient alors des cycadées, des magnolias, des sapins et des fougères délicates.
Il est reconnu depuis longtemps que l’Éocène supérieur et l’Oligocène ont connu des climats cléments à l’échelle mondiale. De plus, jusqu’à la fin de l’Oligocène, le climat de l’Amérique du Nord était humide et les terres se situaient près du niveau de la mer. Avec le Miocène, cependant, les terres de nombreuses régions du monde ont commencé à s’élever en montagnes, et les climats sont progressivement devenus plus froids et plus secs. Des climats plus ou moins désertiques se sont développés dans les régions cordillères d’Amérique du Nord et y prévalent depuis. Au Miocène, des parties d’Éris ont sombré, séparant le Groenland de la Norvège et de l’Écosse, et des eaux plus froides se sont répandues le long des côtes atlantiques de l’Amérique du Nord. Ce phénomène est attesté par la formation de Chesapeake qui, selon Dall, abrite une faune d’eaux froides. Le climat a continué à se refroidir, et au Pléistocène s’est produit l’un des deux climats frontaux les plus marqués connus des géologues, décrit au chapitre XLV.
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¶ Partie II. Formation des montagnes et origine du paysage actuel
La révolution cascadienne en Amérique du Nord. Dans le chapitre consacré au Crétacé, il a été indiqué que l’ère mésozoïque en Amérique du Nord s’est achevée avec la révolution laramienne, lorsque les monts Laramiens (correspondant pratiquement aux montagnes Rocheuses) ont été plissés et poussés vers l’est (voir p. 567). Cette orogenèse ne s’est toutefois pas déroulée en un seul temps, car un premier mouvement a précédé le dépôt de la formation de Fort Union, suivi d’une longue période de calme et du dépôt de ces sables et boues. Puis, à la fin de la formation de Fort Union, s’est produit le mouvement final et plus important des monts Laramiens. Des éruptions, principalement explosives, se sont poursuivies, bien qu’avec une force décroissante, tout au long de l’Éocène et de l’Oligocène, mais la croûte terrestre est restée relativement stable, permettant aux forces atmosphériques de réduire considérablement l’altitude des monts Laramiens.
Au Miocène moyen, les États du Pacifique connurent une nouvelle période de formation de montagnes, marquée par une intense activité magmatique et la formation de hauts plateaux dans l’est de l’État de Washington et de l’Oregon. Simultanément, la chaîne côtière de Californie connut une seconde phase d’élévation (voir pl., p. 593, carte 3). Il est intéressant de noter que le grand rift sismique de San Andreas, qui s’étend sur près de 1 000 kilomètres vers le sud-est dans le désert de Mojave, prit naissance à cette époque.
À la fin du Pliocène ou au début du Pléistocène, la Sierra Nevada s’est élevée d’un seul bloc de 1 500 à 2 100 mètres d’altitude et continue de s’élever. Elle forme un bloc crustal de 480 kilomètres de long et de 80 à 95 kilomètres de large, fortement surélevé à l’est, où se forme une importante faille avec un rejet vertical de 4 500 à 6 100 mètres.
Au cours du Miocène, des plissements et des failles importants, associés à une activité volcanique, se sont produits dans l’isthme de Tehuantepec, au sud du Mexique, en Amérique centrale et, semble-t-il, dans l’ensemble des Antilles. Enfin, on peut affirmer que, surtout au Miocène et, dans une moindre mesure, au Pliocène, toute la zone de chevauchement de l’océan Pacifique en Amérique du Nord (voir fig., p. 609) a subi un soulèvement, un plissement, des failles et un chevauchement dans le système montagneux du Pacifique. Au Pliocène supérieur, toute la région des montagnes Rocheuses, et en particulier le plateau du fleuve Colorado, a connu un soulèvement vertical supplémentaire de plusieurs milliers de pieds.
L’est de l’Amérique du Nord s’est également élevé à cette époque, mais l’ampleur de ce soulèvement reste indéterminée. Toute la vallée du Mississippi s’est élevée de plusieurs [ p. 604 ] centaines de pieds, atteignant ainsi son altitude actuelle. De manière générale, la fin du Pliocène doit être considérée comme une période de grandes déformations, marquant le début de la période critique en Amérique du Nord durant le Pléistocène.
Origine du golfe du Saint-Laurent. — Le fleuve Saint-Laurent en aval de Montréal semble très ancien, et son ancien lit était apparemment antérieur au soulèvement des Appalaches à la fin du Mésozoïque. Le cours du fleuve, alors comme aujourd’hui, était déterminé par la nature et la pente sud des roches cristallines dures du Bouclier canadien au nord-ouest et des strates paléozoïques plissées, beaucoup plus tendres, au sud-est. De plus, les strates appalachiennes chevauchent les lignes de faille, et le fleuve suit donc naturellement la ligne de roches fragilisées, le chevauchement de Champlain ou « ligne de Logan ». La partie extérieure de l’ancienne vallée fluviale se situe entre le cap de Gaspé et l’île d’Anticosti, et, comme le souligne Clarke, la ligne de Logan en Gaspé est déviée vers le sud-est, entraînant avec elle l’ancienne vallée fluviale. Plus au sud-est, le fleuve a creusé son lit à travers les plis des Appalaches et s’écoule dans ce qui est aujourd’hui le détroit de Cabot pour se jeter dans l’Atlantique, entre le cap Nord (au cap Breton) et le cap Ray (à Terre-Neuve). Tout cela est bien visible sur les cartes de l’Amirauté. Bien au sud-est de Terre-Neuve, dans la zone des bancs de pêche et au-delà, se trouve le delta profondément submergé du Saint-Laurent. Ceci témoigne de l’histoire du fleuve, mais l’affaissement et la formation du golfe du Saint-Laurent semblent très récents, datant de la fin du Pléistocène, puisqu’aucun fossile marin plus ancien n’a été découvert sur ses rives. Quoi qu’il en soit, les failles observées au large de l’ouest de Terre-Neuve et l’affaissement du golfe sont d’origine pléistocène. Cet affaissement est d’au moins 180 mètres et dépassait les 365 mètres à la fin du Pléistocène. (Voir J.M. Clarke, 1913.)
Origine du golfe de Californie. — On ne trouve aucune trace du golfe de Californie durant le Mésozoïque. À la fin de l’Éocène (Claiborne), les eaux marines ont commencé à recouvrir l’extrémité sud de la Basse-Californie, ce qui nous permet de conclure que la percée du Pacifique et la formation du golfe d’ingression ont débuté au début de l’Éocène.
L’engloutissement des terres dans le golfe fut le plus important au début du Miocène, lorsque les eaux marines (Carrizo Creek) s’étendirent jusqu’au sud-est de la Californie, aussi loin au nord que la chaîne de San Bernardino. Ces eaux marines du Miocène regorgeaient de coraux, d’huîtres et de nombreuses autres sortes de coquillages, que l’on retrouve encore aujourd’hui éparpillés sur le sol dans de nombreux endroits du désert du Colorado. Plus intéressant encore, nombre de ces animaux marins appartiennent à l’espèce antillaise (Bowden), ce qui démontre clairement que le passage de Tehuantepec était de nouveau ouvert aux échanges d’eaux entre le golfe du Mexique et l’océan Pacifique.
Plus tard, lorsque la mer se retira, le fleuve Colorado se jeta dans le golfe, mais ce n’est qu’au Pléistocène qu’il creusa de profonds canyons, se chargea de conglomérats, de sables et de boues, et combla l’extrémité du golfe de Californie d’un immense delta. La partie la plus profonde de cette portion terrestre du golfe se situe aujourd’hui à l’ouest, entre les monts San Bernardino et San Jacinto, au nord du désert du Colorado. C’était le lit de l’ancienne mer de Salton, qui fut partiellement remplie par les eaux du fleuve Colorado en 1893 et 1907. John C. Van Dyke, dans son ouvrage passionnant, « Le Désert », nomme cette zone le « Fond du Bol ». « Quand on est au fond », dit-il, « on se trouve à environ 90 mètres sous le niveau de la mer. Des sierras, dont certaines culminent à plus de 3 000 mètres d’altitude, [ p. 605 ] vous entourent au nord, au sud et à l’ouest. Elles forment le Bord du Bol. » Au sud-ouest, un versant s’ouvre sur le bassin et permet de rejoindre le fleuve et le golfe. Ce bassin est peut-être l’endroit le plus chaud de tous les déserts américains. Et c’est aussi le plus désert.
¶ Émergence des paysages américains
On parle généralement des « collines éternelles », pourtant la géologie nous apprend que, maintes et maintes fois, des montagnes se sont formées puis ont été érodées. De nombreuses régions sont aujourd’hui réputées pour leurs majestueuses montagnes enneigées, leurs glaciers et leurs magnifiques paysages vallonnés. Les régions nordiques sont parsemées d’innombrables lacs apparus au Pléistocène. Tous ces paysages élevés sont voués à disparaître sous l’effet de l’érosion, les anciens hauts plateaux s’aplanissant pour former des plaines qui continueront de se morceler au sein des vastes zones nucléaires ou de boucliers nucléaires. Ces dernières sont des plaines ondulées depuis le Cambrien, culminant à peine au-dessus du niveau de la mer. On constate ainsi que les périodes de paysages magnifiques et de reliefs sculptés sont de courte durée et que, pendant la majeure partie de l’histoire géologique, les terres ont été monotones par leur platitude. Examinons maintenant ce sujet en nous appuyant sur les régions topographiques d’Amérique du Nord.
Plaines Terres Intérieures. — Le fleuve Mississippi traverse le centre des Basses Terres Intérieures et la partie de la plaine côtière donnant sur le golfe du Mexique. La majeure partie de cette zone repose sur des strates horizontales. Au nord, il cède la place au vaste plateau du Bouclier laurentien, composé de roches parmi les plus anciennes et les plus déformées. La plaine côtière du golfe du Mexique culmine à quelques dizaines de mètres au-dessus du niveau de la mer, tandis qu’au Canada, le plateau laurentien s’élève en moyenne entre 300 et 600 mètres au-dessus du niveau de la mer.
Presque partout dans ces basses terres, les rivières, à l’intérieur des plaines côtières, coulent dans des vallées encaissées, ce qui indique que ces plaines ont été récemment soulevées, ou plutôt déformées de manière différentielle, à un niveau plus élevé qui, aux États-Unis, ne dépasse pas quelques centaines de pieds. Cette déformation s’est produite durant le Pléistocène et le Pliocène. Avant cette époque, au début du Cénozoïque, ces plaines se situaient à un niveau inférieur, et la majeure partie de la zone centrale semble l’avoir conservé jusqu’au Mésozoïque. Ainsi, les basses terres intérieures et le plateau laurentien sont des plaines depuis la fin du Paléozoïque, et en général, leurs surfaces, tout au long de cette vaste période, ont été érodées sur une profondeur de quelques centaines de pieds seulement.
Appalaches. — Vers la fin du Mésozoïque, les basses terres intérieures continuaient de s’interrompre à travers le plateau [ p. 606 ] des Appalaches et les terres plissées des Appalaches, jusqu’à la plaine côtière orientale. Puis, à la fin du Mésozoïque et pendant le Cénozoïque, cette zone auparavant plissée s’est élevée en bloc, et à différentes époques, jusqu’à une altitude totale d’environ 610 mètres (2 000 pieds) au-dessus du niveau de la mer, et ce, de l’Alabama à Terre-Neuve. Cette élévation a également entraîné la formation de monoclinaux latéraux : le plateau du Piémont, plus étroit à l’est, et le vaste plateau des Appalaches à l’ouest. Sur ces plaines élevées, depuis le Crétacé, les rivières érodées ont creusé des vallées plus profondes et plus larges. Dans ces vallées, le paysage est magnifique, cernées par les jeunes montagnes qui les bordent. Mais lorsqu’on atteint le sommet de leurs plateaux tabulaires, on découvre l’ancienne pénéplaine d’origine mésozoïque. Le paysage des vallées est donc d’origine cénozoïque, et la plupart d’entre elles présentent une succession de terrasses fluviales surélevées, s’élevant chacune de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres, témoignant des variations d’altitude périodiques de la région.
Montagnes Rocheuses et Grandes Plaines. — À l’ère mésozoïque, les basses terres intérieures s’étendaient vers l’ouest, à un niveau globalement constant, jusqu’à ce qui constitue aujourd’hui l’extrémité occidentale des montagnes Rocheuses. Puis, à la fin du Crétacé, ces montagnes se sont formées, suivies de leur érosion en collines déprimées et arrondies qui se sont fondues vers l’est pour former les basses terres intérieures. Ainsi, durant l’Oligocène, l’intérieur de l’Amérique du Nord était une vaste pénéplaine presque uniforme. Au Miocène, les forces internes de la Terre ont commencé à se manifester à nouveau, et durant le Pliocène et le Pléistocène, la région des montagnes Rocheuses s’est élevée d’un seul bloc jusqu’à ses altitudes actuelles. Cette élévation a également donné naissance à l’immense monoclin des Grandes Plaines, qui à l’ouest culmine à plus de 2 100 mètres au-dessus du niveau de la mer et qui, dans l’est des Dakotas, du Nebraska, du Kansas, de l’Oklahoma et du centre du Texas, rejoint les basses terres intérieures.
Région Pacifique. — Au Miocène moyen, la marge occidentale de l’Amérique du Nord a de nouveau commencé à se plisser et à s’élever en montagnes, donnant naissance au Système Pacifique. De grands volcans se sont alors formés au sommet de ces montagnes, et on en compte onze entre le sud du Mexique et l’Alaska. Ces montagnes de feu ont connu leur plus grande activité durant le Pléistocène. Les plus imposantes d’entre elles, aux États-Unis, sont le mont Rainier (4 428 mètres d’altitude), le mont Shasta (4 383 mètres, voir partie 1, fig., p. 195) et le mont Lassen (3 153 mètres) ; au sud du Mexique, on trouve le Popo (Popocatepetl, 5 334 mètres), la Femme Blanche (Ixtaccihuatl, 5 150 mètres) et l’Étoile (Orizaba, 5 573 mètres).
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Parc de Yellowstone. — Les montagnes Rocheuses abritaient également des volcans, et l’une des régions volcaniques les plus pittoresques et importantes est le parc national de Yellowstone, avec ses nombreuses sources thermales (voir partie I, p. 230-231). Ici, au Pliocène, les volcans, lors de leurs éruptions périodiques de cendres, ont enseveli forêt après forêt. Nombre d’arbres, désormais transformés en pierre mais toujours dressés, sont visibles en strates superposées, érodées à même les flancs rocheux des collines (fig. ci-dessus).
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Déserts du Grand Bassin et plateau du Columbia. — À la fin du Pliocène, ou au début du Pléistocène, la Sierra Nevada, à l’est, fut soumise à une faille et s’éleva verticalement de 1 500 à 2 100 mètres. À 725 kilomètres à l’est, les monts Wasatch, à l’ouest, furent également soumis à une faille et s’élevèrent massivement à des altitudes encore plus importantes. Entre ces deux massifs s’étend le Grand Bassin, qui, tout au long du Pléistocène, comme aujourd’hui, constitue la région du Grand Désert Américain. Au nord de ce bassin, dans l’est de l’État de Washington, la majeure partie de l’Oregon et l’ouest de l’Idaho, se trouve le haut plateau du Columbia, traversé par les fleuves Snake et Columbia, longs et encaissés. Ce plateau couvre une superficie de plus de 650 000 kilomètres carrés, soit cinq fois la superficie de l’État de New York. La plus grande partie est une plaine de lave, car au cours du Pliocène, de profondes fissures se sont ouvertes ici et de celles-ci ont jailli à maintes reprises de la roche en fusion qui a finalement atteint une profondeur maximale de 5000 pieds (Fig., p. 546).
Plateau du Colorado et Grand Canyon. — Entre les monts Wasatch et les contreforts des Rocheuses s’étend le plateau du Colorado, situé en haute altitude. Ce plateau a atteint son altitude actuelle à la fin du Pliocène, période à laquelle se sont formées les vallées fluviales les plus pittoresques : les canyons des anciens fleuves Green et Colorado et de leurs affluents. Les gorges du Grand Canyon du Colorado atteignent par endroits plus d’un kilomètre et demi de profondeur, et ses parois de strates horizontales offrent la plus belle vue au monde de la succession des fonds marins paléozoïques, qui reposent eux-mêmes sur les roches les plus anciennes de la Terre (voir frontispice).
Conclusions. — Il ressort de tout cela que les grands paysages des hautes terres actuelles sont jeunes, et qu’en réalité, la majeure partie s’est formée depuis le Pliocène. Les vallées des plateaux de part et d’autre des montagnes sont également jeunes, mais les plaines inclinées qui surplombent les vallées encaissées sont plus anciennes, et les immenses plaines intérieures le sont encore bien davantage. Ces vastes plaines nous révèlent une topographie qui n’était pas sans rappeler celle du Mésozoïque. Nous verrons dans d’autres chapitres de cet ouvrage à quel point la vie y est différente aujourd’hui, et quelles majestueuses dynasties animales et végétales y ont prospéré.
¶ Création de montagnes dans les pays étrangers
En Amérique du Sud, vers la fin du Crétacé, les Andes s’étaient soulevées, plissées et poussées vers l’est sur toute la longueur du continent (7 240 km). Pendant la majeure partie du Cénozoïque, une vaste pénéplaine s’est formée dans les Andes centrales. D’après l’évolution topographique actuelle [ p. 609 ] des Andes, Bowman a conclu que le soulèvement vertical avait débuté à la fin du Cénozoïque, élevant cette pénéplaine de 915 à 2 134 mètres. Celle-ci a ensuite été érodée pour former des pentes matures, puis de nouveau soulevée au Pliocène et au début du Pléistocène. Aujourd’hui, la surface d’érosion profondément disséquée de l’ancienne pénéplaine se situe à une altitude moyenne de 3 658 mètres, bien que localement elle varie entre 1 829 et 4 572 mètres. Cette plaine correspond aujourd’hui à l’Altaplanici, les hauts plateaux de Bolma. À l’ouest, elle reposent d’immenses coulées de lave et de hauts cônes volcaniques, dont certains atteignent une hauteur de 21 000 pieds au-dessus de la mer.
Suite aux travaux de Bowman, Singewald et Miller (1915) ont collecté à Potosí, sur les monts Altaplanici, des plantes fossiles terrestres. Ces dernières indiquent que les dépôts datent du Pliocène supérieur, et Berry affirme que les plantes ne pouvaient pas avoir poussé à une altitude supérieure à 1 200 à 1 800 mètres. Ces éléments permettent de conclure que les Andes s’élevaient au Pléistocène à une altitude comprise entre 1 980 et 2 590 mètres au moins. Cette élévation s’accompagnait d’une importante activité volcanique dans les chaînes occidentales. La majeure partie de la minéralisation date également de cette période (Berry et Singewald, 1921).
L’est du Groenland et la région s’étendant vers l’est, en passant par le Spitzberg, la Norvège, la Suède et la Finlande (Fennoscandie), ont subi d’importants mouvements de failles et déformations, vraisemblablement à la fin [ p. 610 ] du Miocène. Ces mouvements ont engendré non seulement de vastes rifts ou grabens, mais aussi de larges zones d’affaissement, avec une orientation générale vers le nord-ouest et le sud-est. C’est à cette époque que la formation d’Éris s’est rompue, séparant Laurentis de Baltis (Fig., p. 609). Avant le Miocène moyen, cette région constituait un pont permettant la migration des mammifères d’Europe et d’Amérique du Nord. Périodiquement, mais plus particulièrement à la fin de l’Éocène et à l’Oligocène, des coulées de lave (basaltes de Thulé) ont largement recouvert ces terres à travers des fissures, ainsi que l’est et l’ouest du Groenland central, l’Islande, les îles Féroé, Orcades, Shetland et Hébrides, l’ouest de l’Écosse, l’Angleterre et l’Irlande du Nord (Chaussée des Géants), sans oublier les îles Jan Mayen et François-Joseph. L’affaissement de la croûte terrestre à l’endroit où se trouve aujourd’hui la mer de Norvège a permis l’expansion triomphale de l’Atlantique dans l’océan Arctique.
À la page 547, il était indiqué, au sujet du Gondwana, que l’Afrique s’était séparée de l’Amérique du Sud au Crétacé inférieur (fig., p. 555). Or, nous apprenons maintenant qu’à l’Éocène, le reste de ce pont atlantique équatorial a sombré, puisque des dépôts de l’Éocène supérieur sont généralement présents le long de la frontière occidentale de l’Afrique. Les vestiges crétacés de Lémurie ont également presque entièrement sombré sous l’océan Indien au cours du Cénozoïque.
En Europe, les majestueuses Alpes témoignent silencieusement des grands bouleversements de la croûte terrestre au cours du Cénozoïque, leur soulèvement culminant ayant eu lieu à la fin du Miocène. Ce mouvement a débuté à l’ouest à la fin de l’Éocène, avec la formation des Pyrénées espagnoles, des monts Rif marocains et des Apennins du nord de l’Italie. L’ensemble du système alpin d’Europe occidentale a commencé à s’élever au début du Miocène, et cette déformation a été la plus active à la fin de cette même époque, s’achevant au début du Pliocène inférieur lorsque ces montagnes atteignirent leur altitude maximale. Les calcaires nummulitiques éocènes des Alpes se trouvent encore à plus de 3 000 mètres d’altitude, et ceux des Pyrénées à plus de 3 350 mètres. Le mouvement était à la fois vertical et de chevauchement, provenant du sud et du sud-est, de la partie méridionale de la Téthys. Il a soulevé et plissé les strates cénozoïques et plus anciennes des régions septentrionales de cette Méditerranée, formant des plis renversés, couchés et quasi horizontaux, et repoussant les Alpes méridionales ou lépontines d’environ 95 kilomètres vers le nord, dans la région helvétique. L’érosion a depuis lors sculpté ces nappes de charriage, ne laissant que des vestiges [ p. 611 ] reposant sur des fondations appartenant à une partie plus septentrionale de l’ancienne mer. Le plus remarquable de ces vestiges de masses de charriage est le Cervin, une montagne imposante sans racines, un étranger dans un environnement géologique différent. Ce chevauchement s’est fait sentir comme une déformation jusqu’à Londres, au nord-ouest, car les bassins de Londres et de Paris datent de cette époque. Les contreforts du Caucase, en Europe orientale, entre la Crimée et la mer Caspienne, sont également d’origine pliocène ancienne, car leurs strates miocènes se trouvent maintenant à 6500 pieds au-dessus de la mer (voir Fig., p. 609).
Wadia states that the Himalayas of India, as early as the Middle Cretaceous (Cenomanian), began blotting out in Asia much of the former extent of Tethys. In middle Upper Cretaceous time there was much volcanic actmty in these mountains. At the close of the Eocene, however, all of the Tethyian area of the Himalayas and Burma began to fold, giving rise to mountains of considerable altitude in many regions, and yet not e.xtensive enough to blot out the sea. During the Oligocene, Tethys, even though shallow, still preserved its continuity, accumulating thick, uniform marine deposits of gray to greenish shales and calcareous sandstones (Flysch of Swiss geologists). Toward the close of the Middle Miocene, the second and more marked phase of folding began, changing Tethys into a series of disconnected but subsiding basins, accumulating the continental deposits known as the Siwalik clays, sandstones, and conglomerates. Finally, in the Pliocene, came the third and greatest upheaval, when the Himalayas, the loftiest mountains of the earth, had peaks nearty as high as Mt. Everest of the present, which stands 29,000 feet above the sea. The nummulitic limestones of Eocene age are even now as high as 19,000 feet above sea-level, and once extended higher over the mountain axes. This uplift affected the land to the north for 1400 miles into Tibet and Mongolia, and the thrust pushed the older rocks over the newer ones in a north to south direction. (See Fig., p. 609.)
Summary. — In North America the deformation of the Laramide Kevolution was followed by a long, almost quiescent time up to the close of the Oligocene. Then unrest made its appearance in the western area of TethyS, and throughout the later half of Miocene and Pliocene time mountain making was going on in most parts of the world, in many areas on a stupendous scale. North and South America with their longitudinal chains of mountains did not change much in outline during the Cenozoic, but Europe, Asia, the Antilles, and Central America, with their latitudinal foldings, underwent marked alteration, and it was in fact in the Pliocene that these continents took on their modern expression. Finally in the Pleistocene the greater part of the Pacific Ocean was margined by majestic volcanoes. « A great line of fire, starting with the early homes of culture in the Mediterranean, belts the earth, and branching grandly in the East and West Indies, cordons the [ p. 612 ] Pacific like the line of signal fires that flashed the tidings of the fall of Troy across the Aegean to Agamemnon in Mycenae » (B. K. Emerson).
La révolution cascadienne de l’ouest de l’Amérique du Nord a été un processus de longue durée, débutant au Miocène moyen et se poursuivant jusqu’à nos jours. Elle est marquée par une activité intermittente, des pulsations de soulèvements verticaux, des plissements, des chevauchements et une activité ignée, engendrant de nouveaux systèmes de montagnes, un relief croissant et un continent plus élevé. Elle nous apparaît aujourd’hui interrompue et achevée, car nous l’observons de près. Cependant, dans son ensemble, elle constitue l’une des plus grandes révolutions de la Terre, et rien ne prouve qu’elle soit terminée. LeConte affirmait déjà que la révolution cascadienne est si récente que sa trace n’est pas perdue, et son étude nous permet de mieux comprendre les changements induits par les révolutions antérieures. Dans le futur géologique, elle trouvera sa place dans les archives terrestres grâce aux traces de ses importants plissements, de son métamorphisme et de l’érosion considérable des couches plus anciennes – une transformation comparable à celle de la révolution appalachienne qui a clôturé le Paléozoïque.
La dernière révolution de l’ère cénozoïque fut une période critique dans l’histoire de la Terre. Culminant avec le climat glaciaire du Pléistocène, elle rendit les conditions d’autant plus périlleuses pour les organismes peuplant les régions polaires et tempérées. Les régions plus chaudes du globe servirent de refuge aux terres septentrionales, mais l’homme, probablement apparu en Asie avant même le Pléistocène, évolua durant la période glaciaire, passant d’un état primitif à un état civilisé sous l’influence de climats plus frais, voire froids. Nous vivons aujourd’hui à une époque de reliefs accidentés, de disparition des anciennes pénéplaines, de climats polaires froids et de fortes variations de température.
¶ Produits économiques
Pétrole. — Dans la plaine côtière du golfe du Mexique, en Louisiane, en Arkansas, au Texas et dans l’est du Mexique, d’énormes quantités de pétrole ont été et sont encore extraites. La majeure partie provient des formations horizontales marines du Cénozoïque, bien qu’une partie provienne de strates crétacées intactes. La Californie est une autre région qui produit du pétrole en quantités considérables à partir des formations crétacées et cénozoïques, qui sont plus ou moins fortement plissées. Le plus extraordinaire de tous les gisements de pétrole cénozoïques est cependant celui de Bakou, en Russie, situé sur la rive occidentale de la mer Caspienne.
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La formation de Green River, dans le bassin d’Uinta (Utah), datant de l’Éocène, comprend au moins quatre-vingts couches de schiste bitumineux dont la teneur en pétrole varie de quelques gallons à au moins 55 gallons par tonne, la moyenne étant d’environ 12 gallons. On estime que cette formation renferme au moins 42 milliards de barils de pétrole et 500 millions de tonnes de sulfate d’ammonium (D. E. Winchester).
¶ Lecture collatérale
I. Bowman, Les Andes du sud du Pérou. New York (Henry Holt), 1916.
CC O’Harra, Les Badlands de White River. École des Mines du Dakota du Sud, Bulletin 13, 1920.
J. C. Van Dyke, Le Désert. New York (Scribner), 1901.
R. S. Yard, Le livre des parcs nationaux. New York (Scribner), 1919
Guidebooks of the Western United States. United States Geological Survey, Bulletins 611-614:, 1915.
| XL. Les oiseaux à dents du Moyen Âge | Page de titre | XLII. L'évolution des mammifères et l'émergence de la mentalité au Cénozoïque |