[ p. 648 ]
Le Pléistocène, dernière division de l’ère Cénozoïque et donc de la chronologie géologique, bien que bref comparé aux divisions précédentes, fut une période cruciale de l’histoire de la Terre. Ce fut l’époque de la Grande Glaciation, et les vestiges des régions où les champs de glace prévalaient consistent principalement en une série variée et souvent hétérogène de dépôts continentaux. Ces dépôts étaient appelés diluvium ou matériaux de déluge par les philosophes antiques, et till ou dépôts sédimentaires par les géologues modernes. Les couches minces de ces anciens dépôts glaciaires sont connues sous le nom de tillites, tandis que les argiles rubanées d’origine glaciaire ont été récemment nommées pellodites. En dehors des zones de glaciation, les strates ressemblent généralement aux autres formations continentales déposées sous des climats plus humides et plus chauds. Les vestiges marins affleurants sont presque partout très rares, et les mollusques sont presque tous (au moins 90 %) ou tous encore kvingiens. La vie terrestre était également dominée par des formes vivantes, bien que le pourcentage d’espèces disparues y fût plus élevé que dans les océans. C’est pourquoi Lyell proposa le terme Pléistocène, afin de souligner que la vie à cette époque ressemblait beaucoup à celle d’aujourd’hui. En Europe, cette période est généralement appelée Quaternaire.
Climat froid du Pléistocène. — La caractéristique physique marquante du Pléistocène fut son importante glaciation ; il semble en effet qu’il y ait eu une succession de glaciations, car des calottes glaciaires recouvrant environ 8 000 000 de kilomètres carrés de la surface terrestre ont existé à différentes périodes de cette époque, dans les régions tempérées et froides des deux hémisphères (Fig., p. 649). Ce phénomène est d’autant plus remarquable que ces calottes glaciaires se situaient principalement en plaine et que le climat y avait été doux pendant une très longue période. Toute l’eau de ces calottes glaciaires provenait des océans et s’était précipitée sous forme de neige sur les continents. La baisse de température fut telle que la limite des neiges éternelles (voir partie I, p. 120) s’abaissa d’environ 1 200 mètres (4 000 pieds) par [ p. 647 ] rapport à sa limite actuelle (fig., p. 653), et le littoral des régions tropicales et tempérées chaudes, du fait du prélèvement d’eau de mer, s’affaissa probablement d’au moins 60 mètres (200 pieds) et d’au plus 128 mètres (420 pieds). Enfin, l’accumulation de glace sur les terres émergées provoqua un affaissement de la croûte terrestre dans les zones de calotte glaciaire, tandis que les régions immédiatement extérieures à ces dernières furent apparemment légèrement soulevées en compensation par le déplacement des matériaux profonds issus de l’affaissement des champs glaciaires. La surface des terres englacées était donc plus ou moins instable, se déformant verticalement de plusieurs centaines de mètres (100 pieds) au gré des changements survenus dans les calottes glaciaires durant le Pléistocène. De plus, d’importants mouvements de la croûte terrestre, sans lien avec la glaciation, se sont produits durant le Pliocène et se sont poursuivis par intermittence au Pléistocène. Du fait de cette combinaison de plusieurs facteurs, les cours d’eau et les rivages présentent généralement aujourd’hui les marques d’une extrême jeunesse : gorges abruptes, chenaux submergés, plages barrières et laisses de mer surélevées.
Conditions de vie critiques durant le Pléistocène. — L’apparition d’immenses calottes glaciaires sur les terres émergées et la baisse de température qui en a résulté ont entraîné la submersion de vastes zones où la vie était impossible, ou du moins très limitée. Le Pléistocène fut donc une période critique dans l’histoire de la Terre, notamment pour la faune et la flore des régions glaciaires et des eaux peu profondes des océans boréaux et austraux. Les eaux froides, en se déversant dans les océans, ont plongé dans les profondeurs, et les conditions y sont devenues également critiques pour la vie, déjà rare. En revanche, dans les eaux peu profondes des régions chaudes des océans, l’environnement est resté quasiment inchangé, et l’on n’y observe par conséquent que les modifications fauniques habituelles liées à l’évolution.
Période récente. — Le Pléistocène a été suivi par la période récente, ou période actuelle, mais sa durée exacte reste inconnue. De manière générale, les estimations varient entre 20 000 et 50 000 ans, l’estimation la plus basse étant probablement la plus proche de la réalité. À partir d’une étude des argiles glaciaires de Suède, qui, là-bas comme ailleurs, se présentent sous forme de couches (une couche hivernale plus claire alternant avec une couche estivale plus sombre et plus épaisse), De Geer conclut que cette région est devenue habitable il y a 17 000 ans. La fonte des glaciers a commencé plus tôt en Allemagne, d’où les estimations plus élevées mentionnées précédemment. L’homme dominant le monde organique depuis le début de la période récente, celle-ci est également appelée ère psychozoïque, un nom donné par LeConte. Nous vivons les prémices d’une nouvelle ère, l’ère psychozoïque, mais combien de temps durera-t-elle avant l’apparition d’une nouvelle période critique ? Nul ne le sait.
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¶ Répartition générale des glaciations
Dans l’étude de la glaciation du Pléistocène, il convient de rappeler que la glace ne s’est retirée que partiellement. Le Groenland et l’Antarctique sont encore recouverts de calottes glaciaires continentales, contrairement à leur état antérieur. C’est l’étendue de la glaciation au-delà des zones actuelles qu’il faut prendre en compte pour comprendre la vaste répartition des champs de glace du Pléistocène.
Plus de la moitié de la superficie glaciaire du Pléistocène se trouvait en Amérique du Nord, et plus de la moitié du reste en Europe. La glaciation était donc remarquablement localisée, bien que ses effets aient été mondiaux (Fig., p. 649).
Amérique du Nord. — En Amérique du Nord, c’est principalement la moitié nord-est, et les plaines plutôt que les régions montagneuses, qui étaient profondément enfouies sous les glaciers continentaux (Partie I, p. 124). L’Alaska était en grande partie libre de glace, et il semble qu’il en ait été de même pour l’archipel arctique. Il existait trois grands centres d’accumulation et de fonte des glaces en Amérique du Nord, couvrant une superficie totale d’environ 4 000 000 de milles carrés (Fig., p. 651). La calotte glaciaire de Keewatin était la plus étendue, recouvrant la grande plaine centrale du continent au sud jusqu’au Missouri et à l’ouest jusqu’aux hautes plaines, à une distance de 800 à 1 000 milles des montagnes Rocheuses. La calotte glaciaire du Labrador était à peine plus petite et s’étendait du nord du Labrador vers le sud-ouest sur 1 600 milles jusqu’à la rivière Ohio. Le principal flux de glace se dirigeait vers le sud, en direction de la région de fonte, caractérisée par un réchauffement plus important. Terre-Neuve et la Nouvelle-Écosse semblent avoir possédé des calottes glaciaires distinctes, tandis que le Groenland était recouvert de glace plus étenduement qu’aujourd’hui, mais pas complètement au-delà du détroit de Davis, de sorte qu’il ne se connectait pas à la calotte glaciaire du Labrador. La calotte glaciaire de la Cordillère recouvrait toute la région de la Cordillère, de l’Alaska jusqu’à l’Oregon, l’Idaho et le Montana. Plus au sud, on trouvait des glaciers alpins locaux dans les montagnes Rocheuses, la chaîne côtière et la Sierra Nevada en Californie (Fig., p. 651).
Certains spécialistes des dépôts glaciaires nord-américains soutiennent que la calotte glaciaire de la Cordillère a atteint son extension maximale avant celle de Keewatin, et cette dernière avant celle du Labrador ; autrement dit, l’accumulation maximale de glace s’est déplacée progressivement vers l’est au cours du Pléistocène. En Europe, ce déplacement s’est fait vers l’ouest. De part et d’autre de l’Atlantique Nord, l’accumulation de glace s’est donc effectuée en direction de cet océan.
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Autres pays. — Toute l’Europe du Nord, l’Islande et le Spitzberg étaient profondément enfouis sous des calottes glaciaires, et les glaciers des Alpes descendaient bien au-delà de leurs limites actuelles et se rejoignaient sur les plaines environnantes. Dans la région himalayenne et localement en Asie orientale, d’autres montagnes étaient largement glaciées. Dans l’hémisphère Sud, sans doute en raison de l’absence de vastes étendues terrestres aux hautes latitudes, la glaciation était relativement faible, se limitant principalement aux régions andines. On suppose que l’Antarctique était alors aussi profondément recouverte de glace qu’elle l’est aujourd’hui. (Voir Fig., p. 649.)
Épaisseur des calottes glaciaires. — L’épaisseur des calottes glaciaires du Keewatin et du Labrador demeure inconnue. On estime généralement, cependant, qu’elles devaient atteindre plusieurs milliers de pieds d’épaisseur pour leur permettre de s’écouler vers le sud en suivant une pente descendante sur les irrégularités plus importantes. LeConte évalue l’épaisseur à 10 000 pieds au-dessus du Canada et à 6 000 pieds au-dessus de la Nouvelle-Angleterre. Daly (1915) situe l’épaisseur minimale à 1 950 pieds et suggère qu’elle aurait pu être trois fois supérieure. Les géologues s’accordent généralement à dire que l’épaisseur au centre de dispersion des glaces ne pouvait être inférieure à 4 000 pieds et qu’elle a pu dépasser cette valeur moyenne.
¶ AllernatiTig Étapes froides et chaudes
Il est bien connu que dans la plupart des zones de glaciation passée, on trouve, entre les dépôts glaciaires, des couches de tourbe et d’argile renfermant des feuilles et du bois fossilisés, ainsi que des sables contenant des ossements de nombreuses espèces de grands mammifères. Ces fossiles révèlent une alternance de groupes de plantes et d’animaux vivant sous différents climats : un groupe est d’origine septentrionale et lié à des habitats froids, tandis que le suivant provient du sud et de climats tempérés. Parmi les assemblages des climats froids, on trouve notamment des rennes, des caribous, des bœufs musqués, des orignaux, des mammouths laineux (Fig. C, p. 643) et des morses, tandis que ceux des climats chauds comprennent des houx, des tigres à dents de sabre, des pécaris, des tapirs, des chameaux, des lamas, de nombreuses espèces de chevaux, des hippopotames, des paresseux géants (Fig., p. 665), des éléphants de Colombie et des éléphants impériaux (Fig. B, D, p. 643) et des lamantins. C’est la succession de ces fossiles dans les strates du Pléistocène qui a permis de discerner l’alternance de climats chauds et froids. Ces changements marqués ont entraîné de très vastes migrations de mammifères d’une partie du continent [ p. 653 ] à l’autre, au gré des variations de température et d’humidité. Durant les périodes interglaciaires chaudes, les espèces méridionales se sont répandues loin vers le nord, comme lorsque le mastodonte a colonisé l’Alaska (Fig. A, p. 643) et que la rhytine s’est étendue vers le nord jusqu’au New Jersey. Le refroidissement croissant et l’avancée des glaciations ont provoqué une migration inverse, repoussant les espèces septentrionales, voire arctiques, loin vers le sud. Le bœuf musqué s’est alors répandu dans l’Utah et aussi loin au sud que l’Oklahoma, l’Arkansas, le Missouri, l’Ohio et la Pennsylvanie ; le mammouth nordique (Fig. C, p. 643) vivait au sud des rivières Ohio et Potomac, et le morse avait ses terres le long des côtes du New Jersey.
Il est donc généralement admis que, durant le Pléistocène, la température a alterné à plusieurs reprises entre des périodes froides et des périodes plus chaudes. Lors des périodes froides, l’étendue et l’épaisseur des calottes glaciaires continentales ont augmenté, tandis que lors des périodes interglaciaires plus chaudes, la glace a fondu plus ou moins rapidement. Cependant, le nombre de ces alternances ne fait pas encore l’unanimité parmi les géologues, en raison des grandes difficultés à corréler les différentes zones de dépôts glaciaires, toutes très similaires. Certains géologues reconnaissent trois périodes glaciaires, d’autres jusqu’à six, avec deux à cinq périodes interglaciaires plus chaudes (voir figure ci-dessus). Le nombre le plus faible d’alternances semble le plus probable.
Il est aujourd’hui largement admis que la durée des périodes interglaciaires était très variable et qu’elles étaient non seulement plus chaudes qu’actuellement, mais aussi plus longues, parfois bien plus longues, que les périodes glaciaires. En Europe, l’une de ces périodes interglaciaires fut si chaude que le hon et l’hippopotame coexistaient avec Tna.Ti en Angleterre. En Amérique du Nord, le pawpaw s’étendait au moins jusqu’à Toronto, alors qu’aujourd’hui, on ne le trouve guère au nord de la rivière Ohio.
Chamberlin et Salisbury divisent le temps du Pléistocène comme indiqué dans la première colonne du tableau suivant, et les affirmations concernant les mammifères dans la deuxième colonne sont d’après O. P. Hay. Les estimations de temps dans les troisième et quatrième colonnes sont de T. C. Chamberlin (1919).
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| Après Chamberlin et Salisbury | Après O. P. Hay | Durée maximale | Durée minimale |
|---|---|---|---|
| Période post-glaciaire ou actuelle | Disparition des calottes glaciaires. Invasion marine du lac Champlain. Baisse du niveau des Grands Lacs. Amélioration progressive du climat. Extinction progressive des éléphants, mastodontes, mégalonyx, bœufs musqués, etc. | 25 000 | 20 000 |
| Dimensions du Pléistocène en Amérique du Nord | |||
| Cinquième stade glaciaire ou stade du Wisconsin Stade vermiforme en Europe |
Propagation des calottes glaciaires et des dépôts glaciaires. Migration de la faune et de la flore vers le sud. | 40 000 65 000 | 30 000 60 000 |
| Quatrième interglaciaire ou Peorien | Données peu précises. Formation de tourbières et de sols. Large répartition du lœss. | 135 000 | 90 000 |
| Quatrième phase glaciaire ou phase iowane | Propagation des calottes glaciaires et des dépôts glaciaires. Données peu précises. | 180 000 | 105 000 |
| Troisième interglaciaire ou période Sangamon | Accumulation de tourbes, de sols et de lœss. Présence probable de chevaux, d’éléphants, de mastodontes, de bisons, de pécaris et de tapirs. | 260 000 | 155 000 |
| Troisième phase glaciaire ou Illinoisienne Phase de riss en Europe |
Propagation des calottes glaciaires et des dépôts glaciaires. Dépôt de lœss. Apparemment, 60 % de la faune terrestre actuelle vivait alors. Mastodontes, mammouths, chevaux, tapirs, bisons, cerfs et tigres à dents de sabre. | 340 000 | 190 000 |
| Deuxième interglaciaire ou période de Yarmouth | Formation de tourbes, de sols et de loess bleuâtre. Faune similaire à celle de l’interglaciaire illinoien. | 500 000 | 275 000 |
| Deuxième phase glaciaire ou phase kansan Phase Mindel en Europe |
Propagation des calottes glaciaires et des dépôts glaciaires. Extinction de certains chameaux et chevaux, de Megatherium, de Glyptodon et d’Elephas imperator. | 660 000 | 330 000 |
| Première période interglaciaire ou Aftonien | Grande abondance de mylodons, mégathères, mégalonyx, mastodontes, éléphants (3 espèces), chevaux (6 espèces), chameaux (4 espèces), tigres à dents de sabre, ours, etc. Faune tempérée chaude. | 900 000 | 450 000 |
| Première période glaciaire ou période nébraskienne. Alachua, Dunnelion, Bone Valley | Extension des calottes glaciaires et des dépôts glaciaires. Comprend les dépôts prékansiens, nébraskiens et albertains. Une riche faune de mammifères du Pliocène. | 1 200 000 | 540 000 |
| Pliocène (Blanc) | |||
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¶ Effets du climat glaciaire
Historique. — Pendant la majeure partie du siècle dernier, les géologues, s’en tenant strictement aux implications supposées de la théorie laplaéenne de l’origine de la Terre, croyaient que celle-ci s’était progressivement refroidie et que le froid était apparu pour la première fois au Pléistocène. Aussi, lorsque les premières annonces concernant l’existence d’un climat froid au Permien furent faites, il y a près de cinquante ans (voir p. 428), la plupart de nos collègues de l’époque ne purent accepter ce qui constitue aujourd’hui une évidence incontestable. Les controverses* sur l’origine des dépôts glaciaires du Pléistocène ont non seulement permis d’accepter l’explication des dépôts glaciaires (drifts et tills) comme résultant de l’action des glaces, mais ont également ouvert la voie à la mise en évidence d’autres climats géologiques, plus anciens. Nous savons maintenant que de tels climats se sont produits bien plus tôt dans l’histoire de la Terre : l’un vers la fin du Paléozoïque, au Permien, et deux plus anciens encore, au Protérozoïque (pp. 171 et 174). Il existe des preuves d’autres périodes froides, et il est probable que nous apprendrons que la Terre a subi plus de quatre climats glaciaires (voir Fig., p. 445).
Modifications du drainage dues aux calottes glaciaires. — L’œuvre géologique des glaciers en général est décrite aux pages 138 à 144 de la première partie. L’érosion par les calottes glaciaires continentales était inégale et le dépôt des matériaux de dérive était particulièrement irrégulier. Il en résulte que le réseau hydrographique des terres a été perturbé et considérablement modifié. Localement, les vallées fluviales étaient comblées par la dérive jusqu’à des profondeurs de 120 mètres, ou partiellement recouvertes par la glace, forçant le drainage à contourner son front, comme ce fut le cas dans le cours moyen de la rivière Ohio. De fait, le drainage des zones glaciaires a été, dans certaines régions, profondément bouleversé. Chamberlin et Salisbury affirment que peu de cours d’eau importants, dans les zones recouvertes de glace, n’avaient pas été déviés de leur ancien lit, sur des distances plus ou moins importantes, par la glace ou la dérive. L’Ohio et le Missouri — les principaux cours d’eau des États-Unis situés en bordure de la zone glaciaire — se sont formés à partir de systèmes antérieurs, et nombre de leurs affluents à l’intérieur de la zone glaciaire ont subi des changements marqués.
Origine des Grands Lacs. — Toutes les calottes glaciaires creusent des lobes le long des vallées préexistantes, et celles de la Grande Glaciaire, en particulier durant la phase Wisconsin, n’ont pas fait exception à cette règle. Ainsi, la calotte glaciaire de Keewatin, lorsqu’elle fondit et se retira sur la région des Grands Lacs, présenta des lobes qui s’étendaient le long des anciennes vallées [ p. 656 ] (voir Fig., p. 135 de la Partie I), les creusant plus profondément et laissant derrière elles, à mesure qu’elles se retiraient, de petits lacs qui prirent des proportions toujours plus importantes et dont le contour était variable. Les premiers à apparaître furent le lac Chicago, à l’origine du lac Michigan ; le lac Saginaw, qui faisait partie du futur lac Huron ; et le lac Whittlesey, dont l’étendue était considérablement plus grande que celle de son descendant, le lac Érié. À cette époque, certaines des petites rivières actuelles étaient importantes, comme la Sainte-Croix, la Wisconsin, la Rock et l’Illmois, qui drainaient les vastes eaux de fonte de la calotte glaciaire de Keewatin vers le fleuve Mississippi. Dans le centre de l’État de New York, les « lacs des doigts » étaient considérablement plus vastes qu’aujourd’hui et leurs eaux se déversaient longtemps dans la rivière Susquehanna, puis plus tard dans les rivières Mohawk et Hudson. Enfin, lorsque les glaces se retirèrent profondément au Canada, tous les Grands Lacs étaient reliés entre eux, bien plus largement qu’aujourd’hui, et leurs eaux s’écoulaient vers l’est par les vallées de l’Outaouais et du Saint-Laurent. C’est ce drainage vers l’est qui a donné naissance aux chutes du Niagara, qui commençaient autrefois à Lewiston, dans l’État de New York. On estime que la formation des gorges par la rivière Niagara, de Lewiston jusqu’aux chutes actuelles, a pris environ 10 000 ans (voir fig., p. 268).
Lac Agassiz. — Le retrait des glaces du Minnesota, des Dakotas et du Manitoba a laissé place à un bassin peu profond où s’est formé un autre grand lac. Le lac Agassiz, comme on l’appelle, était autrefois cinq fois plus grand que le lac Supérieur. Lorsque la calotte glaciaire qui obstruait sa rive nord a finalement fondu, ses eaux se sont vidées, ne laissant subsister que des lacs beaucoup plus petits, tel que le lac Winnipeg, dans les parties les plus profondes de son bassin. Son existence a été attestée par les nombreuses terrasses surélevées et les plages de sable formées par ses vagues, ainsi que par le large fond plat et lisse de limons fins déposés dans le lac. Cette plaine alluviale est aujourd’hui l’une des régions céréalières les plus riches du monde. Pour d’autres grands lacs du Pléistocène, tels que les lacs Lahontan au Nevada et Bonneville en Utah, voir les pages 87 et 88 de la première partie.
Invasion marine du Saint-Laurent. — Lorsque les calottes glaciaires se retirèrent finalement au Canada, recouvrant la vallée du Saint-Laurent et le lac Ontario, l’océan Atlantique trouva les terres glaciaires enfoncées. La fonte des glaciers entraîna une montée des eaux qui remplit la dépression d’au moins 210 mètres de profondeur. Cette période fut donc marquée par l’existence de mers intérieures ou épicontinentales. Il est certain que la baie d’Hudson apparut également au Pléistocène, puisque dans sa partie occidentale, des strates marines atteignent une épaisseur de 183 mètres (Tyrrell). En d’autres termes, une grande partie de l’est de l’Amérique du Nord s’enfonça sous le poids considérable de la calotte [ p. 657 ] glaciaire. À la disparition de cette dernière, la montée des eaux de l’Atlantique inonda profondément la baie d’Hudson, les vallées du Saint-Laurent et de l’Outaouais, les lacs Ontario et Champlain, ainsi que la région située au sud-est du lac George. On trouve des coquillages et des ossements de baleines et de phoques autour du lac Champlain, jusqu’à 134 mètres d’altitude au-dessus du niveau actuel de l’eau, à 158 mètres près de Montréal et à 146 mètres près d’Ottawa. Dans la vallée du Saint-Laurent, on connaît des fossiles marins jusqu’à Brockville, en Ontario (voir R. I., p. 80, sous « lacs reliques »).
Oscillations de la ligne de rivage. — On ne sait pas, au cours du Pléistocène antérieur à l’invasion marine du Saint-Laurent, que les océans Atlantique ou Pacifique aient envahi le continent de manière significative. Autrement dit, l’Amérique du Nord se situait alors plus haut au-dessus de la ligne de rivage qu’à aucun autre moment du Cénozoïque.
On sait désormais que la ligne de rivage n’était pas constante durant le Pléistocène, mais qu’elle a oscillé de quelques centaines de mètres. Cette oscillation du niveau de la mer était due à la soutirage d’eau des océans sous forme de vapeur et à son accumulation sur les continents sous forme de neige et de glace. Drygalski, en 1887, et plus récemment le professeur Daly notamment, ont souligné que lorsque la grande calotte glaciaire recouvrait les terres émergées, le niveau océanique entre 30° N et 30° S devait être abaissé d’au maximum 128 mètres (420 pieds) dans la région de l’équateur, l’ampleur de cette baisse dépendant de l’étendue de la calotte glaciaire continentale. Durant les périodes chaudes du Pléistocène, la glace des terres émergées a fondu presque entièrement et l’eau est retournée aux océans, entraînant ainsi la remontée de la ligne de rivage. Lorsque la glace commença à s’accumuler sur les terres, le niveau des océans baissa et les continents s’agrandirent. À cette époque, l’abaissement du rivage commença à creuser des plateaux continentaux ou terrasses marines plus ou moins larges, et lorsque les eaux revinrent, c’est sur ces plateaux inondés que les coraux récifaux commencèrent à former les épais calcaires coralliens.
La banquise a également modifié les niveaux relatifs des terres et des océans. Lorsque les calottes glaciaires ont recouvert les terres, ce poids considérable a fini par les affaisser de plusieurs centaines de mètres. On constate clairement que lorsque les Grands Lacs du Saint-Laurent, Champlain et Ontario sont devenus des mers intérieures, la région environnante s’est affaissée d’au moins 180 mètres. Enfin, longtemps après la fonte des glaces, les terres affaissées ont commencé à se soulever très lentement, sans toutefois retrouver partout leur niveau initial. Les terres ont ainsi été plus ou moins déformées, et c’est cette déformation qui a donné naissance aux Grands Lacs actuels.
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Changements majeurs en Europe. – Au cours du Pléistocène, la Grande-Bretagne était encore reliée au nord de la France (entre Calais et Boulogne). Puis, les vallées extérieures de la Seine et de la Somme, érodées, furent inondées par la Manche. La séparation de la Grande-Bretagne du continent pourrait avoir eu lieu il y a seulement 5 000 ans, et une élévation de 37 mètres (120 pieds) correspondrait à la submersion de la mer du Nord. En revanche, la Tamise et le Rhin pléistocène coulaient beaucoup plus au nord, et leurs anciennes plaines et vallées extérieures sont aujourd’hui occupées par la mer du Nord. Cet affaissement est apparu il y a environ 17 000 ans.
La mer Baltique, peu profonde, date également du Pléistocène supérieur. Lorsque la glace a quitté le nord de l’Allemagne, la région de la Baltique était encore en dépression et la mer du Nord s’étendait sur le sud de la Suède, reliant les eaux froides de la Baltique à l’océan Arctique par la mer Blanche. Dans ces eaux, un bivalve particulier (Yoldia artica) était commun, et c’est de là que la mer a été nommée mer de Yoldia. Sur les terres poussaient la flore du Dryas. À mesure que la glace fondait plus au nord, le Danemark s’est uni à la Suède, le nord-ouest de la [ p. 659 ] Finlande est devenu terre émergée, et la dépression de la Baltique s’est transformée, pendant un temps, en un lac d’eau douce intérieur appelé lac Ancylus, d’après la coquille de l’escargot Ancylus fluiiatllis. Ce lac n’a pas duré longtemps, car la mer du Nord est rapidement passée à nouveau, engloutissant le Danemark sous la mer dite de Littorina, et un léger soulèvement a donné naissance à la géographie actuelle.
En Europe du Sud, un important affaissement de certains bassins s’est produit et la mer Noire est d’origine très récente. La Sicile et Malte étaient reliées à l’Afrique, et la dépression méditerranéenne a formé deux lacs d’eau douce. Plus tard, lorsque le pont sicilio-maltais s’est enfoncé dans les profondeurs de la Méditerranée, vers le Pléistocène moyen, une connexion avec l’Atlantique s’est établie, donnant naissance à l’océan intérieur actuel.
Méthodes d’estimation du temps écoulé depuis le retrait des glaciers. — Les argiles ou pellodites de nombreuses régions du nord de l’Amérique du Nord et d’Europe présentent une stratification régulière, un fait qui attira l’attention d’Edward Hitchcock dès 1841, l’amenant à affirmer que « chaque couche marque probablement le dépôt annuel ». Cette hypothèse resta sans suite jusqu’à ce que De Geer, en Suède, entreprenne de démontrer que cette stratification était due aux variations saisonnières. Chaque année, une bande plus claire et une bande plus foncée se déposent, chaque paire étant appelée varve. La bande la plus épaisse, la plus grossière et la plus claire correspond à la couche de printemps et d’été, tandis que la bande la plus foncée, la plus fine et la plus granuleuse, contenant plus ou moins de matière organique, correspond au dépôt de fin d’été et d’hiver. En comptant ces couches à travers la Suède, De Geer a déterminé que Stockholm était recouverte par la glace du Pléistocène il y a environ 9 000 ans, que la calotte glaciaire a commencé à se retirer du sud de la Suède il y a 12 000 ans et du nord de l’Allemagne il y a 17 000 ans.
Description des terres au sud des calottes glaciaires. — La zone glaciaire présente un relief bien particulier : on y trouve des dépôts glaciaires sous diverses formes, des blocs erratiques de toutes tailles, et un sol strié et érodé. Les sols sont généralement jaunâtres et minces, voire inexistants, et des lacs de tailles variées occupent les dépressions environnantes. Devant les calottes glaciaires s’étendent d’anciens sols profonds, généralement rougeâtres. On n’y trouve ni dépôts glaciaires, ni blocs erratiques, ni sol strié. Les lacs et les étangs y sont relativement peu nombreux et leur présence s’explique par d’autres facteurs. Les cours d’eau coulent toujours dans leur ancien lit, mais à un niveau inférieur.
Les archives stratigraphiques des régions chaudes du Pléistocène sont dispersées, variées et fragmentaires, ce qui rend difficile l’établissement d’une chronologie précise. On observe des dépôts éoliens de sable et de poussière le long des rivières et des rives des lacs, ainsi que des accumulations de poussière (loess) dans diverses zones arides. Ailleurs, on trouve des sédiments fluviaux et lacustres, des dépôts de sources, des mares asphaltées [ p. 660 ] et des remplissages de grottes et de dolines souvent riches en ossements, des tourbes et des marnes de marais et d’étangs, des laves et des cendres dans les régions situées à l’ouest des montagnes Rocheuses, et enfin des accumulations d’eau douce, estuariennes et marines le long des marges du continent. Tous ces dépôts sont généralement minces et localisés.
¶ Causes du climat glaciaire
À ce jour, aucune explication ne fait consensus quant à la raison pour laquelle la Terre subit périodiquement des glaciations, mais il apparaît de plus en plus clairement qu’elles sont dues à une combinaison de facteurs plutôt qu’à une cause unique. Le facteur probablement le plus important est la haute altitude des continents, avec d’importantes chaînes de montagnes récentes (causes hypsométriques) qui modifient la direction et la composition générales des courants aériens (causes atmosphériques) et océaniques.
Hypothèse de la dérive des pôles. — On a souvent suggéré que l’axe de la Terre s’est déplacé et que le pôle Nord, au Pléistocène, se situait à 15° ou 20° au sud de sa position actuelle. Pour expliquer la glaciation équatoriale du Permien, certains auteurs ont déplacé le pôle Nord vers la région du Mexique et le pôle Sud vers l’océan Indien ; or, même si cela était possible, la répartition des calottes glaciaires ne s’est pas concentrée autour de ces pôles imaginaires. La Terre étant fondamentalement aussi rigide que l’acier, les conditions dynamiques au sein d’une telle masse ne permettraient pas de tels changements sans en laisser la trace dans sa structure. Or, aucune trace de ce type n’est discernable. De plus, G.H. Darwin a démontré mathématiquement, il y a longtemps, qu’aucune migration de l’axe de la Terre d’une ampleur suffisante pour avoir une importance géologique ne s’est produite. « Il semblerait », déclare Barrell, « que l’hypothèse d’une dérive polaire comme cause du changement climatique et des migrations organiques soit aussi gratuite que celle d’une orbite terrestre changeante qui défie les lois de la mécanique céleste. »
Effets de l’émergence continentale. — Sur les quatre climats glaciaires connus de l’histoire géologique, au moins trois (Protérozoïque inférieur, Permien et Pléistocène) se sont produits pendant ou immédiatement après des périodes d’intense formation de montagnes, tandis que le quatrième (Protérozoïque supérieur) a apparemment également suivi une période d’élévation. La révolution laramienne à la fin du Mésozoïque, en revanche, ne s’est pas accompagnée d’un climat glaciaire, mais seulement d’un climat plus froid, avec des glaciers alpins au Colorado ; les conditions glaciaires en Australie centrale sont antérieures. La période refroidie du Lias (p. 512) a également suivi une période de formation de montagnes. Nous constatons donc que les climats froids ou refroidis connus se sont produits pendant ou immédiatement après des périodes de formation de montagnes marquées.
Là encore, les trois climats glaciaires marqués du Protérozoïque tardif, du Permien et du Pléistocène, ainsi que les climats refroidis du Lias et du Crétacé, correspondent à des périodes où les continents étaient plus ou moins fortement émergés. Il n’y avait pas de climats froids lorsque les continents étaient [ p. 661 ] submergés par les océans. On peut ajouter que les périodes de formation généralisée de calcaire ont précédé et suivi, mais n’ont pas accompagné, les climats refroidis (voir Fig., p. 445).
Effet des cendres volcaniques dans l’atmosphère. — Humphrey a démontré que les poussières volcaniques, projetées très haut au-dessus de la couche nuageuse de l’atmosphère terrestre, où elles peuvent rester en suspension pendant des mois, réduisent sensiblement la température à la surface du globe. La concentration maximale de poussières dans l’atmosphère devrait donc coïncider avec les périodes de forte activité volcanique ou de formation des montagnes. Une analyse des climats de ces périodes montre que, bien qu’elles aient pu entraîner un refroidissement, les poussières présentes dans la haute atmosphère terrestre ne semblent pas avoir été un facteur déterminant dans le déclenchement des périodes glaciaires. En revanche, il est indéniable que ces couvertures périodiques, protégeant du rayonnement solaire, ont pu contribuer au refroidissement climatique lors de certaines périodes de forte émergence des continents.
Effets de l’expansion océanique. — L’histoire des mers passées révèle de longues périodes de températures douces à chaudes et stables, avec de faibles variations zonales entre l’équateur et les pôles. Ces périodes étaient ponctuées de brèves mais décisives phases de refroidissement des eaux et de forte mortalité, suivies d’une évolution rapide et de l’émergence de nouvelles populations. Sur terre, l’histoire des changements climatiques est différente, mais en général, la stabilité des températures était similaire à celle des zones océaniques. Les terres étaient cependant périodiquement inondées par des eaux chaudes, engendrant des climats insulaires plus doux et plus humides. Avec la disparition de ces inondations, des climats légèrement plus frais et certainement plus secs s’installèrent. (Voir Fig., p. 445.)
Si l’on ajoute à ces facteurs l’influence des soulèvements périodiques des chaînes de montagnes sur le climat, il apparaît clairement que ces régions ont connu des climats constamment variables. En général, les fluctuations de température semblent avoir été faibles, mais géographiquement, les climats variaient entre des climats pluviaux doux à chauds et des climats arides doux à froids. Enfin, il ne faut pas oublier que lorsque les terres étaient fortement émergées, les régions autrefois isolées étaient reliées par des ponts terrestres qui modifiaient plus ou moins la circulation des eaux océaniques et, par conséquent, la température locale.
Effet du dioxyde de carbone dans l’atmosphère. — On a beaucoup écrit sur l’apport et la consommation d’acide carbonique dans l’air, considérés comme la principale cause du stockage de la chaleur par la couche atmosphérique. Un apport plus important de dioxyde de carbone entraînerait une hausse des températures, tandis qu’une diminution marquée provoquerait un climat [ p. 662 ] glaciaire (voir Partie I, p. 92, et Partie II, p. 438). Cet aspect du problème climatique est bien trop vaste et important pour être abordé ici. Il est toutefois permis de constater que les climats glaciaires présentent une morphologie géologique irrégulière, une variabilité latitudinale (comme en témoigne la répartition géographique des tillites entre les pôles et la région équatoriale), et enfin, qu’ils apparaissent à l’échelle des temps géologiques comme s’ils étaient apparus soudainement. Ces différences ne semblent pas être principalement dues à une quantité plus ou moins importante de dioxyde de carbone dans l’atmosphère, car si ce gaz était un facteur déterminant, on pourrait s’attendre à ce que les climats glaciaires ne se développent pas aussi rapidement. Par ailleurs, une quantité considérable de dioxyde de carbone a été consommée par les vastes formations calcaires et charbonnières du Crétacé, sans qu’il en résulte un climat glaciaire généralisé ; il faut toutefois admettre que les importantes accumulations de calcaire et les plus vastes accumulations de charbon du Pennsylvanien ont été suivies par la glaciation permienne. De même, on peut affirmer que la période froide du Pléistocène a été précédée, au Miocène et au Pliocène, par des accumulations connues de calcaire et de charbon bien plus restreintes qu’au Pennsylvanien ou au Crétacé, et pourtant, un climat glaciaire rigoureux s’en est suivi.
Effet du rayonnement solaire sur la Terre. — Les ondes de chaleur du soleil rayonnant dans l’espace réchauffent davantage la surface terrestre que l’air, car la première est une surface absorbante. Au plus près de la surface, l’air est chargé de vapeur d’eau, une autre couche absorbante. En haute altitude, l’air libre n’est en contact avec aucune surface absorbante susceptible de le réchauffer et, comme il transmet librement les rayons solaires, il n’en tire directement qu’une faible chaleur. Il contient, de plus, de l’ozone, du dioxyde de carbone et de la vapeur d’eau, qui rayonnent librement des rayons de grande longueur d’onde et dissipent ainsi dans l’espace la chaleur accumulée. Par conséquent, l’air en altitude est froid et refroidit tout ce qu’il rencontre. Son action refroidissante sur les surfaces montagneuses est plus importante en raison des vents forts qui y soufflent. Abbot attribue la fraîcheur de l’air libre en altitude à sa transparence, à son important rayonnement et à son expansion ; la fraîcheur des montagnes escarpées à leurs contours et au contact des vents froids. de la fraîcheur des hauts plateaux intérieurs à la sécheresse de l’air au-dessus d’eux, tout en reconnaissant que ces trois éléments reçoivent des rayons solaires plus intenses que la surface terrestre en général.
Effet de la variation de l’énergie solaire. — Puisque toute la chaleur appréciable de l’atmosphère provient du soleil, il est nécessaire d’examiner cette source pour déterminer si sa quantité varie. On sait désormais, grâce aux travaux de Langley et Abbot, que le soleil est une étoile légèrement variable [ p. 663 ] et que le rayonnement émis hors de l’atmosphère terrestre varie de 5 à 10 % en quantité et selon des périodes irrégulières de cinq à dix jours. Abbot affirme qu’une variation solaire de 5 %, se prolongeant pendant six mois, pourrait modifier la température moyenne des stations situées à l’intérieur des terres de 3 à 6 °F, ce qui ferait la différence entre une saison exceptionnellement chaude et une saison exceptionnellement froide. De plus, Huntington affirme que cinq spécialistes de la glaciation ont conclu que si la température moyenne de la Terre chutait de 9 ou 11 degrés Fahrenheit et restait aussi basse pendant une période suffisamment longue, les conditions météorologiques seraient tellement modifiées qu’une grande partie de l’Amérique du Nord serait recouverte de glace jusqu’au quarantième parallèle environ, et l’Europe subirait une glaciation similaire. Bien sûr, il n’existe aucune preuve directe que l’intensité du rayonnement solaire ait autant varié par le passé. Il a toutefois été démontré qu’elle varie, même légèrement. Selon Abbot, les taches solaires atteignent parfois un vingtième du diamètre du Soleil, soit cinq fois celui de la Terre, et des groupes de taches solaires s’étendent parfois sur plus d’un dixième du diamètre solaire. Curieusement, la température de l’air à la surface de la Terre est généralement plus basse lors des pics d’activité solaire que lors des minima. Partant de ce constat, Huntington postule qu’à certaines périodes, le Soleil a pu être stimulé à une activité inhabituelle, tout comme c’est le cas aujourd’hui lors des épisodes de forte activité solaire, mais à un degré bien plus élevé. Durant ces périodes de stimulation intense mais brève, l’atmosphère solaire se serait également chargée de poussière, emprisonnant la chaleur solaire et refroidissant la couverture thermique terrestre au point de provoquer un climat glaciaire. À mesure que l’atmosphère solaire s’éclaircissait et que sa chaleur rayonnait de plus en plus dans l’espace, la Terre se réchaufferait, engendrant une longue période interglaciaire de chaleur ou d’aridité habituelles. Enfin, il convient d’ajouter que l’apparition de climats froids pendant ou peu après une importante formation de montagnes sur Terre, ainsi que les troubles de la croûte terrestre et les climats régressifs, semblent se produire simultanément aux stimulations hypothétiques du Soleil.
Conclusions. — En résumé, nous pouvons conclure que les climats très variables du passé semblent avoir été principalement dus aux changements périodiques de l’activité solaire et de la topographie terrestre, ainsi qu’aux variations de la quantité de chaleur stockée dans les océans. La transformation de la surface terrestre a modifié la configuration des continents et des océans, les courants atmosphériques (humides ou secs), les courants océaniques (chauds, faibles ou froids) et la teneur en cendres volcaniques de l’atmosphère. Les oscillations de l’énergie solaire pourraient être à l’origine des climats interglaciaires plus chauds.
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¶ La vie au Pléistocène
La vie la plus intéressante du Pléistocène est sans conteste celle des mammifères, et même si elle est généralement très fragmentaire, sa dispersion permet d’appréhender assez bien son ampleur. En effet, comme le souligne Scott, malgré ses lacunes, ce témoignage est impressionnant. L’histoire de l’humanité sera présentée au chapitre suivant.
Parmi les mammifères du Pléistocène en Amérique du Nord, les plus remarquables étaient les trois espèces d’éléphants et celle de mastodonte. Ce dernier, Mammout americanum, a migré de Sibérie vers l’Alaska et occupait la quasi-totalité des États-Unis et le sud du Canada (Fig. A, p. 643). Il était plus abondant dans les régions forestières et plus rare dans les plaines. Sa présence fut si durable qu’il est possible qu’il ait été exterminé par les Amérindiens.
Parmi les éléphants, le plus intéressant et le plus répandu était le mammouth laineux de Sibérie (Elephas primigenius), un animal des climats froids, mesurant environ 2,75 mètres au garrot, qui a atteint l’Amérique du Nord par l’Alaska (Fig. C, p. 643). Son aire de répartition s’étendait du Grand Nord jusqu’à la côte atlantique, en passant par la Colombie-Britannique et les États-Unis. Le mammouth a également migré d’Asie vers l’Europe, où il était chassé par l’homme du Pléistocène (voir Fig., p. 683). Il a disparu d’Amérique du Nord à la fin du Pléistocène.
L’éléphant de Colombie (Elephas columbi), plus grand, mesurait 3,35 mètres au garrot (Fig. D, p. 643). Il vivait durant la première moitié du Pléistocène dans les régions chaudes d’Amérique du Nord, parcourant l’ensemble des États-Unis et les hauts plateaux du Mexique. La troisième espèce était l’immense éléphant impérial (Elephas imperator), qui pouvait atteindre 4,11 mètres de hauteur (Fig. B, p. 643). C’était probablement un animal des plaines ayant survécu depuis le Pliocène et disparu au Pléistocène moyen. Son aire de répartition s’étendait de l’ouest américain du Nebraska à Mexico.
Les chevaux étaient extrêmement nombreux au début du Pléistocène et parcouraient, apparemment en grands troupeaux, le Mexique, les États-Unis et même l’Alaska. On comptait au moins dix espèces d’Equus, dont une ne dépassait pas la taille d’un plus petit poney, tandis que d’autres étaient plus grandes que les plus lourds chevaux de trait modernes. Descendants des chevaux américains du Pliocène, ils disparurent tous au cours du Pléistocène.
Les pécaris y étaient abondants, tout comme les chameaux et les lamas. Durant les périodes glaciaires, les caribous s’étendaient vers le sud jusqu’en Pennsylvanie et les bœufs musqués jusqu’en Utah, en Arkansas [ p. 666 ] et en Ohio. L’orignal [ p. 665 ] musqué moderne était présent dans la moitié ouest du continent, mais l’orignal de Scott (Cervalces scotti) est arrivé plus tardivement, lors de la dernière glaciation. D’autres ruminants apparentés au bœuf musqué étaient présents plus tôt durant cette période, et parmi les bisons, on comptait au moins sept espèces, réparties de la Floride à l’Alaska, dont une espèce (Bison latifrons) dont l’envergure des cornes atteignait 1,80 mètre.
Parmi les carnivores, le plus redoutable était le grand tigre à dents de sabre (Smilodon), qui peuplait la majeure partie des États-Unis. Du côté des rongeurs, le plus fascinant était le castor géant de la fin du Pléistocène (Castoroides ohioensis), aussi imposant qu’un ours noir.
Les paresseux terrestres étaient représentés par une espèce de grande taille et très répandue, le Megalonyx, découvert et nommé par le président Thomas Jefferson. L’espèce géante du sud, le Megatherium (Fig., p. 665), avait un corps aussi imposant que celui d’un éléphant, bien que ses membres soient plus courts, tandis que le plus ancien et le plus petit des paresseux était le Mylodon.
¶ Lecture collatérale
Ernst Antevs, Le recul de la dernière calotte glaciaire en Nouvelle-Angleterre. American Geographical Society, Research Series, n° 11, 1922.
C. E. P. Brooks, La corrélation des dépôts quaternaires des îles Britanniques avec ceux du continent européen. Rapport annuel de la Smithsonian Institution, pour 1917, 1919, pp. 277-375.
O. P. Hat, Le Pléistocène de l’Amérique du Nord et ses animaux vertébrés des États situés à l’est du fleuve Mississippi et des provinces canadiennes situées à l’est du 95e méridien, Carnegie Institution of Washington, Publication n° 322, 1923.
Ellsworth Huntington et S. S. Visheb, Changements climatiques. New Haven (Yale University Press), 1922.
R. W. Satles, Dépôt saisonnier dans les sédiments aqueo-glaciaires. Mémoires du Musée de zoologie comparée, Harvard College, Vol. 47, 1919, pp. 1-67.
G. F. Wright, L’ère glaciaire en Amérique du Nord. Sixième édition. Oberlin, Ohio (Bibliotheca Sacra), 1920.
W. B. Wright, L’ère glaciaire du Quaternaire. Londres (Macmillan), 1914.