Carbonifère

Au niveau mondial, la Commission internationale de stratigraphie divise le Carbonifère en deux sous-systèmes (ou sous-périodes) : le Pennsylvanien et le Mississippien, subdivisés chacun en trois séries : inférieur, moyen et supérieur, comprenant chacune un ou deux étages[4]. Les datations des subdivisions correspondent à celle de l'échelle des temps géologiques publiée en 2012 (Geologic Time Scale 2012, GTS2012)[5] - [6].

En Europe on utilise également les notions de Silésien et de Dinantien, ces époques correspondent au Pennsylvanien et au Mississippien à l’exception du Serpukhovien qui est placé dans le Silésien. Le Stéphanien, étage régional pour l'Europe du Nord-Ouest, couvre une partie du Gzhélien et du Kasimovien[7].

La baisse globale du niveau de la mer de la fin du Dévonien s’inverse au début du Carbonifère. Cette hausse du niveau de la mer crée des mers épicontinentales et les dépôts de carbonate du Mississippien. Une chute des températures se produit au pôle Sud et le sud du Gondwana est gelé. On ignore si les glaciers de ce continent étaient nouveaux, ou s'ils existaient déjà durant le Dévonien. Ces conditions plus froides ont peu d’effet aux plus basses latitudes, où des marécages luxuriants sont communs[8].

Le niveau de la mer s'abaisse vers le milieu du Carbonifère. De nombreuses espèces marines sont touchées et s’éteignent, particulièrement les crinoïdes et les ammonites. Cet épisode marque la limite entre le Mississippien et le Pennsylvanien[8].

Orogenèses varisque (hercynienne) et alleghenienne au Carbonifère.

Le Carbonifère est une période d’orogenèse active: la Pangée est en cours de formation. Les continents de l’hémisphère sud restent liés dans Gondwana, tandis que ce supercontinent entre en collision avec la Laurussia le long de ce qui est actuellement la côte est de l’Amérique du Nord (voir l'article orogenèse alléghanienne). La chaîne hercynienne en Europe et les Appalaches en Amérique du Nord se forment lors de cette collision[8]. La plaque eurasienne se soude à l’Europe de l'Ouest au niveau de l’Oural. La plus grande partie de la Pangée est alors assemblée à l’exception de la Chine du nord et de l’Asie du Sud-Est. La forme de la Pangée à la fin du Carbonifère est celle d'un C quasi-fermé, au bord gauche épais ; presque celle d’un D.

Il existe deux océans majeurs au Carbonifère, Panthalassa et Paléotéthys, à l’intérieur du C formé par la Pangée du Carbonifère récent.

D’autres océans mineurs existent :

• la Prototéthys, fermé par la collision du microcontinent de Chine du Nord et Sibéria/Kazakhstania ;
• l’océan Rhéique, fermé par la collision de l’Amérique du Nord et de l’Amérique du Sud ;
• le petit et peu profond océan de l'Oural, fermé par la collision de Baltica et Sibéria.

Après le refroidissement amorcé durant le Dévonien, la température reste tiède (malgré un taux de CO₂ estimé entre 0.06 % et 0,09 %[9], soit deux à trois fois celui du XIX^e siècle), et stable durant la première partie du Carbonifère. Pendant la seconde partie du Carbonifère, le climat se refroidit à nouveau. Le Gondwana, dans les latitudes hautes de l’hémisphère sud, est en partie couvert de glace, glaciation qui se poursuit au début du Permien. Laurussia est situé à des latitudes peu élevées et n'est guère touché par le refroidissement.

Écorce fossile, Hérault.

Aviculopecten, Syringothyris.

Les couches rocheuses datant du Carbonifère en Europe et en Amérique du Nord consistent souvent en des séquences répétées de calcaire, grès, schiste et charbon. En Amérique du Nord, les dépôts de calcaire sont largement d’origine marine. Les dépôts de charbon du Carbonifère ont fourni une grande part des ressources énergétiques nécessaires à la révolution industrielle. Ils restent encore de nos jours la source d'énergie la plus utilisée dans le monde pour produire de l'électricité et leur exploitation est la principale cause du réchauffement climatique d'origine anthropique.

L'importance des dépôts de charbon est due à deux facteurs :

• l’apparition d’arbres à écorces et en particulier ceux à écorces ligneuses ;
• le niveau des mers, peu élevé, comparé à celui du Dévonien, qui a permis l’extension de vastes marécages et forêts en Amérique du Nord et en Eurasie.

Le taux de CO₂ de l'atmosphère (deux à trois fois celui du XIX^e siècle) a certainement favorisé la croissance de la végétation.

On a émis l’hypothèse que l’enfouissement de grandes quantités de bois est dû au fait que les bactéries et les animaux n’étaient pas encore assez évolués pour être capables de digérer et de décomposer les nouveaux ligneux. La lignine est en effet difficile à décomposer. De plus les plantes ligneuses de cette période comportaient un ratio écorce/bois bien plus important que de nos jours, 8 pour 1 à 20 pour 1, contre 1 pour 4 de nos jours. Les écorces devaient comporter entre 38 et 58 % de lignine. La lignine n’est pas soluble, elle peut rester dans le sol pendant des centaines d’années et inhiber la décomposition d’autres substances végétales[10].

L’enfouissement massif de carbone a pu conduire à un surplus d’oxygène dans l’air allant jusqu’à 35 %[11] mais des modèles révisés considèrent ce chiffre comme irréaliste et estiment que le pourcentage d’oxygène dans l’air devait se situer entre 15 et 25 %[12]. Des taux élevés d’oxygène sont une des causes possibles du gigantisme de certains insectes et amphibiens dont la taille est inversement corrélée à leur capacité à absorber de l’oxygène.

Le charbon a arrêté de se former il y a près de 290 millions d'années (fin du Carbonifère). Selon une étude ayant comparé l'horloge moléculaire et le génome de 31 espèces de basidiomycètes (agaricomycetes : « pourriture blanche », groupe qui contient aussi des champignons ne dégradant pas la lignine — pourriture brune — et des espèces ectomycorrhiziennes), cet arrêt de formation du charbon semble pouvoir être expliqué par l'apparition de nouvelles espèces de champignons lignivores (dits aussi xylophages) capables de dégrader la totalité de la lignine grâce à des enzymes (les lignine peroxydases)[20] - [21].

• (en) F.M. Gradstein, J.G Ogg, M. Schmitz et G. Ogg, The Geologic Time Scale 2012, Elsevier, 2012, 1176 p. (ISBN 978-0-444-59448-8, lire en ligne).
• (en) Felix M. Gradstein, James G. Ogg et Alan G. Smith, A Geologic Time Scale 2004, Cambridge, Cambridge University Press, 2005, 610 p. (ISBN 0-521-78142-6).