2 - Description des paléosols terrestres et aquatiques

SOMMAIRE 2.1 - Des paléosols terrestres au climat La constitution loessique, essentiellement sur les latitudes moyennes de l'hémisphère nord, prouve la présence de vents forts particulièrement érosifs (Brunet, 1993). Par la raréfaction ou même l'absence de pollen, ces loess sont les marqueurs d'une végétation de type steppe. Aussi, en libérant leur matière première, tel que le quartz, l'épandage fluvial décuple leur formation, notamment en Europe du Nord-ouest (Fink, 1969). En fait, la stratigraphie montre que, dans ces zones, les loess se sont constitués pendant le maximum glaciaire (malacologie de steppe froide). L'épaisseur de ces dépôts éoliens, caractérisés par une roche meuble limoneuse, globalement homogène (dimension particulaire dominante comprise entre 0,02 et 0,05 mm), jaunâtre à brun-jaunâtre, varie de quelques mètres à quelques centaines de mètres. Les loess de la stratigraphie Plio-Pléistocène indiquent une répétition des cycles sédimentaires et témoignent de différentes phases (Sommé, 1985). Cela étant, le paléosol du Pléistocène inférieur comprend un sol brun lessivé, typique d'un sol interglaciaire, surmonté d'un sol gris, voire noir forestier, typique d'un sol humifère glaciaire. De façon synthétique, dix-sept grandes périodes glacières (entre 50 000 et 100 000 ans), séparées par des périodes interglaciaires (entre 10 et 20 000 ans), se détachent. Les grandes fentes retrouvées sur plusieurs stratigraphies, signalant la disparition d'un pergélisol, marquent les phases interglaciaires. Par ailleurs, dès le Miocène, débutent des irruptions de grande envergure, comprenant les Monts du Velay, plus précisément du massif de Mézenc-Meygal, et les monts du Cantal, plus précisément du volcan Puy Mary. En effet, pour ce dernier, des activités volcaniques sont enregistrées entre 6,5 et 3 Ma. Cela étant, l'étude de coulée basanitique, de scorie et de tuf phréatomagmatique, bordant le maar du volcan de Senèze (Grangeon, 1962 ; Devis, 1970), ainsi que celle de téphras et de coulée pyroclastique ponceuse, rattachée au stratovolcan du Mont-Dore (Teulade, 1989? ; Nomade et al., 2010? ; Degeai et al., 2013), indique une activité majeure, remontant à quelques 2,1 Ma (méthode 40Ar/39Ar sur monocristal au laser), dans tout le Massif central (Pastre et al. 2015). A cela s'ajoutent des séquences volcano-sédimentaires importantes comme celles donc des Monts du Velay, dont  le paroxysme volcanique (maar) se situe au Pliocène supérieur, mais aussi du Massif du Devès, dont l'activité volcanique débute au Plio-Pléistocène et cesse au Pléistocène (scories et maars). Plus encore, trois supervolcans s'activent au Pléistocène inférieur, confirmant l'existence particulièrement étendue d'un hiver volcanique. Tout d'abord, il y a quelques 2,2 Ma, la caldeira de Cerro Galán, dans la région de Catamarca, en Argentine, puis 100 000 ans plus tard, la Caldeira de Yellowstone, dans l'état du Wyoming, aux Etats-Unis. En rejetant 2 450 km3 de matière volcanique, cette dernière s'inscrit doublement parmi les mégacollossales (plus de 1000 km3) et se trouve, de fait, à l'origine de la première phase glaciaire. De cette irruption résulte la plus grande caldeira au monde, culminant à 2390 m. Enfin, à la même période, mais cette fois dans l'état d'Idaho, l'envergure presque aussi grande de la caldeira d'Island Park (formation géologique de Mesa Falls Tuff) indique une éruption toute aussi mégacollossale, Perdurant globalement sur une période de 50 Ma, le grand refroidissement débute dès le Pliocène et culmine au Pléistocène, avec 30% de l'écorce terrestre englacée. Ainsi, quand, dans l'hémisphère sud, au Pliocène, l'Antarctique se recouvre de glace, dans l'hémisphère nord, au Pléistocène, des glaciers se retrouvent jusqu'en Ethiopie et au Maroc (les Atlas) et certains s'étendent même jusqu'en Nouvelle-Zélande et en Tasmanie, soit jusque dans l'hémisphère sud. Dans l'hémisphère sud, le glacier de Patagonie envahit le sud de la Cordillère des Andes et d'autres s'étendent, tels ceux africains du mont Kenya, du Kilimandjaro et du Rwenzori. Dans l'hémisphère nord, les glaciers fusionnent finalement pour former des inlandsis, soit des glaciers continentaux d'une épaisseur dépassant parfois les 3000 mètres (calotte glaciaire). Alors, tandis que deux inlandsis recouvrent en partie l'Amérique du Nord, qu'un se forme sur toute l'Europe, à partir des Alpes, du Jura, du Massif Central, des Pyrénées et des Vosges, un autre venu de Scandinavie progresse sur la Russie, la Pologne, la Grande-Bretagne et l'Allemagne. Cela étant, de façon générale, la descente du permafrost dépasse la ligne de glace sur plusieurs centaines de kilomètres, induisant une grande étendue glaciaire en Amérique du Nord, en Asie et en Europe. Aussi, chaque formation et disparition d'inlandsis entraîne des différentiations de niveau d'eau de 50 à 60 m, à raison de plusieurs millimètres par an.  L'eau solidifiée entraînant une chute globale du niveau marin de quelques centaines de mètres ou plus... Les orogenèses des Alpes (collision de la microplaque adriatique avec la plaque eurasienne) et des Pyrénées (collision de la plaque eurasienne avec la microplaque ibérique), auxquelles s'ajoute celle des Rocheuses (collision d'un microcontinent dans le Pacifique et du territoire canadien générée par le déplacement de la plaque tectonique pacifique sous celle nord-américaine), inscrivent encore des phénomènes d'érosion à l'origine d'un refroidissement. En effet, au Plio-Pléistocène, en extrayant des carbonates des minéraux naturellement absorbeurs de CO2 atmosphérique, les surrections montagneuses entraînent une diminution du taux de CO2, estimée entre 280 et 380 ppm (Lunt et al., 2008). Ainsi, les résultantes d'un long processus de tectonique des plaques, avec globalement la convergence des plaques africaines et eurasiennes ainsi que celle des plaques nord-américaines et pacifiques, influent sur le climat.