L’Oligocène voit les débuts de la circulation océanique moderne, avec des changements tectoniques provoquant l’ouverture et la fermeture de passerelles océaniques. Le refroidissement des océans avait déjà commencé à la limite Éocène / Oligocène, et ils ont continué à se refroidir à mesure que l’Oligocène progressait. La formation de calottes glaciaires permanentes en Antarctique au début de l’Oligocène et une éventuelle activité glaciaire dans l’Arctique pourraient avoir influencé ce refroidissement océanique, bien que l’étendue de cette influence soit encore sujette à controverse.
Les effets des passerelles océaniques sur la circulationmodifier
L’ouverture et la fermeture des passerelles océaniques: l’ouverture du passage de Drake; l’ouverture de la Porte de Tasmanie et la fermeture de la voie maritime de la Téthys; ainsi que la formation finale de la dorsale Groenland–Islande–Féroé; ont joué un rôle essentiel dans le remodelage des courants océaniques au cours de l’Oligocène. À mesure que les continents se sont déplacés vers une configuration plus moderne, la circulation océanique a également évolué.
Le Passage de Drake
Le Passage de Drake est situé entre l’Amérique du Sud et l’Antarctique. Une fois la porte de Tasmanie entre l’Australie et l’Antarctique ouverte, tout ce qui empêchait l’Antarctique d’être complètement isolé par l’océan Austral était sa connexion avec l’Amérique du Sud. Alors que le continent sud-américain se déplaçait vers le nord, le passage de Drake s’ouvrit et permit la formation du Courant Circumpolaire Antarctique (ACC), qui aurait maintenu les eaux froides de l’Antarctique en circulation autour de ce continent et renforcé la formation des Eaux de fond de l’Antarctique (ABW). Avec l’eau froide concentrée autour de l’Antarctique, les températures de surface de la mer et, par conséquent, les températures continentales auraient chuté. Le début de la glaciation antarctique s’est produit au début de l’Oligocène, et l’effet de l’ouverture du passage de Drake sur cette glaciation a fait l’objet de nombreuses recherches. Cependant, une certaine controverse existe toujours quant au moment exact de l’ouverture du passage, qu’il se soit produit au début de l’Oligocène ou plus près de la fin. Malgré cela, de nombreuses théories s’accordent à dire qu’à la limite Éocène / Oligocène (E / O), un flux encore peu profond existait entre l’Amérique du Sud et l’Antarctique, permettant le début d’un courant circumpolaire antarctique.
La question de savoir quand l’ouverture du passage de Drake a eu lieu est le différend sur l’influence de l’ouverture du Passage de Drake sur le climat mondial. Alors que les premiers chercheurs ont conclu que l’avènement de l’ACC était très important, peut-être même le déclencheur, de la glaciation antarctique et du refroidissement global subséquent, d’autres études ont suggéré que la signature δ18O est trop forte pour que la glaciation soit le principal déclencheur du refroidissement. Grâce à l’étude des sédiments de l’océan Pacifique, d’autres chercheurs ont montré que la transition des températures océaniques chaudes de l’Éocène aux températures océaniques froides de l’Oligocène n’a pris que 300 000 ans, ce qui implique fortement que les rétroactions et les facteurs autres que l’ACC faisaient partie intégrante du refroidissement rapide.
Ouverture du passage de Drake à la fin de l’Oligocène
La dernière hypothèse pour l’ouverture du Passage de Drake remonte au début du Miocène. Malgré le faible débit entre l’Amérique du Sud et l’Antarctique, il n’y avait pas assez d’ouverture en eau profonde pour permettre un débit important pour créer un véritable courant circumpolaire antarctique. Si l’ouverture s’était produite aussi tard que l’hypothèse le laissait supposer, le courant circumpolaire antarctique n’aurait pas eu beaucoup d’effet sur le refroidissement du début de l’Oligocène, car il n’aurait pas existé.
L’ouverture du passage de Drake au début de l’Oligocène
La première hypothèse pour l’ouverture du Passage de Drake est d’environ 30 Ma. L’un des problèmes possibles avec ce moment était les débris continentaux qui encombraient la voie maritime entre les deux plaques en question. Ces débris, ainsi que ce qu’on appelle la zone de fracture de Shackleton, ont été démontrés dans une étude récente pour être assez jeunes, seulement environ 8 millions d’années. L’étude conclut que le passage de Drake serait libre pour permettre un débit d’eau profond important d’environ 31 Ma. Cela aurait facilité un début plus précoce du courant circumpolaire antarctique.
Actuellement, une ouverture du passage de Drake au cours de l’Oligocène inférieur est favorisée.
L’ouverture de la porte de Tasmandit
L’autre grande porte océanique ouverte à cette époque était la porte de Tasman, ou Tasmanienne, selon le papier, entre l’Australie et l’Antarctique. Le calendrier de cette ouverture est moins contesté que le passage de Drake et est largement considéré comme ayant eu lieu vers 34 Ma. À mesure que la passerelle s’élargissait, le courant circumpolaire antarctique se renforçait.
Fermeture de la Voie maritime de la Téthysmodifier
La Voie maritime de la Téthys n’était pas une porte d’entrée, mais plutôt une mer à part entière. Sa fermeture au cours de l’Oligocène a eu un impact significatif sur la circulation océanique et le climat. Les collisions de la plaque africaine avec la plaque européenne et du sous-continent indien avec la plaque asiatique, coupèrent la voie maritime de la Téthys qui avait assuré une circulation océanique à basse latitude. La fermeture de Téthys a construit de nouvelles montagnes (la chaîne du Zagros) et a attiré plus de dioxyde de carbone de l’atmosphère, contribuant au refroidissement global.
Groenland – Islande-Féroesmodifier
La séparation progressive de l’amas de croûte continentale et l’approfondissement de la crête tectonique dans l’Atlantique Nord qui allait devenir le Groenland, l’Islande et les îles Féroé ont contribué à augmenter le débit des eaux profondes dans cette zone. Plus d’informations sur l’évolution des eaux profondes de l’Atlantique Nord seront données quelques sections plus bas.
Refroidissement océanédit
Les preuves d’un refroidissement à l’échelle de l’océan au cours de l’Oligocène existent principalement dans des proxies isotopiques. Les modèles d’extinction et les modèles de migration des espèces peuvent également être étudiés pour mieux comprendre les conditions océaniques. Pendant un certain temps, on a pensé que la glaciation de l’Antarctique pourrait avoir contribué de manière significative au refroidissement de l’océan, cependant, des preuves récentes tendent à le nier.
Eaux profondesmodifier
Des preuves isotopiques suggèrent qu’au début de l’Oligocène, la principale source d’eau profonde était le Pacifique Nord et l’océan Austral. Alors que la crête Groenland-Islande-Féroé coulait et reliait ainsi la mer de Norvège–Groenland à l’océan Atlantique, les eaux profondes de l’Atlantique Nord ont également commencé à entrer en jeu. Les modèles informatiques suggèrent qu’une fois que cela s’est produit, une circulation thermo-haline d’apparence plus moderne a commencé.
Eaux profondes de l’Atlantique Nordmodifier
La preuve de l’apparition au début de l’Oligocène des eaux profondes froides de l’Atlantique Nord réside dans les débuts des dépôts de dérive de sédiments dans l’Atlantique Nord, tels que les dérives de Feni et du Sud-Est des Féroé.
Eaux profondes de l’océan Sudmodifier
Le refroidissement des eaux profondes de l’Océan Sud a commencé sérieusement une fois la Porte de Tasmanie et le passage de Drake complètement ouverts. Quel que soit le moment de l’ouverture du passage de Drake, l’effet sur le refroidissement de l’océan Austral aurait été le même.