Géologie des États-Unis - Geology of the United States
Le paysage richement texturé des États-Unis est le produit du duel des forces de la tectonique des plaques , de l' altération et de l' érosion . Au cours des 4,5 milliards d'années d'histoire de notre Terre, les bouleversements tectoniques et les collisions de plaques ont soulevé de grandes chaînes de montagnes tandis que les forces de l'érosion et des intempéries ont travaillé pour les détruire. Même après plusieurs millions d'années, les enregistrements des grands bouleversements de la Terre restent imprimés sous forme de variations de texture et de motifs de surface qui définissent des paysages ou des provinces distinctifs.
La diversité des paysages des États-Unis est facilement visible sur l'image en relief ombré à droite. Le contraste frappant entre la texture « rugueuse » de l' ouest des États - Unis et les régions « lisse » du centre et de l' est est immédiatement apparent. Les différences de rugosité (relief topographique) résultent d'une variété de processus agissant sur la roche sous-jacente. L'histoire de la tectonique des plaques d'une région influence fortement le type de roche et la structure exposée à la surface, mais les différents taux d'érosion qui accompagnent les changements climatiques peuvent également avoir de profonds impacts sur le sol.
Il y a douze principales provinces géologiques aux États-Unis: Pacifique, Columbia Plateau , Basin and Range , Plateau du Colorado , Montagnes Rocheuses , Laurentides Upland , Plaines de l' intérieur , Intérieur Highlands , Highlands Appalaches , Plaine de l' Atlantique , l' Alaska et Hawaï . Chaque province a sa propre histoire géologique et ses caractéristiques uniques. Cet article décrira chaque province à tour de rôle.
Province du Pacifique
Cette région est l'une des plus jeunes géologiquement et des plus actives sur le plan tectonique en Amérique du Nord. Le paysage montagneux généralement accidenté de cette province témoigne d'une formation continue des montagnes.
La province du Pacifique chevauche les frontières entre plusieurs plaques mobiles de la Terre : la source des forces monumentales nécessaires à la construction du vaste arc de montagnes qui s'étend de l'Alaska aux confins sud de l'Amérique du Sud . Cette province comprend les volcans actifs et parfois mortels de la chaîne des Cascades et les jeunes montagnes escarpées de la frontière du Pacifique et de la Sierra Nevada .
Sierra Nevada
Bien que la Sierra Nevada et la chaîne des Cascades forment une barrière presque continue le long de la bordure ouest des États-Unis, les deux chaînes ont vraiment très peu en commun. Ils ont été et continuent d'être formés par des forces et des processus géologiques très différents.
Les roches qui forment l'épine dorsale de la Sierra Nevada sont pour la plupart des roches granitiques qui se sont formées pendant l' ère mésozoïque , lorsque les dinosaures parcouraient la Terre. À cette époque, une chaîne de volcans en forme d'arc, semblable à l'arc volcanique actuel des Cascades, a éclaté à l'emplacement actuel de la Sierra Nevada. S'élevant à travers une roche paléozoïque plus ancienne , la roche en fusion a éclaté à la surface sous forme de lave, mais s'est surtout solidifiée au plus profond de la terre, formant les roches granitiques grises familières à tout voyageur de la Sierra.
Bien que de loin, la roche sierraenne semble assez similaire, elle est en réalité composée de nombreux corps rocheux individuels qui se sont formés à partir d'intrusions répétées de magma sur plusieurs millions d'années.
Même à mesure qu'ils grandissaient, l'érosion érodait ces volcans de l'ère mésozoïque. À la fin du Crétacé , il y a environ 70 millions d'années, les roches granitiques autrefois profondes ont commencé à être exposées à la surface de la Terre. Il y a quelques dizaines de millions d'années, une si grande partie de la partie supérieure s'était usée que la surface de l'ancienne chaîne avait un faible relief de quelques milliers de pieds.
Ce n'est que très récemment, du point de vue géologique, que la chaîne de la Sierra Nevada telle que nous la connaissons aujourd'hui a commencé à s'étendre. Au cours du Miocène , il y a moins de 20 millions d'années, la croûte continentale à l'est de la Sierra Nevada a commencé à s'étirer dans une direction est-ouest. La croûte s'est brisée en une série de vallées et de chaînes de montagnes orientées nord-sud : le début de la province du bassin et de la chaîne.
Il y a moins de cinq millions d'années, la chaîne que nous connaissons maintenant sous le nom de Sierra Nevada a commencé à s'élever le long de sa marge orientale. Grâce à une combinaison de soulèvement du bloc Sierran et d'abaissement de la zone à l'est, la Sierra s'est élevée vers le haut. S'élevant beaucoup plus à l'est qu'à l'ouest, l'ensemble de la Sierra Nevada peut être considéré comme un énorme bloc de faille incliné avec une longue et douce pente vers l'ouest jusqu'à la vallée centrale de Californie et une pente raide à l'est.
Peu de temps après le début du soulèvement de la Sierra, la Terre s'est refroidie, marquant le début de l' époque du Pléistocène (âge glaciaire). Les glaciers ont augmenté dans les montagnes Sierra et ont fait leur chemin vers le bas anciens chenaux, découpage des vallées en forme de U . Les parois abruptes et les vallées suspendues du parc national de Yosemite sont le produit de ce passé glacial.
Province volcanique des Cascades
Là où se termine la Sierra Nevada, commence une chaîne de centres volcaniques explosifs, les volcans Cascade. La province des Cascades forme une bande en forme d'arc s'étendant de la Colombie-Britannique au nord de la Californie, à peu près parallèle à la côte du Pacifique. Dans cette région, 13 centres volcaniques majeurs se succèdent comme un chapelet de perles explosives.
Bien que les plus grands volcans comme le mont St. Helens retiennent le plus l'attention, les Cascades sont en réalité composées d'une bande de milliers de très petits volcans de courte durée qui ont construit une plate-forme de lave et de débris volcaniques. S'élevant au-dessus de cette plate-forme volcanique se trouvent quelques volcans étonnamment grands qui dominent le paysage.
Les volcans Cascades définissent la section nord-ouest du Pacifique de l' Anneau de feu , un ensemble de volcans qui bordent l'océan Pacifique. Comme si les risques volcaniques ne suffisaient pas, le Ring of Fire est également tristement célèbre pour ses fréquents tremblements de terre. Afin de comprendre les origines de cette bande concentrée de dangers terrestres, nous devons creuser profondément dans la Terre.
Une tranche de la Terre de l'océan Pacifique au nord-ouest du Pacifique pourrait ressembler à l'image adjacente. Sous les Cascades, une plaque océanique dense plonge sous la plaque nord-américaine ; un processus connu sous le nom de subduction . Alors que la plaque océanique s'enfonce profondément à l'intérieur de la Terre sous la plaque continentale, des températures et des pressions élevées permettent aux molécules d'eau enfermées dans les minéraux de la roche solide de s'échapper. La vapeur d'eau monte dans le manteau pliable au-dessus de la plaque de subduction, provoquant la fonte d'une partie du manteau. Ce magma nouvellement formé monte vers la surface de la Terre pour entrer en éruption, formant une chaîne de volcans (la chaîne des Cascades) au-dessus de la zone de subduction.
Un gros plan sur les Cascades révèle une image plus compliquée que la simple zone de subduction montrée dans l'image de gauche. Non loin de la côte du Pacifique Nord se trouve une crête qui s'étend ; une limite de plaque divergente constituée d'une série de cassures dans la croûte océanique où une nouvelle croûte océanique est créée. D'un côté de la crête qui s'étend, une nouvelle croûte de plaque du Pacifique se forme , puis s'éloigne de la crête. De l'autre côté de la crête qui s'étend, les plaques Juan de Fuca et Gorda se déplacent vers l'est.
Il y a quelques caractéristiques inhabituelles dans la zone de subduction Cascade. Là où la plaque Juan de Fuca s'enfonce sous la plaque nord-américaine, il n'y a pas de tranchée profonde, la sismicité (séismes) est moins importante que prévu et il existe des preuves d'un déclin de l'activité volcanique au cours des derniers millions d'années. L'explication probable réside dans le taux de convergence entre les plaques Juan de Fuca et nord-américaine. Ces deux plaques convergent actuellement à raison de 3 à 4 centimètres par an. C'est seulement environ la moitié du taux de convergence d'il y a 7 millions d'années.
La petite plaque Juan de Fuca et deux plaquettes, la plaque Explorer et la plaque Gorda sont les maigres vestiges de la plaque océanique Farallon, beaucoup plus grande . La plaque de l'explorateur s'est détachée du Juan de Fuca il y a environ 4 millions d'années et ne montre aucune preuve qu'elle soit toujours subduite. La plaquette de Gorda s'est séparée il y a entre 18 et 5 millions d'années et continue de s'enfoncer sous l'Amérique du Nord.
La chaîne des Cascades a fait sa première apparition il y a 36 millions d'années, mais les principaux pics qui s'élèvent des centres volcaniques d'aujourd'hui sont nés au cours des 1,6 million d'années (au cours du Pléistocène). Plus de 3000 évents ont éclaté lors de l'épisode volcanique le plus récent qui a commencé il y a 5 millions d'années. Tant que la subduction se poursuivra, de nouveaux volcans Cascade continueront de s'élever.
Plateau de Colombie
La province du plateau de Columbia est enveloppée par l'une des plus grandes accumulations de lave au monde. Plus de 500 000 km 2 (190 000 milles carrés) de la surface de la Terre en sont couverts. La topographie ici est dominée par des coulées de lave géologiquement jeunes qui ont inondé la campagne à une vitesse incroyable, le tout au cours des 17 derniers millions d'années.
Plus de 170 000 km 3 (41 000 cu mi) de lave basaltique, connue sous le nom de basalte du fleuve Columbia , couvre la partie ouest de la province. Ces énormes coulées ont éclaté il y a 17 millions d'années. La majeure partie de la lave s'est inondée au cours des 1,5 premier million d'années : un temps extraordinairement court pour une telle effusion de roche en fusion.
La plaine de la rivière Snake s'étend à travers l'Oregon, le nord du Nevada, le sud de l'Idaho et se termine au plateau de Yellowstone dans le Wyoming. Ressemblant à une grande cuillère creusée à la surface de la Terre, la topographie lisse de cette province forme un contraste saisissant avec le solide tissu montagneux qui l'entoure.
La plaine de la rivière Snake se situe dans une dépression distincte. A l'extrémité ouest, la base s'est affaissée le long de failles normales, formant une structure de graben . Bien qu'il y ait de vastes failles à l'extrémité est, la structure n'est pas aussi claire.
Comme la région du fleuve Columbia, les éruptions volcaniques dominent l'histoire de la plaine de la rivière Snake dans la partie orientale de la province du plateau de Columbia. Les premières éruptions de la Snake River Plain ont commencé il y a environ 15 millions d'années, juste au moment où les énormes premières éruptions du Columbia River Basalt se terminaient. Mais la plupart des roches volcaniques de la Snake River Plain ont moins de quelques millions d'années, l' âge du Pliocène (il y a 5 à 1,6 millions d'années) et moins.
À l'ouest, les basaltes du fleuve Columbia ne sont que du basalte presque exclusivement noir . Ce n'est pas le cas dans la plaine de la rivière Snake, où des éruptions relativement calmes de coulées de lave de basalte noir ont alterné avec d'énormes éruptions explosives de rhyolite , une roche volcanique de couleur claire.
Des cônes de cendres parsèment le paysage de la Snake River Plain. Certains sont alignés le long des évents, des fissures qui alimentaient les flux et les éruptions coniques. Les caldeiras , les grandes fosses formées par le volcanisme explosif, les volcans à faible bouclier et les collines de rhyolite font également partie du paysage ici, mais beaucoup sont obscurcis par des coulées de lave ultérieures.
Les géologues associent généralement les éruptions volcaniques aux limites entre les plaques en collision ou divergentes. Cependant, le foyer du volcanisme à Yellowstone dans la province du plateau de Columbia est loin à l'intérieur des terres de la zone de subduction qui se trouve le long de la côte de l'Oregon et de Washington. Les preuves suggèrent qu'une source de chaleur concentrée fait fondre la roche sous la province du plateau de Columbia, à la base de la lithosphère (la couche de croûte et du manteau supérieur qui forme les plaques tectoniques en mouvement de la Terre). Dans un effort pour comprendre pourquoi cette zone, loin d'une limite de plaque, avait une telle énorme effusion de lave, les scientifiques ont établi des dates de durcissement pour de nombreuses coulées de lave individuelles. Ils ont découvert que les roches volcaniques les plus jeunes étaient regroupées près du plateau de Yellowstone, et que plus elles allaient vers l'ouest, plus les laves étaient vieilles.
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Une explication probable est qu'un point chaud , un panache extrêmement chaud de matériau du manteau profond , remonte à la surface sous la province du plateau de Columbia. On sait que sous Hawaï et l' Islande , une instabilité de température se développe (pour des raisons encore mal comprises) à la frontière entre le noyau et le manteau. La chaleur concentrée déclenche un panache de centaines de kilomètres de diamètre qui monte directement jusqu'à la surface de la Terre.
Lorsque le panache chaud arrive à la base de la lithosphère, une partie des roches les plus légères de la lithosphère fond rapidement. C'est cette lithosphère en fusion qui devient les laves basaltiques qui jaillissent à la surface pour former les basaltes du fleuve Columbia et de la plaine de la rivière Snake.
La piste de ce point chaud commence à l'ouest et remonte jusqu'au parc national de Yellowstone. Les fumerolles fumantes et les geysers explosifs sont une preuve suffisante d'une concentration de chaleur sous la surface. Le point chaud est stationnaire, mais la plaque nord-américaine se déplace dessus, créant un enregistrement de la vitesse et de la direction du mouvement de la plaque.
Bassin et Gamme
La province du bassin et de l'aire de répartition comprend une grande partie de l'ouest de l'Amérique du Nord . Aux États-Unis , il est bordé à l'ouest par l' escarpement de la faille orientale de la Sierra Nevada et s'étend sur 800 km jusqu'à sa frontière orientale marquée par la faille Wasatch , le plateau du Colorado et le Rio Grande Rift . La province du bassin et de la chaîne s'étend au nord jusqu'au plateau de Columbia et au sud jusqu'à la ceinture volcanique trans-mexicaine au Mexique , bien que les limites sud du bassin et de la chaîne soient débattues.
La province de Basin and Range a une topographie caractéristique qui est familière à quiconque s'y aventure. Des montées raides sur des chaînes de montagnes allongées alternent avec de longues randonnées à travers des déserts plats et secs. Ce modèle topographique de base s'étend de l'est de la Californie au centre de l'Utah et du sud de l'Idaho à l'État de Sonora au Mexique. Les forces qui ont créé cette topographie distincte se trouvent profondément sous la surface.
Dans la province du bassin et de l'aire de répartition, la croûte terrestre (et le manteau supérieur ) s'est étirée jusqu'à 100 % de sa largeur d'origine. Toute la région a été soumise à une extension qui a aminci et fissuré la croûte au fur et à mesure qu'elle s'écartait, créant de grandes failles . Le long de ces failles d'orientation approximativement nord-sud, les montagnes se sont soulevées et les vallées se sont affaissées, produisant le modèle alternatif distinctif de chaînes de montagnes linéaires et de vallées de la province du bassin et de la chaîne.
Bien qu'il existe d'autres types de failles dans la province du bassin et de la chaîne, l'extension et l'étirement de la croûte qui ont façonné le paysage actuel produisent pour la plupart des failles normales . Le côté ascendant de ces failles forme des montagnes qui s'élèvent de façon abrupte et abrupte, et le côté descendant crée des vallées basses. Le plan de faille, le long duquel se déplacent les deux côtés de la faille, s'étend profondément dans la croûte, généralement sous un angle de 60 degrés. Par endroits, le relief ou la différence verticale entre les deux côtés atteint jusqu'à 10 000 pieds (3 000 m).
Au fur et à mesure que les chaînes rocheuses s'élèvent, elles sont immédiatement soumises aux intempéries et à l'érosion. Le substrat rocheux exposé est attaqué par l'eau, la glace, le vent et d'autres agents d'érosion. Les particules de roche sont enlevées et emportent les flancs de la montagne, recouvrant souvent de jeunes failles jusqu'à ce qu'elles se rompent à nouveau. Les sédiments s'accumulent dans les vallées adjacentes, enterrant à certains endroits le substrat rocheux sous des milliers de pieds de débris rocheux.
Clarence Dutton a comparé les nombreuses chaînes de montagnes parallèles étroites qui distinguent la topographie unique du bassin et de la chaîne à une « armée de chenilles marchant vers le Mexique », ce qui est un moyen utile de visualiser l'apparence générale de la région. La province du bassin et de la chaîne ne doit pas être confondue avec le Grand Bassin , qui est une sous-section de la région physiographique du grand bassin et de la chaîne définie par ses caractéristiques hydrologiques uniques (drainage interne).
Grand Bassin
Le Grand Bassin est la région géographique et hydrologique comprenant la majeure partie du Nevada, le sud de l'Oregon et de l'Idaho, l'ouest de l'Utah et un peu de l'est de la Californie. Caractérisées par un drainage interne, les sources d'eau de surface de cette région s'évaporent ou s'infiltrent avant de pouvoir se jeter dans l'océan.
L'histoire dynamique des failles de la province de Basin and Range a profondément affecté le système de drainage des eaux du Grand Bassin. La plupart des précipitations dans le Grand Bassin tombent sous forme de neige qui fond au printemps. La pluie qui atteint le sol, ou la neige qui fond, s'évapore rapidement dans l'environnement désertique sec. Une partie de l'eau qui ne s'évapore pas s'enfonce dans le sol pour devenir de l' eau souterraine . L'eau restante s'écoule dans les ruisseaux et s'accumule dans des lacs de courte durée appelés playas au fond de la vallée et finit par s'évaporer. L'eau qui tombe sous forme de pluie ou de neige dans cette région ne s'en échappe pas ; aucun des cours d'eau qui prennent naissance dans ce bassin ne trouve jamais de débouché vers l'océan. L'étendue du drainage interne, la zone dans laquelle les eaux de surface ne peuvent atteindre l'océan, définit la région géographique appelée le Grand Bassin.
Le drainage interne du Grand Bassin résulte du blocage du mouvement de l'eau par les hautes montagnes créées par des failles et par le manque de débit d'eau suffisant pour fusionner avec des drainages plus importants à l'extérieur du Grand Bassin. Cette zone drainée à l'intérieur occupe environ 200 000 miles carrés (520 000 km 2 ), y compris la majeure partie du Nevada, une grande partie de l'Utah et des parties de l'Idaho, de la Californie et de l'Oregon. Une grande partie du Grand Bassin d'aujourd'hui se déverserait dans la mer, tout comme au cours des dernières périodes glaciaires, s'il y avait plus de pluie et de neige.
Plateau du Colorado
Le plateau du Colorado est à peu près centré sur la région des quatre coins du sud-ouest des États-Unis . La province couvre une superficie de 337 000 km 2 ( 130 000 mi 2 ) dans l' ouest du Colorado , le nord - ouest du Nouveau - Mexique , le sud et l' est de l' Utah et le nord de l' Arizona . Environ 90 % de la superficie est drainée par le fleuve Colorado et ses principaux affluents : le Green , le San Juan et le Little Colorado .
La beauté sculptée et les couleurs éclatantes des couches de roches sédimentaires du plateau du Colorado ont captivé l'imagination d'innombrables géologues. Il s'agit d'une vaste région de plateaux, de mesas et de canyons profonds dont les parois exposent des roches dont l'âge varie de milliards à quelques centaines d'années.
Les roches précambriennes anciennes, exposées uniquement dans les canyons les plus profonds, constituent le sous-sol du plateau du Colorado. La plupart sont des roches métamorphiques formées au plus profond de la Terre, tandis que des collisions continentales à grande échelle ont produit le noyau du continent nord-américain il y a plus d'un milliard d'années. Les roches ignées injectées des millions d'années plus tard forment un réseau marbré à travers des parties du socle métamorphique plus sombre du plateau du Colorado.
Ces roches profondément formées ont été soulevées, érodées et exposées pendant des éons. Il y a 600 millions d'années, l'Amérique du Nord était biseautée en une surface remarquablement lisse. C'est sur cette surface de roche cristalline que les roches stratifiées plus jeunes et plus familières du plateau du Colorado ont été déposées.
Tout au long de l'ère paléozoïque, la région du plateau du Colorado a été périodiquement inondée par les mers tropicales. D'épaisses couches de calcaire, de grès, de siltite et de schiste se sont déposées dans les eaux marines peu profondes. Pendant les périodes où les mers se retiraient, des dépôts de cours d'eau et des sables de dunes se sont déposés ou des couches plus anciennes ont été enlevées par l'érosion. Plus de 300 millions d'années se sont écoulées sous forme de couches de sédiments accumulées.
Il a fallu attendre le début des bouleversements qui ont coïncidé avec la formation du supercontinent Pangée il y a environ 250 millions d'années pour que les dépôts de sédiments marins diminuent et que les dépôts terrestres dominent. Les dépôts sédimentaires de l'ère mésozoïque sont frappants. De grandes accumulations de sable de dunes durcies pour former des arcs de balayage dans le grès à lits croisés. Les éruptions des chaînes de montagnes volcaniques à l'ouest ont enseveli de vastes régions sous des débris cendrés. Des rivières, des lacs et des mers intérieures de courte durée ont laissé des traces sédimentaires de leur passage.
L'une des caractéristiques les plus fascinantes du plateau du Colorado sur le plan géologique est sa remarquable stabilité. Relativement peu de déformations rocheuses (p. ex., failles et plissements ) ont affecté ce bloc crustal élevé et épais au cours des 600 derniers millions d'années environ. En revanche, le plateau est entouré de provinces qui ont subi de graves déformations. La construction de montagnes a poussé les montagnes Rocheuses au nord et à l'est et une tension énorme, qui étendait la terre, a créé la province du bassin et de la chaîne à l'ouest et au sud.
Bien que le bassin et la chaîne de montagnes et le plateau du Colorado semblent avoir peu de points communs, leurs histoires géologiques sont intimement liées. Au début de cette ère ( période paléogène ), les deux régions avaient de faibles altitudes, probablement inférieures à 1 kilomètre. Les géologues continuent de rassembler des preuves et de débattre de la suite des événements.
Commençant il y a environ 20 millions d'années, au cours de l' époque du Miocène , les régions du bassin et de la chaîne de montagnes et du plateau du Colorado ont été soulevées jusqu'à 3 kilomètres. Une grande tension s'est développée dans la croûte, probablement liée aux mouvements changeants des plaques loin vers l'ouest. Au fur et à mesure que la croûte s'étirait, la province du bassin et de la chaîne s'est divisée en une multitude de vallées et de montagnes allongées. Pourtant, pour une raison inconnue, le plateau du Colorado voisin a pu préserver son intégrité structurelle et est resté un seul bloc tectonique. Finalement, le grand bloc de croûte du plateau du Colorado s'est élevé d'un kilomètre plus haut que le bassin et la chaîne.
À mesure que la terre s'élevait, les ruisseaux ont réagi en coupant des canaux de plus en plus profonds. Le plus connu de ces cours d'eau, le fleuve Colorado , a commencé à creuser le Grand Canyon il y a moins de 6 millions d'années. Les forces de l'érosion ont exposé le kaléidoscope vivant des couches rocheuses qui font du plateau du Colorado une Mecque pour les amateurs de roches.
Système des montagnes Rocheuses
Les Rocheuses forment une barrière montagneuse majestueuse qui s'étend du Canada au centre du Nouveau-Mexique. Bien que formidable, un regard sur la topographie révèle une série discontinue de chaînes de montagnes aux origines géologiques distinctes.
Les roches qui composent les montagnes ont été formées avant que les montagnes ne soient élevées. Les noyaux des chaînes de montagnes sont dans la plupart des endroits formés de morceaux de croûte continentale vieux de plus d'un milliard d'années. Au sud, une chaîne de montagnes plus ancienne s'est formée il y a 300 millions d'années, puis s'est érodée. Les roches de cette chaîne plus ancienne ont été réformées dans les montagnes Rocheuses.
Les montagnes Rocheuses ont pris forme au cours d'une période d'activité intense de la tectonique des plaques qui a formé une grande partie du paysage accidenté de l'ouest des États-Unis. Trois grands épisodes de formation de montagnes ont remodelé l'ouest il y a environ 170 à 40 millions d'années (du Jurassique au Cénozoïque ). Le dernier événement de construction de montagnes, l' orogenèse du Laramide , (il y a environ 70 à 40 millions d'années), le dernier des trois épisodes, est responsable de l'élévation des montagnes Rocheuses.
Au cours de la dernière moitié de l'ère mésozoïque, l'âge des dinosaures, une grande partie de la Californie, de l'Oregon et de Washington d'aujourd'hui ont été ajoutés à l'Amérique du Nord. l'ouest de l'Amérique du Nord a subi les effets de collisions répétées lorsque des plaques de croûte océanique ont coulé sous la bordure continentale. Des éclats de croûte continentale, entraînés par la subduction des plaques océaniques, ont été entraînés dans la zone de subduction et grattés sur le bord de l'Amérique du Nord.
À environ 200 à 300 milles à l'intérieur des terres, le magma généré au-dessus de la plaque de subduction s'est élevé dans la croûte continentale nord-américaine. De grandes chaînes de montagnes volcaniques en forme d'arc se sont développées alors que de la lave et des cendres jaillissaient de dizaines de volcans individuels. Sous la surface, de grandes masses de roche en fusion ont été injectées et durcies en place.
Pendant 100 millions d'années, les effets des collisions de plaques se sont concentrés très près du bord de la limite nord-américaine des plaques, loin à l'ouest de la région des Rocheuses. Ce n'est qu'il y a 70 millions d'années que ces effets ont commencé à atteindre les Rocheuses.
La croissance des montagnes Rocheuses a été l'une des énigmes géologiques les plus déroutantes. Normalement, la construction de montagnes se concentre entre 200 et 400 milles à l'intérieur des terres à partir d'une limite de zone de subduction, mais les Rocheuses sont à des centaines de milles plus à l'intérieur des terres. Bien que les géologues continuent de rassembler des preuves pour expliquer la montée des Rocheuses, la réponse réside très probablement dans une dalle de subduction inhabituelle.
Dans une zone de subduction « typique », une plaque océanique s'enfonce généralement à un angle assez élevé (voir ci-dessus). Un arc volcanique se développe au-dessus de la plaque de subduction. Au cours de la croissance des montagnes Rocheuses, l'angle de la plaque de subduction peut avoir été considérablement aplati, déplaçant le foyer de fonte et de formation de montagnes beaucoup plus à l'intérieur des terres que prévu.
Il est postulé que l'angle faible de la plaque de subduction a considérablement augmenté le frottement et d'autres interactions avec la masse continentale épaisse au-dessus d'elle. Des poussées énormes ont empilé des feuilles de croûte les unes sur les autres, créant la chaîne de montagnes Rocheuses extraordinairement large et élevée.
Il y a 60 millions d'années, les Rocheuses étaient comme le Tibet : un haut plateau, probablement à 6 000 mètres (20 000 pieds) d'altitude. Depuis lors, l' érosion a arraché les hautes roches, révélant les roches ancestrales en dessous et formant le paysage actuel des Rocheuses. Des périodes de glaciation se sont produites de l' époque pléistocène (il y a 1,8 million à 70 000 ans) à l' époque holocène (il y a moins de 11 000 ans). Les périodes glaciaires ont laissé leur marque sur les Rocheuses, formant de vastes reliefs glaciaires , tels que des vallées et des cirques en forme de U .
Hautes-terres laurentiennes
Chaque continent possède un noyau de roches métamorphiques très anciennes. La Province des Hautes Terres du Supérieur est l'extension méridionale de la Province des Hautes Terres des Laurentides, qui fait partie du noyau de l'Amérique du Nord appelé Bouclier canadien . Les roches du socle de la province des hautes terres laurentiennes se sont métamorphosées il y a environ 2500 millions d'années lors d'une collision de plaques tectoniques en formation de montagnes appelée orogenèse de Kenoran .
Les roches des hautes terres du Supérieur sont principalement des roches métamorphiques précambriennes et des roches paléozoïques sus- jacentes ( cambrien ) recouvertes d'un mince placage de dépôts glaciaires laissés par la fonte des glaciers à la fin de l' ère glaciaire pléistocène . Si nous pouvions enlever toutes les roches plus jeunes déposées au sommet du sous-sol précambrien enfoui, vous verriez un paysage de faible relief. La topographie des roches précambriennes est très modérée, avec à peine 500 pieds de différence entre le point le plus élevé et le plus bas. De toute évidence, cette région a été exposée à une très longue période d'érosion dans un passé très lointain qui a biseauté la surface montagneuse d'origine en une surface légèrement ondulée. La surface actuelle n'est pas très différente. Les collines s'élèvent à quelques centaines de mètres au-dessus de la campagne environnante. Les plus élevés d'entre eux, comme Rib Hill , dans le Wisconsin, sont principalement constitués de quartzite ou de granit résistant .
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La structure de la roche supérieure des hautes terres est assez complexe. Des plis et des failles, la plupart remontant à l'époque précambrienne, enregistrent plusieurs épisodes de formation de montagnes. Les collisions de plaques qui ont formé le noyau de notre continent ont laissé derrière elles une tendance structurelle frappante. Les crêtes et les vallées sont fortement alignées le long de cette tendance nord-est-sud-ouest. Le lac Supérieur est un exemple de cette tendance structurelle nord-est-sud-ouest. Des crêtes de roches résistantes à l'érosion s'élèvent au-dessus des vallées et sont creusées dans des unités rocheuses plus faibles.
Les effets des glaciations répétées ont laissé leur marque sur les hautes terres du Supérieur. La topographie glaciaire actuelle est le produit de la glaciation la plus récente qui s'est terminée il y a tout juste 10 000 ans. À la fin du Wisconsin , la dernière glaciation du Pléistocène, une immense calotte glaciaire continentale s'est formée d'abord au nord, puis s'est progressivement étendue vers le sud. Plusieurs lobes de glace glaciaire épais en forme de doigts ont englouti la région alors qu'ils se déplaçaient dans le bassin du Supérieur. Des roches de toutes tailles ont été arrachées et nettoyées plus au nord et emportées par la masse glacée. Lorsque les calottes glaciaires continentales fondent, elles ont laissé derrière elles un assortiment de roches appelées dérive glaciaire qui recouvre une grande partie du paysage des hautes terres du Supérieur.
Plaines intérieures
Les plaines intérieures sont une vaste région qui s'étend sur le noyau stable de l'Amérique du Nord. Cette zone s'est formée lorsque plusieurs petits continents sont entrés en collision et se sont soudés il y a plus d'un milliard d'années, pendant le Précambrien. Les roches métamorphiques et ignées précambriennes forment maintenant le socle des plaines intérieures et constituent le noyau stable de l'Amérique du Nord. À l'exception des Black Hills du Dakota du Sud, toute la région a un faible relief, reflétant plus de 500 millions d'années de stabilité tectonique relative.
Tout au long des ères paléozoïque et mésozoïque, la région des plaines intérieures, principalement de faible altitude, est restée relativement peu affectée par les collisions tectoniques de formation de montagnes subies par les marges ouest et est du continent.
Pendant une grande partie de l'ère mésozoïque, l'intérieur du continent nord-américain était principalement bien au-dessus du niveau de la mer, à deux exceptions notables. Pendant une partie du Jurassique (il y a 208 à 144 millions d'années), la montée des eaux a inondé les basses terres du continent. Une grande partie des plaines intérieures a finalement été submergée sous la mer peu profonde de Sundance .
Les sédiments érodés des montagnes Rocheuses montantes à l'ouest se sont jetés dans la mer et se sont déposés sous forme de couches de débris fins. Au fur et à mesure que le sable, la boue et les argiles s'accumulaient, la mer de Sundance s'est retirée vers le nord. Les restes d'innombrables dinosaures qui parcouraient la côte de Sundance sont préservés dans les grès, les mudstones et les argiles multicolores qui constituaient le rivage.
Les assemblages de fossiles cachés dans les couches sédimentaires de la Formation de Morrison sont parmi les plus riches au monde. Dans certaines régions, les ossements de nombreux dinosaures sont concentrés dans une très petite zone, ce qui indique qu'ils ont été transportés lors des inondations, puis déposés ensemble au bord d'un ruisseau.
Une fois de plus, au cours de la période du Crétacé (il y a 144-65 millions d'années), le niveau record de la mer a inondé l'intérieur du continent avec des mers peu profondes.
Les plaines intérieures ont continué à recevoir des dépôts de l'érosion des montagnes Rocheuses à l'ouest et des Appalaches et des monts Ozark/Ouachita à l'est et au sud tout au long de l'ère la plus récente, le Cénozoïque. La planéité des plaines intérieures est le reflet de la plate-forme de dépôts marins et fluviaux essentiellement plats déposés dans les ères mésozoïque et cénozoïque.
Appalaches, hautes terres intérieures et plaines atlantiques
Les roches des Appalaches , Ouachita , Monts Ozark sont anciennes et partagent une origine commune. Ils se composent en grande partie de roches sédimentaires d' âge paléozoïque qui se sont déposées sur le fond marin et sont actuellement plissées et faillées. Les Appalaches ont également des roches volcaniques et des éclats d'anciens fonds marins. Ces montagnes faisaient autrefois partie d'une puissante chaîne de montagnes surélevée qui s'étend des hautes terres des Appalaches au Texas.
Au début de l' ère paléozoïque , le continent qui deviendra plus tard l'Amérique du Nord chevauchait l'équateur. La région des Appalaches était une marge de plaque passive , un peu comme la province actuelle de la plaine côtière de l'Atlantique . Pendant cet intervalle, la région a été périodiquement submergée sous des mers peu profondes. D'épaisses couches de sédiments et de roches carbonatées se sont déposées sur le fond marin peu profond lorsque la région a été submergée. Lorsque les mers se sont retirées, les dépôts sédimentaires terrestres et l'érosion ont dominé.
Au cours de la période ordovicienne moyenne (il y a environ 440 à 480 millions d'années), un changement dans les mouvements des plaques a ouvert la voie au premier événement de construction de montagnes paléozoïques ( orogenèse taconique ) en Amérique du Nord. La marge passive des Appalaches, autrefois calme, s'est transformée en une limite de plaque très active lorsqu'une plaque océanique voisine, le Japet , est entrée en collision et a commencé à s'enfoncer sous le craton nord-américain . Avec la naissance de cette nouvelle zone de subduction, les premières Appalaches sont nées.
Le long de la marge continentale, les volcans se sont développés, coïncidant avec le début de la subduction. Les failles de chevauchement ont soulevé et déformé des roches sédimentaires plus anciennes déposées sur la marge passive. Au fur et à mesure que les montagnes s'élevaient, l'érosion a commencé à les user. Les ruisseaux transportaient des débris rocheux en aval de la pente pour se déposer dans les basses terres voisines.
Ce n'était que le premier d'une série de collisions de plaques de construction de montagnes qui ont contribué à la formation des Appalaches. La formation des montagnes a continué périodiquement tout au long des 250 millions d' années ( Caledonian , acadiens , Ouachita , hercynienne et Alleghenian orogenèses). Le supercontinent pangéen a commencé à prendre forme. Des microplaques , de plus petits morceaux de croûte trop petits pour être appelés continents, ont été balayées, une par une, pour être soudées à la masse croissante.
Il y a environ 300 millions d'années ( période pennsylvanienne ), l'Afrique approchait du craton nord-américain. La ceinture de collision s'est propagée dans la région d' Ozark - Ouachita et à travers les montagnes Marathon du Texas. La collision continent contre continent a élevé la chaîne Appalaches-Ouachita à des niveaux élevés à l' échelle de l' Himalaya . La majeure partie de la Pangée a été achevée vers la fin de l'ère paléozoïque ( période permienne ) lorsque l'Afrique ( Gondwana ) s'est enfoncée dans l'agglomération continentale, avec les montagnes Appalaches-Ouachita près du noyau. Il y a environ 280 à 230 millions d'années (de la fin du Paléozoïque jusqu'au Trias supérieur ), le continent que nous connaissons maintenant sous le nom d'Amérique du Nord était continu avec l'Afrique, l'Amérique du Sud et l'Europe.
Au cours du Trias supérieur , la Pangée a commencé à se déchirer lorsqu'une fissure à trois volets s'est développée entre l'Afrique, l'Amérique du Sud et l'Amérique du Nord. Le rifting a commencé lorsque le magma a jailli à travers la faiblesse de la croûte, créant une zone de rift volcanique. Les éruptions volcaniques ont craché des cendres et des débris volcaniques à travers le paysage alors que ces fragments de Pangée de la taille d'un continent ont divergé. L'entaille entre les continents en expansion s'est progressivement agrandie pour former un nouveau bassin océanique, l' Atlantique . La zone de rift connue sous le nom de dorsale médio-atlantique a continué à fournir les matières premières volcaniques pour le bassin océanique en expansion.
L'Amérique du Nord a été lentement tirée vers l'ouest, loin de la zone du rift. L'épaisse croûte continentale qui composait la nouvelle côte est s'est effondrée en une série de blocs de failles tombant à peu près parallèlement à la côte actuelle. Au début, le bord chaud et faillé du continent était haut et porteur par rapport au nouveau bassin océanique. Au fur et à mesure que le bord de l'Amérique du Nord s'éloignait de la zone de rift chaud, il a commencé à se refroidir et à s'affaisser sous le nouvel océan Atlantique. Cette frontière de plaque divergente autrefois active est devenue le bord de fuite passif de l'Amérique du Nord qui se déplace vers l'ouest. En termes de tectonique des plaques, la plaine atlantique est connue comme un exemple classique de marge continentale passive .
Pendant le rifting, l'Amérique du Sud s'est arrachée à l'Amérique du Nord et s'est dirigée vers le sud. L'océan a inondé l'ouverture entre les deux continents, formant le golfe du Mexique . Un enregistrement de cet événement de rupture reste comme une marque indélébile sur le paysage appelé Mississippi Embayment . C'est cette baie qui a creusé le fossé dramatique entre le sud des Appalaches et les hautes terres d'Ouachita-Ozark.
Les intempéries et l'érosion ont prévalu et les montagnes ont commencé à s'user. À la fin de l'ère mésozoïque, les montagnes Appalaches-Ouachita avaient été érodées en une plaine presque plate. Les sédiments érodés de ces hautes terres ont été transportés vers l'est et le sud par des cours d'eau et ont progressivement recouvert la marge continentale faillée, l'enfouissant sous un coin de plusieurs milliers de pieds d'épaisseur de débris sédimentaires et volcaniques en couches. Aujourd'hui, la plupart des couches de roches sédimentaires du Mésozoïque et du Cénozoïque qui se trouvent sous une grande partie de la plaine côtière et du plateau continental frangeant restent presque horizontales ou s'inclinent doucement vers la mer.
Au cours du Cénozoïque, la géologie des différentes régions a divergé. Les Appalaches ont commencé à se soulever, contrairement aux Ouachita et aux Ozarks. Le soulèvement a rajeuni les cours d'eau, qui ont rapidement réagi en coupant vers le bas dans l'ancien socle rocheux. Certains ruisseaux coulaient le long de couches faibles qui définissent les plis et les failles créés plusieurs millions d'années auparavant. D'autres cours d'eau descendent si rapidement qu'ils traversent les roches plissées résistantes du noyau de la montagne, creusant des canyons à travers les couches rocheuses et les structures géologiques.
Alaska
La majeure partie de l'Alaska se compose de terranes accumulés par des collisions avec des arcs insulaires au cours des 160 derniers millions d'années. Ces terranes ont été causés par la subduction séquentielle des plaques Farallon , Kula et Pacific . Actuellement, la plaque du Pacifique est en train de s'enfoncer sous l'Alaska, produisant la série de volcans de l' arc aléoutien à travers la péninsule d'Alaska et les îles Aléoutiennes .
L'une des sutures laissées par l'ajout de terrane est la faille Denali , qui traverse le centre-sud de l'Alaska. La faille Denali se courbe juste au nord de Denali . La combinaison de la subduction de la plaque Pacifique et de la courbure de la faille Denali fait de Denali la plus haute montagne d'Amérique du Nord.
Hawaii
L'État d'Hawaï se compose d'une chaîne d'îles ou d'un archipel. L'archipel développé comme le Pacifique plaque se déplaçait lentement sur un northwestward point chaud dans le manteau de la Terre à une vitesse d'environ 32 miles (51 km) par million d' années. Ainsi, l'île du sud-est ( Hawaiʻi ) est volcaniquement active tandis que les îles à l'extrémité nord-ouest de l'archipel sont plus anciennes et généralement plus petites, en raison d'une plus longue exposition à l' érosion . L'âge de l'archipel a été estimé à l'aide de méthodes de datation potassium-argon. À partir de cette étude et d'autres, on estime que l'île la plus au nord-ouest, l' atoll de Kure , est la plus ancienne à environ 28 millions d'années (Ma) ; tandis qu'Hawai'i, est d'environ 0,4 Ma (400 000 ans). Le seul volcanisme actif au cours des 200 dernières années a été sur Hawai'i et sur le volcan submergé mais en croissance à l'extrême sud-est, Lo'ihi .
Presque tout le magma du hotspot a la composition de basalte , et donc les volcans hawaïens sont composés presque entièrement de cette roche ignée. Il y a très peu de gabbro et de diabase à grains plus grossiers . La néphélinite est exposée sur les îles mais est extrêmement rare. La majorité des éruptions à Hawaï sont des éruptions de type hawaïen car le magma basaltique est relativement fluide par rapport aux magmas généralement impliqués dans des éruptions plus explosives, telles que les magmas andésitiques qui produisent certaines des éruptions spectaculaires et dangereuses autour des marges du bassin du Pacifique.