Et l’histoire géologique de la Virginie
Aller directement au modèle Introduction aux modèles de rifting
Au cours des 600 derniers millions d’années, la côte orientale de l’Amérique du Nord a connu deux événements de rifting, c’est-à-dire l’ouverture de deux bassins océaniques : le proto-atlantique (stade C) et l’Atlantique (stade L). Avant cela, il y a probablement eu d’autres événements de rifting. La Virginie et la région médio-atlantique ont un bon dossier sur ces rifts, même s’ils sont fragmentaires et parfois masqués par des événements ultérieurs.
Découvrir et démêler les événements géologiques majeurs nécessite d’avoir un modèle théorique de la façon dont ces événements se produisent, et les types de roches et de structures qu’ils génèrent, afin que nous reconnaissions les preuves pour ce qu’elles sont quand nous les voyons, même si elles sont fragmentaires et masquées. Les modèles modernes des événements de rifting sont basés sur une grande diversité d’informations, qu’il s’agisse d’informations géophysiques, de preuves d’événements modernes ou de preuves d’événements anciens. Ces modèles précisent non seulement la séquence des événements et leur chronologie, mais ils nous disent aussi exactement quelles preuves sont nécessaires pour identifier un événement de rifting ancien.
Il est bien sûr agréable d’avoir autant de preuves que possible, mais parfois, si vous avez juste un peu de la bonne preuve qui s’intègre sans équivoque dans le modèle théorique, l’événement ancien peut être reconnu pour ce qu’il est, et reconstruit. Qui plus est, le modèle théorique vous indique quelles autres preuves rechercher, et où, pour étayer l’interprétation.
On a parfois l’idée que les scientifiques se contentent de rassembler des preuves du mieux qu’ils peuvent, et qu’ils essaient ensuite de leur donner un sens, du mieux qu’ils peuvent. Ce n’est jamais le cas. Les scientifiques ont toujours une assez bonne idée de ce qu’ils recherchent lorsqu’ils recueillent des données, car ils ont une théorie (un modèle) qui leur indique ce qu’ils doivent rechercher. Et s’ils trouvent des preuves qui ne correspondent pas à leur théorie, alors il y a une bonne probabilité que leur théorie soit fausse, et qu’une nouvelle théorie doive être conçue.
La ligne de fond est, il n’y a pas une telle chose comme une observation impartiale. Nous savons toujours ce que nous voulons et espérons trouver dans le monde naturel, même si nous pouvons être choqués, ou agréablement surpris, de trouver quelque chose de différent.
Il est possible de lire l’histoire géologique de la Virginie (version 16 pages) sans connaître les modèles dont nous disposons pour l’expliquer et lui donner un sens, mais l’histoire est beaucoup plus significative si vous savez que les modèles existent, et ce qu’ils disent. Il est important de se rappeler, cependant, qu’un modèle n’est qu’un modèle, une synthèse, une moyenne, un idéal. Le monde naturel correspond rarement parfaitement à un modèle et nous devons être prêts à travailler avec une certaine quantité de divergence par rapport au modèle.
Panaches mantelliques et points chauds
Une frontière de plaque divergente, où deux plaques lithosphériques se séparent pour créer un bassin océanique, n’existe pas naturellement. Elle est créée par un processus de rifting (étapes B et C). Lorsqu’elles sont pleinement développées, les limites de plaques divergentes sont toujours situées à l’intérieur de bassins océaniques et les génèrent. Lorsque les plaques divergent, le magma mafique remonte du manteau dans la fissure ou le rift qui s’ouvre pour former une nouvelle lithosphère océanique, la suite d’ophiolites. Dans ce modèle de rifting, nous ne nous intéressons pas aux processus qui se produisent le long d’une marge divergente océanique entièrement développée. Au lieu de cela, nous examinons comment les frontières divergentes sont créées pour la première fois pendant le rifting d’un continent.
Une frontière de plaque divergente commence quelque part à l’intérieur d’une plaque, loin des bords. La plaque peut être un bloc de craton continental, ou une partie de bassin océanique (coupe transversale). Lorsque le rifting est terminé, une nouvelle frontière de plaque divergente et un nouveau bassin océanique ont été créés. L’ancienne plaque unique (ou continent) est divisée en deux plaques (ou continents).
Le rifting est initié par des panaches de magma qui remontent des profondeurs du manteau vers la surface. Les panaches sont répartis de façon aléatoire sur la terre ; la plupart naissent sous un continent ou un bassin océanique, mais certains peuvent exister aux frontières des plaques. Lorsque le panache s’élève vers la surface, il chauffe la lithosphère sus-jacente, c’est-à-dire l’enveloppe extérieure rigide de la Terre, ce qui la fait gonfler vers le haut et crée un point chaud. En général, le magma atteint la surface et provoque des volcans au niveau du point chaud. La coupe transversale ci-dessus montre à la fois un point chaud continental et un point chaud océanique.
Les panaches à l’origine des points chauds sont stationnaires dans le manteau ; contrairement aux plaques sus-jacentes qui se déplacent continuellement, les panaches ne bougent pas. Par conséquent, lorsqu’une plaque se déplace à travers un point chaud, l’activité tectonique et volcanique à la surface continue de se déplacer. Finalement, une longue chaîne de volcans peut se former. Les îles hawaïennes sont un exemple de point chaud océanique, et le parc de Yellowstone un point chaud continental.
Il existe de nombreux exemples anciens et modernes de points chauds. La plupart sont isolés et traversent toute leur histoire sans initier un événement de rifting. Parfois, cependant, plusieurs points chauds se rejoignent et entament une chaîne de processus qui aboutissent à un rifting, un nouveau bassin océanique et une nouvelle frontière de plaque divergente. Les processus responsables de ce phénomène sont décrits ci-dessous dans les quatre étapes suivantes.
Tache chaude et dôme thermique
Lorsqu’un panache mantellique atteint la base de la lithosphère continentale, il s’étale en créant un bassin de magma (voir coupe transversale ci-dessus). La lithosphère sus-jacente se réchauffe et se gonfle vers le haut pour former le point chaud, d’environ 1000 km de diamètre et 3 à 4 km au-dessus du niveau de la mer. La carte de droite montre une vue aréolaire (en avion) de deux points chauds avec des jonctions triples.
A mesure que le dôme du point chaud gonfle, sa surface supérieure s’étire jusqu’à ce que la croûte fragile se fissure (failles) le long d’une série de trois vallées de rift rayonnant à partir du centre du point chaud. Ces trois vallées de rift constituent une triple jonction. Idéalement, les trois vallées de rift rayonnent à partir du centre du point chaud à 120o, mais souvent la triple jonction n’est pas symétrique et les bras peuvent diverger à des angles impairs.
La chaleur du panache mantellique provoque une grande activité volcanique, mais elle est de deux sortes. Des tubes de magma mafique (basalte et gabbro) provenant du panache pondéré se frayent un chemin à travers la lithosphère, formant finalement des volcans à la surface. Mais la chaleur du panache réchauffe également la base du continent, faisant fondre des portions de celle-ci pour former du magma felsique (granite et rhyolite), qui peut également atteindre la surface pour former des volcans. Cette apparition simultanée de magma mafique et felsique est inhabituelle et est appelée association bimodale car deux types de magma nettement différents s’emplacent plus ou moins simultanément. La coupe transversale ci-dessous est un agrandissement le long de la ligne de coupe transversale A-B sur la carte à droite et montre le stade de point chaud gonflé avec un volcan mafique (basaltique) et des batholites felsiques (granitiques). Observez également les failles près de la surface et les horsts et graben précoces.
Un point chaud isolé peut passer par tous ces processus, … et puis simplement mourir. Le panache mantellique se dissipe, le continent se refroidit et s’enfonce à nouveau, l’activité volcanique s’arrête, et les sédiments remplissent les vallées du rift. À la fin, rien ne serait visible à la surface pour indiquer que les rifts et les volcans sont enfouis sous la surface.
Dans d’autres situations, cependant, lorsque plusieurs points chauds sont étroitement associés, ils peuvent se rejoindre pour former une très longue vallée de rift. Par exemple, la carte ci-dessus montre deux jonctions triples prêtes à se rejoindre. Si les conditions sont réunies, celles-ci peuvent alors initier la formation de nouvelles frontières de plaques divergentes, et d’un bassin océanique (discuté ci-dessous).
Lorsque les jonctions triples se rejoignent, seuls deux des trois bras de chaque jonction triple se connectent aux points chauds adjacents. Le troisième bras devient inactif et est, par conséquent, appelé un bras défaillant (ou aulacogène) (en bleu sur la carte ci-dessus). Lorsque le rifting est terminé et qu’un nouveau bassin océanique se forme, les aulacogènes existent comme une entaille coupant le continent presque à angle droit depuis le bord. De nombreux aulacogènes anciens sont connus, bien que la plupart soient maintenant remplis de sédiments et ne soient pas observables à la surface. Ils constituent une bonne preuve de l’existence d’un point chaud. Les sédiments et les roches volcaniques remplissant un aulacogène sont similaires aux processus opérant dans les rifts actifs.
Fondation de la vallée du rift et invasion marine
La fondation est l’effondrement d’une partie de la surface terrestre vers le bas pour former une dépression. Les rifts axiaux sont des fondations généralement de plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre, avec des élévations du plancher du rift aux crêtes des montagnes de chaque côté pouvant atteindre 4-5 km.
Structurellement, les vallées de rift sont des graben de faille de bloc (vallées créées lorsqu’un bloc de la terre s’enfonce), bordées par des montagnes de horst de chaque côté (les horsts sont des blocs de la terre qui se déplacent vers le haut par rapport au graben.) Si nous pensons à la mécanique d’un point chaud, la terre se gonfle vers le haut, ce qui l’amène à s’étirer ou à s’écarter sur le dessus. Lorsque la terre s’écarte, elle se fissure et laisse un espace, de sorte qu’un bloc de terre va naturellement glisser vers le bas dans cet espace (le graben). La partie qui ne glisse pas vers le bas, le horst, est maintenant plus haute. Comme la terre a déjà gonflé vers le haut avec le point chaud, il n’est pas nécessaire que les horst se déplacent vers le haut, mais il est facile pour le graben de glisser vers le bas. Ce processus se produit en dizaines de milliers de petites étapes, chacune créant une petite fissure, dont la somme totale étire la terre sur plusieurs kilomètres.
Les failles entre les horsts et le graben sont des failles normales, normales parce qu’il est « normal » qu’un graben tombe sous l’effet de la gravité. Les surfaces des failles sont incurvées de sorte que les blocs du graben tournent lorsqu’ils s’affaissent, piégeant de petits bassins où des lacs se forment entre le bloc en bas de la faille et le mur derrière la faille. Beaucoup de ces lacs sont très profonds et, d’après les lacs de rift modernes, peuvent être extrêmement salés ou alcalins. Dans les fonds des lacs, des argiles noires et riches en matières organiques s’accumulent car il n’y a pas de circulation ni d’oxygène dans les eaux profondes.
Typiquement, un grand nombre de horsts et de graben se forment, de toutes tailles. Les bords des principaux horsts bordant le graben axial sont les terrasses continentales (également appelées zones charnières). A l’intérieur du graben axial majeur se trouvent de nombreux horsts et graben plus petits.
Il est également typique que de plus petits demi graben (faille normale sur un côté seulement) se forment sur plusieurs centaines de kilomètres de part et d’autre du graben axial ou du rift axial (les termes sont interchangeables).
Initialement, le fond de la vallée axiale est subaréal, c’est-à-dire au-dessus de l’eau (sauf pour les lacs), mais au fur et à mesure que le graben axial s’affaisse, la mer l’envahit créant un bassin marin étroit (ce qui le rend subaquatique). Un exemple moderne de rift à ce stade est la mer Rouge.
Les hautes terres des montagnes horst qui bordent les vallées du rift sont composées de roches continentales ignées felsiques (granites) qui s’érodent rapidement en sédiments arkosiques grossiers (riches en feldspath). La plupart des sédiments sont déposés dans des systèmes courts où les environnements passent rapidement de la terre à la mer profonde. Tout autour des bords du bassin, à la base des failles, les sédiments s’accumulent dans des cônes alluviaux aux parois abruptes qui se transforment rapidement en rivières tressées, puis se déversent dans des cônes sous-marins. Le centre du bassin est souvent profond et anoxique, et des argiles et des silts noirs finement laminés s’y déposent. Des milliers de mètres de sédiments peuvent s’accumuler pendant ce stade.
Marge divergente précoce
Pendant le rifting actif, la croûte continentale, chauffée par le panache mantellique, s’étire comme de la tire tirée (ou du silly putty) et s’amincit, tandis que les couches supérieures fragiles se fissurent et se fondent pour former le rift axial. L’ensemble est maintenu par la chaleur du panache, et le magma mafique accumulé est beaucoup plus proche de la surface, ce qui facilite les éruptions. C’est une situation très instable (l’ensemble du système s’effondrerait rapidement si la chaleur était supprimée), et les processus continus ne font que la rendre de plus en plus instable.
En conséquence, peu de temps après que la mer ait inondé le rift axial, une grande poussée d’activité volcanique mafique commence le long d’un côté du rift axial. Le magma est d’abord injecté dans la croûte continentale granitique sous forme d’innombrables dykes basaltiques. Il y a tellement de dykes formés qu’il est difficile de déterminer quelles étaient les roches d’origine. Ce mélange de granite et de basalte injecté est une croûte de transition, car elle fait la transition entre la croûte continentale et la croûte océanique (voir le dessin ci-dessus). C’est le début de la scission finale du continent unique d’origine en deux, et de la formation du nouveau bassin océanique.
A mesure que l’activité volcanique se poursuit, l’écart entre les deux nouvelles marges continentales divergentes s’élargit en se séparant, et la formation de la lithosphère océanique commence. Des flots successifs de magma s’élèvent d’une cellule de convection nouvellement formée et s’injectent dans la brèche qui s’ouvre. Comme cette nouvelle roche ignée est de composition mafique (basalte près de la surface et gabbro en profondeur) et de densité élevée, elle « flotte » sur le manteau sous-jacent sous le niveau de la mer. Cela crée la nouvelle lithosphère océanique, appelée suite d’ophiolites. A une vitesse moyenne de rifting d’environ 5 cm/an, les deux nouvelles marges continentales divergentes peuvent être distantes d’un millier de kilomètres en 20 millions d’années.
Dans le processus de rifting, le rift axial n’est pas divisé en deux. L’initiation de la croûte océanique a lieu d’un côté ou de l’autre du rift axial. Un continent conserve le graben axial et l’autre le perd. Le résultat est une asymétrie des nouvelles marges continentales. La marge avec le rift axial tend à avoir une transition graduelle vers la croûte océanique, traversant le rift axial avec ses horsts et graben mineurs. Le continent sans graben axial tombe précipitamment sur la croûte océanique. Notre modèle suit le côté du graben axial à l’ouest (à gauche).
La chaleur et le magma qui remontent à la surface depuis la cellule de convection restent concentrés sur le site du rifting au centre du nouveau bassin océanique. Lorsque le bassin océanique s’élargit, les marges continentales nouvellement formées s’éloignent de la source de chaleur et se refroidissent. La croûte froide est plus dense que la croûte chaude et bientôt la terrasse continentale s’affaisse sous le niveau de la mer. Ces premiers stades sont le moment où le refroidissement et l’affaissement sont les plus rapides.
Au moment où la formation de la croûte océanique est bien engagée, le graben axial et latéral est presque rempli de sédiments. Au fur et à mesure que la nouvelle marge continentale s’affaisse, le niveau relatif de la mer s’élève, et le littoral commence à transgresser ou à migrer à travers la marge continentale. La mer transgressive étale une couche de sable de quartz pur sous la forme d’un dépôt de plage qui recouvre toute la région. Le sable quartzeux est la première preuve évidente dans les archives rocheuses que la terrasse continentale s’est affaissée sous le niveau de la mer et se stabilise.
A mesure que la mer transgresse, elle devient plus profonde et la plage cède la place à un environnement de plateau littoral, qui devient ensuite un environnement de plateau profond. Ce dépôt crée un coin de dépôts de marge continentale divergente (MCD) qui s’épaissit rapidement vers la mer, avec un plateau, une pente et une élévation (voir la coupe transversale ci-dessus).
Marge divergente complète
La subsidence due à la décroissance thermique (la perte de chaleur de la croûte et l’augmentation de la densité qui en résulte) est rapide au début, mais décline de façon exponentielle avec le temps. Les marges continentales divergentes mettent environ 120 millions d’années pour atteindre la stabilité (équilibre isostatique). Les sédiments continuent de s’accumuler pendant tout ce temps, les plus épais se trouvant vers l’océan où la subsidence est la plus importante, et s’amincissant vers le continent. Au final, on obtient un biseau sédimentaire de 17 kilomètres d’épaisseur à son maximum. Remarquez dans la coupe transversale le volcan qui, au stade du point chaud, se trouvait au-dessus du niveau de la mer, est maintenant très profond dans la terre.
Les sédiments déposés sur la marge continentale divergente restent principalement des eaux marines peu profondes car la subsidence et le dépôt se poursuivent à peu près au même rythme. Dans un climat chaud à côté d’un craton stable, il peut s’agir principalement de carbonates (calcaires et dolomies), sinon ce sont des grès et des schistes. Si la marge continentale se stabilise avant que quelque chose d’autre ne se produise, les sédiments continuent simplement à s’accumuler, mais s’accumulent maintenant (progrades) sur le fond de l’océan.
Cette étape finale du rifting se poursuivra indéfiniment, ou jusqu’à ce qu’un autre événement tectonique fasse intrusion pour détruire la marge divergente tranquille. Aller à Mountain Building Models Retour à la page d’accueil Continuer à A Descriptive Record of Virginia Geology Continuer à One Page History, Two Page History, 16 Page History.