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La région des Rocheuses, à l’ouest des Grandes Plaines, est divisée en Rocheuses du Nord, du Milieu et du Sud, ainsi qu’en bassin du Wyoming (figure 4.18). Les Rocheuses, qui s’étendent au nord jusqu’au Canada et au sud jusqu’au Nouveau-Mexique, se sont formées à la fin du Mésozoïque lorsque la compression de la croûte terrestre a entraîné une déformation et des failles de chevauchement. Les montagnes sont constituées de roches ignées, sédimentaires et métamorphiques qui ont été soulevées pendant les orogénies Sevier et Laramide, il y a environ 80 à 55 millions d’années. Aujourd’hui, les plus hautes montagnes des Rocheuses se trouvent dans l’État du Colorado, où plus de 50 montagnes ont une altitude supérieure à 4 270 mètres (14 000 pieds). Dans le Centre-Nord-Ouest, cependant, les plus hautes des Rocheuses sont situées dans le Wyoming (figure 4.19), où cinq pics ont une altitude de plus de 4000 mètres (13 120 pieds).
Figure 4.18 : Sous-régions physiographiques des montagnes Rocheuses.
Figure 4.19 : Les Grand Tetons, certaines des plus hautes montagnes du Wyoming, vus depuis le Snake River Overlook. Le Grand Teton, le plus haut sommet, a une altitude de 4199 mètres (13 775 pieds).
Les montagnes Rocheuses ont subi une érosion importante grâce aux forces de la météorisation et de la glaciation. Au cours du Cénozoïque, des milliers de pieds de sédiments ont été érodés des Rocheuses et transportés vers l’est dans les bassins adjacents, qui se sont formés à la suite de la déformation vers le bas pendant la formation des montagnes. L’érosion des Rocheuses a rempli ces bassins, formant de nombreuses zones intermontagneuses plates. L’érosion glaciaire au cours du Quaternaire a créé les pics déchiquetés et les cuvettes que nous voyons aujourd’hui.
Une ligne de partage des eaux est une frontière entre deux bassins de drainage ou bassins versants.
La ligne de partage des eaux longe la crête des Rocheuses. Elle sépare les bassins versants de l’Amérique du Nord en ceux qui s’écoulent vers l’est et le sud dans l’océan Atlantique et le golfe du Mexique, et ceux qui s’écoulent vers l’ouest en direction de l’océan Pacifique.
Les montagnes Rocheuses du Nord
Les montagnes Rocheuses du Nord se trouvent dans le nord-est de l’État de Washington, le nord de l’Idaho, l’ouest du Montana et le nord-ouest du Wyoming. Ces montagnes sont plus basses que celles du sud, atteignant des hauteurs d’environ 3660 mètres (12 000 pieds). En Idaho et dans l’ouest du Montana, les Rocheuses du Nord sont composées d’une série de chaînes de montagnes, dont les montagnes Clearwater, White Cloud, Salmon River, Sawtooth et Lost River. Ces chaînes se sont formées à la suite du soulèvement et de l’érosion du batholite de l’Idaho, une masse de plutons granitiques qui s’est formée au Crétacé lorsque la plaque océanique Farallon s’est subduite sous la côte ouest de l’Amérique du Nord. Le batholite, qui sous-tend environ 39 900 kilomètres carrés (15 400 miles carrés) du centre de l’Idaho (figure 4.20), a été soulevé et exposé il y a entre 65 et 50 millions d’années. Depuis, l’altération et l’érosion ont sculpté la roche granitique du batholite en pics rugueux (figure 4.21).
Figure 4.20 : Étendue du batholite de l’Idaho.
Figure 4.21 : Les montagnes Sawtooth au-dessus du lac Toxaway dans la région sauvage de Sawtooth, Idaho. Ces montagnes sont formées de granite provenant du batholite de l’Idaho.
Les montagnes Rocheuses du Nord du Montana abritent également la ceinture de plis et de chevauchements de la Cordillère, une zone de roche déformée créée par la compression crustale lors de la collision de la plaque océanique Farallon avec la plaque nord-américaine. Des blocs de roches plus anciennes ont été poussés vers l’avant sur des strates plus jeunes, ce qui a donné naissance au chevauchement de Lewis, une faille de chevauchement de 320 kilomètres de long qui s’étend du centre du Montana au sud de l’Alberta, au Canada. Le parc national des Glaciers, dans le nord du Montana, contient de nombreux affleurements liés à cette ceinture de failles, notamment le mont Chief, haut de 2770 mètres (9080 pieds) (figure 4.22).
Figure 4.22 : Le mont Chief, situé dans le parc national des Glaciers du Montana, est un bloc de roche précambrienne qui repose directement sur des schistes crétacés plus jeunes, suite à une faille de chevauchement le long du chevauchement de Lewis. La feuille de chevauchement environnante a été érodée, laissant derrière elle la montagne comme un bloc isolé.
Les montagnes Rocheuses moyennes
Les montagnes Rocheuses moyennes se composent de plusieurs chaînes de montagnes, y compris les montagnes Wasatch, Teton, Absaroka, Bighorn et Wind River.
Les montagnes Wasatch et Teton ont été soulevées au cours du Cénozoïque à la suite d’une faille, probablement due à des processus liés à l’extension dans la région du Basin and Range. Les deux chaînes s’étendent dans une direction nord-sud, et toutes deux bordent le Bassin et la Chaîne : les Tetons s’étendent le long de la frontière du Wyoming et de l’Idaho, et la chaîne Wasatch s’étend de la limite sud-est de l’Idaho jusqu’à l’Utah. Les Wasatch Mountains (appelées Bear River Mountains à leur entrée dans l’Idaho) se sont formées à partir de failles de chevauchement du Crétacé et de l’érosion de batholithes granitiques, suivies d’un soulèvement plus récent. Les Teton Mountains sont la chaîne la plus jeune des Rocheuses. Elles se sont formées lorsque les roches situées d’un côté d’une faille normale ont été soulevées par l’extension de la croûte terrestre il y a entre neuf et six millions d’années. Les roches situées de l’autre côté de la faille ont été abaissées, créant une vallée qui est aujourd’hui connue sous le nom de Jackson Hole. Grâce à la faille à la base de la chaîne, les Tetons sont dépourvus de contreforts sur leur côté oriental et s’élèvent brusquement jusqu’à 2100 mètres (7000 pieds) au-dessus du fond de la vallée.
Voir la Région 5 : Bassin et chaîne plus loin dans ce chapitre pour en savoir plus sur les processus uniques qui ont formé sa topographie.
Les montagnes Bighorn et Wind River ont toutes deux des roches précambriennes en leur cœur, avec des roches sédimentaires paléozoïques et mésozoïques sus-jacentes qui ont été soulevées et exposées pendant le Crétacé. Les Wind River Mountains, formées par des failles de chevauchement mésozoïques-cénozoïques, sont les plus hautes montagnes du Wyoming, avec 40 sommets dépassant les 3960 mètres d’altitude. Des lignes de faille traversent également les flancs des Bighorns, et la face occidentale de la chaîne est percée de gorges (figure 4.23).
Figure 4.23 : Tensleep Canyon, Washakie County, Wyoming.
La chaîne Absaroka s’étend sur la frontière entre le Montana et le Wyoming, et forme la limite orientale du parc national de Yellowstone. Les Absarokas sont les vestiges d’un champ volcanique éocène de 23 000 kilomètres carrés (9 000 miles carrés) rempli de débris volcaniques mal consolidés, d’intrusions ignées et de tufs. Ces roches volcaniques ne sont pas liées à l’activité ignée du point chaud de Yellowstone, qui s’est produite plus récemment. Ce matériau, en grande partie plus meuble, a été facilement érodé au fil du temps, ce qui a donné naissance aux pentes abruptes et à la topographie en dents de scie des Absarokas (figure 4.24). Bien qu’une grande partie de la chaîne ait été recouverte de glace pendant la dernière glaciation, l’altération a détruit la plupart des vestiges de reliefs glaciaires.
Figure 4.24 : Une vue aérienne de la chaîne Absaroka près de Livingston, Montana.
Le plateau de Yellowstone se trouve dans les Middle Rockies de l’ouest du Wyoming, et c’est l’emplacement du parc national de Yellowstone et du point chaud de Yellowstone. Les points chauds peuvent se produire sous la croûte continentale et océanique, et ils fournissent la preuve que les plaques tectoniques de la Terre se déplacent. Comme les points chauds sont presque immobiles dans le manteau, ils restent en place lorsque les plaques se déplacent lentement sur eux, formant une chaîne de caractéristiques volcaniques dont l’âge augmente à mesure que l’on s’éloigne du point chaud. L’Amérique du Nord a d’abord chevauché le point chaud de Yellowstone dans ce qui est aujourd’hui l’État de Washington, où l’on pense qu’il a produit les basaltes du fleuve Columbia. Alors que la plaque nord-américaine continuait à se déplacer, le point chaud s’est retrouvé sous la frontière actuelle entre l’Oregon et le Nevada, et a commencé à générer une succession d’explosions violentes, produisant des caldeiras, entrecoupées de coulées de basalte plus calmes. Nous pouvons facilement retracer le mouvement du continent en suivant le parcours des caldeiras à travers l’Idaho jusqu’à l’angle nord-ouest du Wyoming et du parc national de Yellowstone (figure 4.25). La plus récente caldeira de Yellowstone a été produite par une éruption volcanique explosive il y a 630 000 ans (figure 4.26). L’activité géothermique se poursuit aujourd’hui dans la région, comme en témoignent les geysers, les sources chaudes, les évents de vapeur et les volcans de boue.
Les geysers et autres éléments aquatiques se forment à partir de la circulation d’eau souterraine chaude, canalisée par les zones de fracture des anciennes éruptions de Yellowstone. Le magma provenant du point chaud de Yellowstone réchauffe les roches sus-jacentes et l’eau qui s’y écoule. Les zones de fracture relient cette source de chaleur souterraine à la surface et produisent des geysers (figure 4.27), des sources chaudes (figure 4.28), des évents de vapeur et des volcans de boue.
Figure 4.25 : Le trajet du point chaud de Yellowstone au cours des 16 derniers millions d’années, y compris la plaine de la rivière Snake (qui fait partie de la région du plateau Columbia) et le parc national de Yellowstone. Pendant cette période, la plaque nord-américaine s’est déplacée vers le sud-ouest au-dessus du point chaud.
Comment fonctionnent les geysers ?
Lorsque l’eau surchauffée pénètre dans des fractures souterraines, elle devient très pressurisée, ce qui l’empêche de refroidir. Les fractures qui créent les geysers contiennent une restriction près de la surface qui empêche l’eau de circuler vers la surface et de diffuser la chaleur, comme dans une source chaude. Si une poche d’eau profonde commence à bouillonner, entraînant une fuite d’eau par l’orifice de la fracture, la pression dans le système est réduite. L’eau se transforme en vapeur et le geyser entre en éruption ; une fois l’éruption terminée, le processus de pressurisation recommence
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Figure 4.26 : Étendue de la caldeira de Yellowstone dans le parc national de Yellowstone (Wyoming, chevauchant le Montana et l’Idaho), créée il y a 630 000 ans. La petite zone délimitée par la ligne pointillée représente une petite caldeira plus jeune, créée lors d’une éruption il y a 174 000 ans, et aujourd’hui remplie par une partie du lac Yellowstone.
Figure 4.27 : Geyser Old Faithful en éruption dans le parc national de Yellowstone. Ce geyser est l’un des plus prévisibles au monde, avec des intervalles de 60 à 90 minutes entre chaque éruption, qui peut projeter 32 000 litres (8400 gallons) d’eau bouillante jusqu’à 56 mètres (185 pieds) de haut et durer jusqu’à cinq minutes.
Figure 4.28 : Une vue aérienne de la source Grand Prismatic Spring au parc national de Yellowstone, la plus grande source chaude d’Amérique du Nord, avec un diamètre moyen de 85 mètres (275 pieds). Les couleurs vives de la source sont causées par des bactéries qui vivent dans l’eau.
Le bassin du Wyoming
Le bassin du Wyoming est l’un des nombreux bassins intermontagneux qui se sont formés lors du soulèvement des Rocheuses. Lorsque les Rocheuses ont subi une altération et une érosion, des couches de sédiments de plusieurs milliers de pieds d’épaisseur ont été déposées dans ces bassins.
Les vents sont nommés en fonction de la direction d’où ils proviennent. Par exemple, un « vent d’ouest » souffle de l’ouest et se déplace vers l’est.
Le bassin du Wyoming est particulièrement remarquable parce qu’il contient le bassin de la grande ligne de partage des eaux – un important bassin de drainage fermé, ou une zone de terre d’où l’eau ne s’écoule pas dans un océan, mais est plutôt retenue et se diffuse par évaporation ou infiltration. Ce bassin chevauche la ligne de partage des eaux et comprend le désert rouge, une steppe aride et un paysage désertique qui s’étend sur 24 000 kilomètres carrés (9320 miles carrés) dans le centre-sud du Wyoming. Le désert ne reçoit qu’environ 20 centimètres (8 pouces) de précipitations annuelles, et la plupart de son eau provient de la fonte des neiges au printemps. Ce bref afflux d’humidité forme des eaux stagnantes qui donnent naissance à des zones humides temporaires, des cours d’eau intermittents et des vasières lors des années humides, et qui s’évaporent pour former des marais salants lors des années de sécheresse. Le désert rouge contient également les dunes de sable Killpecker, l’un des plus grands champs de dunes d’Amérique du Nord, qui s’étend sur 44 110 hectares (109 000 acres) du bassin de Great Divide (figure 4.29). Les dunes se sont formées à partir de sédiments glaciaires qui se sont accumulés le long des berges des rivières Big Sandy et Little Sandy, au nord-est. Au cours des 20 000 dernières années, les vents d’ouest ont déplacé le sable vers son emplacement actuel.
Figure 4.29 : Une vue aérienne des dunes de sable de Killpecker dans le Wyoming.
Les Rocheuses du Sud
Voir le chapitre 2 : Les roches pour en savoir plus sur les stromatolites.
La majeure partie des Rocheuses du Sud est située dans le Colorado et le Nouveau-Mexique, et seuls trois petits fronts s’étendent au nord dans le Wyoming, à l’est du bassin du Wyoming. Il s’agit des monts Laramie, des monts Medicine Bow et de la Sierra Madre. Ces trois chaînes sont constituées d’un noyau de roches métamorphiques précambriennes soulevées, flanquées de strates sédimentaires plus jeunes. Les montagnes Medicine Bow contiennent d’abondants vestiges de stromatolites.