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11 : Histoire géologique - Géosciences


11 : Histoire géologique - Géosciences

Ce projet étudie les hauts niveaux de la mer passés sur des littoraux qui préservent des récifs coralliens fossiles ou des terrasses marines. Nous déterminons l'ampleur des peuplements élevés au niveau de la mer par la cartographie de terrain, des mesures stratigraphiques et des mesures d'élévation précises. La géochronologie est réalisée par la datation au radiocarbone des mollusques (pour les dépôts de l'Holocène jusqu'au dernier glaciaire), la datation des coraux en série à l'uranium (pour la haute mer remonte à environ 500 000 ans) et les mesures des isotopes du strontium des mollusques (pour la haute mer). la mer a plus de 300 000 ans environ). Il est possible de déterminer les températures passées de l'eau des océans au cours de ces peuplements de haute mer par des interprétations paléozoogéographiques détaillées des assemblages de mollusques fossiles, une méthode traditionnelle éprouvée d'études paléoclimatiques en milieu marin. Nous étudions également les effets des changements du niveau de la mer sur les systèmes fluviaux côtiers et les dunes.

L'enregistrement géomorphologique du changement du niveau de la mer sur un littoral en hausse

Dans cette figure, le graphique inférieur montre les variations des isotopes de l'oxygène dans les foraminifères dans les carottes des grands fonds (Imbrie et al., 1984), qui sont d'excellents enregistrements des cycles glaciaires-interglaciaires. Les périodes isotopiques de l'oxygène sont appelées « stades », avec des stades impairs correspondant aux périodes interglaciaires chaudes, telles que la présente (stade isotopique de l'oxygène 1). Les périodes glaciaires froides portent des noms d'étapes pairs, comme la dernière grande période glaciaire (stade isotopique de l'oxygène 2). Étant donné que le niveau de la mer est bas pendant les périodes glaciaires (l'eau de l'océan est absorbée pour former des calottes glaciaires) et élevé pendant les périodes interglaciaires (les calottes glaciaires fondent et renvoient l'eau à l'océan), la courbe isotopique de l'oxygène présentée ici pour le passé

400 000 ans est dans une large mesure un enregistrement des fluctuations du niveau de la mer ainsi qu'un enregistrement des fluctuations de température.

Sur une côte tectoniquement active, comme la Californie, les changements du niveau de la mer sont enregistrés sous forme de terrasses marines, de bancs découpés par les vagues qui se sont formés dans la zone de surf pendant les périodes interglaciaires, mais sont maintenant au-dessus du niveau de la mer en raison du soulèvement. Des bancs taillés par les vagues se forment également pendant les périodes glaciaires, mais ils sont au large et sous l'eau pendant les périodes interglaciaires. Si le soulèvement est continu dans le temps, un paysage de type « marche d'escalier » se développe, comme illustré ici, chaque terrasse successivement plus élevée correspondant à une période interglaciaire successivement plus ancienne.

[Référence: Imbrie, J., Hays, JD, Martinson, DG, McIntyre, A., Mix, AC, Morley, JJ, Pisias, NG, Prell, WL, Shackleton, NJ, 1984, The orbital theory of Pleistocene climate: Support from a chronologie révisée de l'enregistrement marin δ 18 O, dans Berger, A., Imbrie, J., Hays, J., Kukla, G. et Saltzman, B., eds., Milankovitch and climate: Understanding the response to astronomique forçage : Dordrecht, Maison d'édition D. Reidel, p. 269-305.]

L'enregistrement géomorphologique du changement du niveau de la mer sur un littoral stable ou affaissant

Montré ici est la même courbe isotopique de l'oxygène que ci-dessus, au cours du passé

400 000 ans. Sur une côte tectoniquement stable, comme la Floride, la terre ne s'élève pas et parce que la côte est à faible énergie, les bancs taillés par les vagues ne sont pas aussi courants qu'en Californie. Cependant, la croissance des récifs coralliens peut avoir lieu dans des endroits favorables et les sommets de certains récifs coralliens se trouvent juste un peu en dessous du niveau de la mer au moment de la croissance. Ainsi, les hauts massifs interglaciaires passés de la mer sont enregistrés comme des calcaires de récifs coralliens, empilés les uns sur les autres (voir schéma). Les calcaires plus profonds sont progressivement plus âgés et chaque récif successif est marqué par un sol enfoui (paléosol) qui s'est formé pendant la période glaciaire intermédiaire, lorsque le niveau de la mer était bas.

Pourquoi cette recherche est-elle importante ?

L'un des problèmes les plus urgents dans les études sur le changement climatique est l'élévation possible du niveau de la mer due à la perte des grandes calottes glaciaires, qui aurait un impact sur la population, les infrastructures et les habitats le long des côtes du monde. On ne sait pas quelles calottes glaciaires polaires (Groenland, Antarctique de l'Ouest, Antarctique de l'Est) sont les plus à risque de perte de masse qui pourrait contribuer à l'élévation du niveau de la mer. En outre, on ne sait pas quelle est l'ampleur possible de l'élévation du niveau de la mer dans des conditions climatiques interglaciaires, à quelle vitesse le niveau de la mer peut s'élever ou combien de temps les niveaux élevés de la mer peuvent être maintenus. Les objectifs de ce projet sont de faire la lumière sur ces questions en étudiant des analogues de climat chaud du passé géologique.

Lorsque le niveau de la mer était plus élevé, d'où venait l'eau ? Voici les possibilités, avec la quantité d'élévation du niveau de la mer qu'elles pourraient fournir maintenant.

Quelle était la hauteur du niveau de la mer au cours de la dernière période interglaciaire ?

Paléo-niveau de la mer = 5,5 mètres + 3,0 mètres = 8,5 mètres au-dessus du présentSur une côte tectoniquement stable comme les Florida Keys, nous pouvons estimer à quel point le niveau de la mer était élevé dans le passé, car les récifs coralliens fossiles nous donnent une « laisse de haute mer » pour une période interglaciaire passée. Ici à Windley Key, le sommet d'un récif de corail est à 5,5 mètres au-dessus du niveau de la mer moderne et a été daté de

Il y a 120 000 ans (stade isotopique de l'oxygène 5), la dernière période interglaciaire. Les types de coraux de ce récif nécessitent des profondeurs d'eau d'au moins 3 mètres. Ainsi, le niveau de la mer

il y a 120 000 ans devait être à 5,5 mètres au-dessus d'aujourd'hui, plus au moins 3 mètres de plus (pour la profondeur de l'habitat), indiquant au moins 8,5 mètres au-dessus du présent.

Paléo-niveau de la mer = 7,5 mètres (sommet du haut-fond) + 1,0 mètre (profondeur pour les ooïdes) = 8,5 mètres au-dessus du présentUn autre type d'enregistrement du niveau de la mer en Floride provient de calcaires composés d'ooïdes, de minuscules grains de sable en forme d'œuf qui précipitent de l'eau de mer de manière inorganique. Les zones peu profondes où les ooïdes se forment actuellement aux Bahamas se trouvent généralement dans des eaux d'environ 1 mètre de profondeur. Ainsi, ici au centre-ville de Miami, en Floride, le calcaire de Miami (composé d'ooïdes) se trouve à une altitude d'environ 7,5 mètres au-dessus du niveau de la mer. Il a également été daté de la dernière période interglaciaire,

Il y a 120 000 ans (stade isotopique 5). Lorsque cette élévation est ajoutée à la profondeur typique de formation des ooïdes (1 mètre d'eau), nous déduisons un niveau de la mer passé d'environ 8,5 mètres au-dessus du présent, très similaire à l'enregistrement des récifs coralliens des Florida Keys.

Questions clés sans réponse sur les niveaux de la mer interglaciaire passés

Les recherches menées par ce projet tentent de répondre aux questions soulevées dans le rapport 2014 du Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (GIEC) :


Cartographie géologique du quadrilatère

Le Bureau des mines et des géosciences effectue la cartographie géologique du quadrilatère du quadrilatère Jaguimitan et Compostela à partir du 1er février 2021. L'équipe est dirigée par Mustansir V. Manjoorsa avec Jyreen Joy M. Peñaloga, Allen Mark P. Abanilla, Mizraim G. Melchor, Marc Darrell C. Rodriguez, Mia Marcelle D. Salo, Renior Moises E. Negro et Julie P. Benenoso.

Le quadrilatère Jaguimitan et Compostela couvre des parties des municipalités de Compostela, Nabunturan, Montevista et Monkayo, la province de Davao de Oro, Boston et Cateel, la province de Davao Oriental Trento et Sta. Josefa, province d'Agusan del Sur, et Lingig, province de Surigao del Sur.

Cette étude vise à identifier la lithologie ou les unités rocheuses et la structure physique dans le quadrilatère Jaguimitan et Compostela et produire une carte géologique montrant la distribution des unités et caractéristiques géologiques, y compris différents types de formations rocheuses et de dépôts superficiels, et toute présence de failles et de linéaments .

L'activité comprend la collecte d'échantillons de roche pour la paléodatation, l'analyse pétrographique et le dosage. La paléo-datation est utilisée pour identifier l'âge relatif de la roche à travers des fossiles ou des restes de plantes, d'animaux, de champignons, de bactéries et d'organismes unicellulaires conservés dans la roche. L'analyse pétrographique est utilisée pour identifier et décrire le contenu minéral et les relations texturales au sein de la roche. De plus, le dosage est appliqué à des échantillons sélectionnés pour déterminer le pourcentage d'un certain minéral métallique, par exemple l'or, le cuivre et d'autres pour connaître sa viabilité.


Racines de la rivière : une géologie unique

River Roots est la série de blogs de Susquehanna NHA présentant l'histoire des comtés de York et de Lancaster qui présente les contributions historiques, culturelles et naturelles de la rivière Susquehanna au patrimoine de notre nation.

Blog sur le patrimoine de RiverRoots

Lors de son voyage vers la baie de Chesapeake, diverses rivières, criques et ruisseaux convergent avec le Susquehanna alors qu'il traverse le terrain. La rivière Susquehanna est l'une des rivières les plus anciennes et les plus importantes d'Amérique du Nord. Parcourant 448 milles, le Susquehanna traverse trois États : New York, la Pennsylvanie et le Maryland. Le bassin hydrographique de 28 000 milles carrés est le plus long système fluvial commercialement non navigable en Amérique du Nord. Le corridor de la rivière Susquehanna offre un excellent aperçu des formes géologiques uniques du territoire. Fournir amplement l'occasion d'étudier une variété de caractéristiques distinctes et d'exemples de processus géologiques exposés dans les comtés de Lancaster et de York.

La géologie est partout sous nos pieds.

Les histoires du Susquehanna traversent le temps, influençant la vie de ceux qui vivent le long de ses rives et le paysage lui-même. Au cours de son voyage, la rivière fournit des ressources abondantes et relie les communautés, traversant d'anciennes roches le long du chemin. La Susquehanna est si ancienne que les montagnes et les vallées se sont formées autour d'elle, plutôt que la rivière façonnant les vallées. La rivière a été témoin de la construction de montagnes et de l'érosion au fur et à mesure que la terre a été façonnée puis remodelée autour d'elle. Les géologues se sont penchés sur le Susquehanna pour des explications sur la formation de la côte est. Il a toujours inspiré les visiteurs, beaucoup tentant de percer les secrets de la Susquehanna.

Tout comme la rivière qui les traverse, chaque rocher a une histoire à raconter en cours de route. La géologie de la rivière Susquehanna est l'un des principaux facteurs de son innavigabilité. Même à l'époque où d'autres sections de la rivière étaient considérées comme navigables, la partie inférieure de la Susquehanna restait indomptée. La rivière elle-même n'a jamais servi de voie navigable commerciale réussie en raison des rapides et d'autres obstacles. Malgré de nombreuses tentatives sans réserve à travers l'histoire, la nature a conservé ses droits sur cette partie du bassin versant. Au fil du temps, nos collectivités et nos voies de transport se sont développées sur les paysages sculptés, préservant des étendues non aménagées de paysages magnifiques et d'importantes ressources le long du bassin hydrographique.

Chaque année, les visiteurs affluent vers le bas Susquehanna pour voir les nombreuses merveilles géologiques que l'on trouve sur la rivière. Nous allons nous concentrer sur quelques-unes des caractéristiques les plus remarquables de la région.

Nids de poule et rocher sculpté à Falmouth

Lorsque le Susquehanna est bas, les rochers semblent prendre vie alors que des rochers en forme de sculpture émergent de l'eau et s'étendent sur la rivière en dessous des chutes de Conewago à Falmouth, en Pennsylvanie. Découvert pendant des eaux extrêmement basses à l'automne 1947, ce paysage d'un autre monde est l'un des champs de nids-de-poule les plus vastes découverts aux États-Unis.

Lorsque le barrage de York Haven a été achevé en 1904, il était le troisième plus grand au monde. Le barrage suit un rebord rocheux existant, le faisant traverser la rivière Susquehanna à un angle. Ici, la rivière descend de 19 pieds sur 1⁄4 mile. Il n'est pas surprenant de trouver des changements dans les roches du lit de la rivière partout où vous avez une cascade ou un mouvement rapide dans l'eau. Les rochers au pied des chutes varient en taille et présentent diverses formes lisses et courbes qui captivent les visiteurs.

Les marmites de Conewago et les roches sculptées trouvées ici sont composées de diabase, une roche ignée dure, le résultat d'un magma durci émergeant lors de la dérive des continents il y a 200 millions d'années. L'eau et les rivières sont un agent majeur d'érosion, façonnant les paysages au fil du temps grâce à la puissance de l'eau et des sédiments qu'elle emporte avec elle. Les nids-de-poule se sont formés à la suite du mouvement rapide de l'eau et de la combinaison de sédiments sableux créant des vortex sous-marins pour tourbillonner et sculpter les caractéristiques rondes de la roche. La roche ignée peut résister aux intempéries de l'eau, créant lentement les gros rochers lisses, mais le sable de quartz dur soufflé avec une force semblable à une tornade a fait une grande partie du travail de sculpture, créant un exemple vraiment unique d'érosion et d'altération.

Chickies Rock affleurement à Marietta/Columbia

Chickies Ridge est composé de la formation cambrienne de Chickies soulevée, une unité de substrat rocheux cartographiée en Pennsylvanie, dans le New Jersey et dans le Maryland. Il est nommé pour Chickies Rock, une falaise rocheuse populaire juste au nord de Columbia le long de la rivière Susquehanna. Selon le United States Geological Survey (USGS), le sommet de la crête est à 587 pieds au-dessus du niveau de la mer.

La Formation de Chickies est décrite comme un quartzite et un schiste quartzeux gris clair à blanc, dur et massif, avec une mince couche d'ardoise foncée intercalée au sommet. À l'origine, la roche était du grès, mais la chaleur et la pression ont transformé la roche en une roche plus dure et plus dense. Il s'agit d'un gisement de roche métamorphique rare avec de multiples failles, chevauchements, pendages, ondulations et fossiles que l'on peut trouver tout au long de la formation. La roche environnante dans la vallée était plus tendre que le quartzite, ce qui a entraîné l'altération et l'érosion de la roche plus tendre.

1933 Vues de Chickies Rock Anticlinal

La datation par âge relatif place la Formation de Chickies dans la période du Cambrien inférieur, déposée il y a plus de 500 millions d'années. C'est également à cette époque que la roche a été poussée en une arche. Les géologues ont appelé ce type de pli un anticlinal. La célèbre falaise de Chickies Rock elle-même en est un exemple classique. Surplombant la rivière, Chickies Rock est le plus grand anticlinal exposé de la côte est.

Susquehanna « Deeps »

La formation de Susquehanna Gorge commence à prendre sa forme au sud de Columbia, Pennsylvanie. En dessous de Turkey Hill, la rivière Susquehanna est canalisée vers Port Deposit, MD à travers une gorge profonde ressemblant à un canyon creusée dans les roches anciennes du Piémont. La rivière est pressée à travers la gorge d'un quart de mile tout en tombant brusquement, d'environ 6 pieds par mile. Sur le fond plat de la gorge longue de 40 milles se trouvent 6 longues dépressions en forme de cuillère, appelées Susquehanna Deeps. Ces profondeurs sont apparues pour la première fois sur la carte de Latrobe, dérivée de son relevé de 1801.

Lors de la construction du barrage Holtwood en 1909, une partie des profondeurs a été exposée, ce qui a entraîné des études plus approfondies des profondeurs des 6 profondeurs de Susquehanna. Certaines des profondeurs ont plus de 100 pieds de profondeur, leurs parties les plus profondes s'étendant sous le niveau de la mer.

En savoir plus sur la géologie du Bas Susquehanna

Utilisez le guide géologique du sentier de la rivière du comté de Lancaster du nord-ouest (de la Colombie à Falmouth) pour faire une visite géologique de la région. Une excellente ressource pour comprendre la géologie unique de la rivière Lower Susquehanna le long du pittoresque sentier de la rivière du comté de Lancaster du nord-ouest. Disponible à l'achat dans notre boutique en ligne ou en personne au Columbia Crossing River Trail Center et au Zimmerman Center for Heritage.

Vous voulez visiter les nids-de-poule de Conewago ? Ils sont mieux vus lorsque l'eau est basse à la fin de l'été et au début de l'automne. Un parking est disponible au Falmouth Access.

Vous voulez visiter Chickes Rock ? Observez-le depuis le sentier de la rivière du comté de Lancaster NW ou tenez-vous au sommet de l'anticlinal au point de vue panoramique de Chickies Rock. Un parking est disponible au Chickies Rock Overlook.

Autres ressources

Brubaker, J.H. (2002). Descente de la Susquehanna jusqu'à la Chesapeake. University Park, Pennsylvanie, Pennsylvanie : Pennsylvania State Univ. Presse.

Stranahan, S.Q. (1995). Susquehanna, rivière des rêves. Baltimore, MD : Johns Hopkins Univ. Presse.

Mathews, E. B. (1917). Les "profondeurs" submergées dans la rivière Susquehanna. Bulletin de la Société géologique d'Amérique, 28(1), 335-346. doi:10.1130/gsab-28-335

Stose, G.W., & Jonas, A.J. (1933). Géologie et ressources minérales du quadrilatère de Middletown, Pennsylvanie. 12-15. doi:10.3133/b840


4. Terre dynamique

Offert par: Musée américain d'histoire naturelle

AMNH propose ce cours en ligne pour les débutants. Les étudiants peuvent le compléter en 5 semaines. Au cours de la première semaine, ils découvriront l'introduction et le mystère du temps géologique. Ils apprendront comment les scientifiques étudient les roches du monde entier et comment ils déterminent l'histoire de la Terre. La semaine prochaine, ils apprendront l'évolution de la Terre en présence d'oxygène dans les océans et l'atmosphère. Ils effectueront une mission concernant leurs caractéristiques géologiques locales.

Au cours de la troisième semaine, les élèves discuteront de la façon dont la convection fait couler les roches solides dans le manteau terrestre et de la façon dont les plaques tectoniques forment des montagnes. Au cours de la quatrième semaine, les étudiants se concentreront principalement sur les tremblements de terre. Ils utiliseront un cas pédagogique multimédia pour apprendre comment les scientifiques définissent et évaluent les tremblements de terre. Ils étudieront également les risques de tremblement de terre au Bangladesh et dans d'autres pays d'Asie du Sud.

Si vous ne souhaitez pas poursuivre ce cours, un remboursement complet vous est proposé par l'AMNH. Les étudiants peuvent demander un remboursement dans les premiers jours du cours. Le remboursement n'est pas valable si vous entrez la deuxième semaine de cours.


Le réglage


Panorama des montagnes Jemez vu du sud-est. 35 52.975N 106 03.660W

Les montagnes Jemez sont situées dans le nord du Nouveau-Mexique, une région peu peuplée, même selon les normes du sud-ouest américain. La ville importante la plus proche est Albuquerque, à environ 90 km (55 miles) au sud, avec une population d'un peu plus de 900 000 personnes. La capitale du Nouveau-Mexique, Santa Fe, avec une population d'environ 150 000 habitants, est située à environ 55 km (35 miles) au sud-est de Jemez. La plus grande ville qui peut être considérée comme faisant partie du Jemez proprement dit est Los Alamos, 12 000 habitants, une ville qui existe en grande partie comme une communauté dortoir pour le Laboratoire national de Los Alamos. Los Alamos est construit au sommet du plateau de Pajarito, la jupe orientale des montagnes Jemez.

La population restante est dispersée, mais pas uniformément. Le nord du Nouveau-Mexique est semi-aride, avec des précipitations dans les basses altitudes de seulement 30 cm (12 pouces) par an. El agua es vida, l'eau c'est la vie, et les colonies se sont développées là où il y avait des terres arables à proximité d'approvisionnements en eau fiables. Ainsi Espanola et Cochiti tracent le tracé du Rio Grande, tandis qu'Abiquiu se situe sur son affluent, le Rio Chama. Coyote et Cuba ont été établis le long du Rio Puerco et Jemez Pueblo sur la rivière Jemez. Dans un sens, Los Alamos et sa communauté satellite de White Rock sont aussi artificielles que le plutonium travaillé par les scientifiques qui y vivent, tout comme la communauté de plus en plus embourgeoisée de Jemez Springs et les développements voisins le long du Canon de San Diego.

Il n'y a pas de grands centres de population au cœur de la chaîne, dont la plupart sont soit des terres forestières nationales, une partie de la réserve nationale de Valles Caldera, ou une partie du monument national de Bandelier ou du monument national de Kashe-Katuwe Tent Rocks. Une grande partie des terres qui n'appartiennent pas au gouvernement fédéral appartient à des tribus amérindiennes, et la plupart des terres tribales ne sont pas ouvertes au public. Mais les visiteurs sont libres d'explorer la plupart des terres publiques, limitées seulement par le réseau routier clairsemé et leur endurance.

Les montagnes Jemez sont surtout connues des géologues pour la Valles Caldera, la dépression de la croûte terrestre formée par les éruptions catastrophiques il y a 1,25 et 1,62 millions d'années. Comparez la carte numérique en relief ci-dessous avec la photo satellite présentée plus haut.


Carte numérique en relief de la région de Jemez. ©2015 Kent G. Budge

Cette carte couvre une superficie d'un degré carré centrée sur le Jemez. Cela correspond à un rectangle de 111 km (69 miles) du nord au sud et de 90 km (56 miles) d'est en ouest. Ce sera le cadre de la majeure partie de notre histoire.

Commençons par cette carte, qui illustre les principales provinces tectoniques de la région de Jemez.


Carte numérique en relief de la région de Jemez, montrant des expositions de plus de 23 millions d'années en rouge et des roches ignées de moins de 23 millions d'années en jaune

Cette carte colore diverses expositions rocheuses par âge ou par type. Les zones rouges sont des roches plus anciennes, qui à l'ouest correspondent au plateau du Colorado. Les zones rouges du sud-est font officiellement partie des hautes plaines, mais sont géologiquement similaires au plateau du Colorado. Les deux zones sont séparées par le Rio Grande Rift, qui coïncide avec la zone grise de sédiments relativement jeunes s'étendant du sud-ouest au nord-est. Le jaune montre des zones de jeunes roches volcaniques, correspondant au champ volcanique de Jemez.


Comment le terrain se forme

Les reliefs sont créés par les roches et les minéraux trouvés sur Terre. Il existe trois types de base de reliefs et eux aussi sont définis par la façon dont ils sont faits.

Certaines formes de relief, telles que de nombreuses montagnes, ont été créées par des mouvements de la croûte terrestre. C'est ce qu'on appelle les reliefs tectoniques.

D'autres se construisent sur de longues périodes. Ces reliefs de dépôt sont créés par les sédiments laissés par les rivières.

Les plus courants, cependant, sont les reliefs érosifs. La partie ouest des États-Unis regorge d'exemples, notamment les arches, les badlands et les buttes qui parsèment le paysage.


Géologie et histoire

Le volcan Kīlauea est un volcan bouclier situé sur le versant oriental du volcan Mauna Loa sur l'île d'Hawaï. Le volcan est considéré comme étant au stade de la construction du bouclier du volcanisme hawaïen.

Il y a un manque de vieilles roches exposées à Kīlauea, ce qui rend difficile pour les géologues de reconstituer l'histoire complète de l'éruption. Seulement environ 10 pour cent de la surface du Kīlauea se compose de roches de plus de 1 000 ans. Les 90 pour cent restants de la surface du volcan sont recouverts de coulées de lave de moins de 1 000 ans, et environ 20 pour cent de ces coulées ont moins de 200 ans. La formation de basalte de Hilina, exposée dans les escarpements de la faille Hilina sur le flanc sud central du Kīlauea, comprend les plus anciennes coulées de lave trouvées au-dessus du niveau de la mer, qui ont éclaté il y a environ 50 000 à 70 000 ans.

Des roches plus anciennes ont été récupérées sur les pentes sous-marines et les carottes de forage du Kīlauea, fournissant des indices sur l'origine du volcan. Les estimations de l'âge des premières laves du Kīlauea continuent d'évoluer à mesure que de plus en plus d'échantillons sont collectés et que diverses méthodes de datation sont utilisées. Les recherches actuelles indiquent que les premières coulées de lave alcalino-basaltique ont éclaté au fond de l'océan il y a entre 210 000 et 280 000 ans, et que le volcan est passé de son stade de pré-bouclier à celui de construction de bouclier il y a environ 155 000 ans.

Carte de l'activité du Kīlauea au cours du passé

Carte montrant l'étendue subaérienne des coulées de lave historiques du Kīlauea. Les zones à risque de coulée de lave et les districts du comté d'Hawai'i sont également représentés. (Crédit : K. Mulliken, HVO. Domaine public.)

La cartographie géologique et la datation de la surface du Kīlauea indiquent des styles d'éruption cyclique

À Kīlauea, lorsque la colonne de lave descend sous la nappe phréatique, les eaux souterraines peuvent entrer en contact avec du magma ou des roches chaudes, provoquant de violentes explosions de vapeur. (Domaine public.)

De longues périodes d'activité explosive (dominée par les téphras) et effusive (dominée par les coulées de lave) ont alterné à Kīlauea au cours des 2 500 dernières années. Les scientifiques en déduisent que le style d'éruption est déterminé par la quantité de magma fournie au volcan. Lorsque l'approvisionnement en magma est élevé, la caldeira du sommet se remplit et alimente les coulées de lave volumineuses des évents du sommet et de la zone du rift. Lorsque l'apport de magma diminue, la caldeira s'effondre. Lorsque le sol de la caldeira est suffisamment profond pour se situer au niveau ou à proximité de la nappe phréatique (environ 500 m (1640 pi) plus profond qu'actuellement), l'eau peut s'infiltrer dans l'évent pour déclencher des explosions de vapeur. Finalement, l'approvisionnement en magma augmente et les éruptions effusives dominent alors que de nombreuses coulées de lave remplissent la caldeira et sortent des zones de rift.

Des périodes prolongées d'éruptions explosives au Kīlauea peuvent nécessiter la présence d'une caldeira pour les soutenir. Les scientifiques estiment qu'au cours des 2 500 dernières années du Kīlauea, une caldeira profonde a existé environ 60% du temps, ce qui comprenait deux longues périodes d'explosions violentes sporadiques. L'une a duré 1 200 ans, se terminant vers 1 000 après JC, l'autre a duré 300 ans, entre environ 1 500 et 1 800 après JC.

L'effondrement de la caldeira il y a 2 200 ans a inauguré 1 200 ans d'éruptions explosives

Étant donné que la surface du Kīlauea est principalement couverte de jeunes dépôts, seul le record d'éruption des 2 500 dernières années est suffisamment bien connu. Les coulées de lave effusives étaient la norme jusqu'à il y a environ 2 200 ans, lorsque la caldeira de Powers s'est formée, le précurseur de la caldeira du sommet actuelle. La caldeira s'est effondrée à une profondeur d'au moins 620 m (2030 pi), où le magma et l'eau externe ont interagi pour déclencher de puissantes éruptions phréatomagmatiques (eau plus magma). De nombreuses éruptions explosives ont duré environ 1 200 ans, produisant le téphra Uwekahuna. Entre 850 et 950 de notre ère, l'éruption explosive la plus puissante connue du Kīlauea a envoyé des roches pesant 4,4 kg (9,7 lb) à au moins 5 km (3 mi) du sommet. Des rochers de la taille d'une balle de golf sont tombés sur la côte, à 18 km (11 mi).

Les coulées de lave de 1000 à 1500 CE ont construit le bouclier de l'observatoire et la coulée 'Ailā'au

Flux de lave de Pu'u'ō'ō traversant la forêt dans la subdivision Royal Gardens, 28 février 2008. Le ruisseau de lave mesure environ 3 m (10 pi) de large. Volcan Kīlauea, Hawai'i. (Domaine public.)

Les coulées de lave ont finalement recommencé à éclater il y a environ 1 000 ans, brisant l'intervalle de 1 200 ans dominé par les éruptions explosives. La lave a complètement rempli la caldeira du sommet, puis a débordé pour former un nouveau bouclier - le bouclier de l'Observatoire - à la place de la caldeira. Des coulées se sont déversées dans la forêt environnante, qui s'était développée au cours des siècles précédents, et de la lave a également éclaté fréquemment le long des zones de rift est et sud-ouest du volcan. Certains archéologues pensent que les gens sont arrivés sur l'île au début du XIIIe siècle, 200 à 250 ans après le début de la formation du bouclier de l'Observatoire.

Carte géologique simplifiée de Kīlauea Caldera, étiquettes mois/année sur les coulées de lave. Plancher entier de la caldeira recouvert soit par des coulées de lave qui ont éclaté depuis 1885, soit par le Keanakāko'i Ash du début du XIXe siècle (pas sur la carte). (Domaine public.)

La construction du bouclier a pris fin vers l'an 1400 de notre ère. Peu de temps après, de la lave a éclaté d'un évent sur le côté est du bouclier près de l'actuel tube de lave de Thurston (Nāhuku). Cette éruption effusive a duré environ 60 ans, la coulée de lave la plus longue jamais vue par les habitants d'Hawai'i. Connue sous le nom de coulée d'Ailā'au, elle couvrait une grande partie du Kīlauea, du sommet à la côte du côté nord de la zone du Rift oriental, avec un peu de lave se déversant vers le sud jusqu'au débarcadère moderne de Keauhou.

La formation de la caldeira marque une transition de la phase effusive à la phase explosive

La caldeira actuelle de Kīlauea s'est formée par effondrement juste après la fin de l'éruption d'Ailā'au (environ 1470 CE) et avant le début des éruptions Keanakāko'i (environ 1510 CE). Le plancher de la caldeira est tombé à une profondeur d'environ 600 m (1970 ft), avec des diamètres de 3,5 km (2,2 mi) par 3 km (1,9 mi), ce qui est estimé à un volume effondré de 4 à 6 km 3 (1 à 1,4 km 3 ). Les chants traditionnels hawaïens suggèrent que Hi'iaka, une sœur de la divinité du volcan Pele, a creusé une profonde caldeira après l'éruption de l'Ailā'au. Cette tradition orale décrit la formation de la caldeira par un effondrement dramatique de la zone sommitale du volcan.

Alors, comment s'est formée la caldeira ? Pour déclencher un effondrement, le matériau doit être retiré du réservoir de magma à l'intérieur du volcan, créant un vide dans lequel tombent les roches sus-jacentes. Le volume de lave qui a éclaté au cours de l'éruption d'Ailā'au de 60 ans correspond au volume d'effondrement de la caldeira déduit. Peut-être qu'un effondrement progressif s'est produit à mesure que la région de stockage du magma se vidait progressivement, puis a finalement conduit à un effondrement final important, comme décrit dans les chants hawaïens. Il est possible que vers la fin de l'éruption d'Ailā'au, l'approvisionnement en magma en baisse n'ait pas réussi à reconstituer le système de stockage de magma, qui s'est effondré en se vidant.

Des empreintes de pas laissées dans des cendres volcaniques humides lorsqu'un groupe de voyageurs hawaïens a traversé la région après une éruption explosive en 1790 de notre ère a déposé 2 cm (1 po) de cendres au sud-ouest du sommet du Kīlauea. (Domaine public.)

La période explosive la plus récente du Kīlauea a duré 300 ans

D'imposantes fontaines de lave, probablement de plus de 600 m de haut, ont rugi de la caldeira du Kīlauea juste après sa formation et ont commencé 300 ans d'éruptions explosives qui se sont terminées au début du XIXe siècle. Pendant ce temps, au moins quatre fortes éruptions explosives ont envoyé du téphra haut dans le courant-jet, des cendres tombant sur une vaste zone à l'est et au large du volcan. Cette période éruptive a recouvert la zone du sommet d'un dépôt épais de 11 m (35 pi) connu sous le nom de tephra Keanakāko'i.

Vers la fin de cette période explosive en 1790, une série d'éruptions explosives a envoyé des ondes pyroclastiques brûlantes à au moins 3,5 km (2,1 mi) du côté ouest de la zone du sommet. Ce fut l'éruption la plus meurtrière connue d'un volcan américain (mais à l'époque, c'était le royaume hawaïen). Plusieurs centaines (et peut-être plus de quelques milliers) de personnes ont été tuées à quelques centaines de mètres de l'endroit où se trouvent aujourd'hui l'observatoire du volcan hawaïen et le musée Jaggar du parc national. Les malheureuses victimes sont mortes à la suite de la poussée chaude et riche en cendres qui les a à la fois étouffées et brûlées.

Une éruption de trois jours en juillet 1974 a envoyé des coulées de lave sur le sol de la caldeira du sommet du volcan Kīlauea, où elles se sont propagées sous le mur ouest de la caldeira. (Domaine public.)

La période effusive actuelle a duré environ 200 ans, mais elle reviendra

Seules quelques coulées de lave ont éclaté au cours des 300 ans d'activité explosive, mais cela a changé en 1823 lorsque le volcan est revenu à un intervalle effusif qui se poursuit à ce jour. Depuis lors, la caldeira du sommet du Kīlauea s'est lentement remplie de coulées de lave et, à une profondeur de 120 m (400 pi) aujourd'hui, beaucoup moins profonde que sa profondeur passée d'au moins 600 m (2000 pi). En plus des éruptions au sommet, de nombreuses fontaines de lave et coulées de lave sont sorties d'évents le long des zones de rift sud-ouest et est du volcan.

La première éruption explosive sur le volcan depuis le début du XIXe siècle a eu lieu en 1924 dans le cratère Halema'uma'u sur le sol de la caldeira du sommet du Kīlauea. L'éruption s'est produite quelques jours après l'écoulement du lac de lave actif, le magma s'étant probablement introduit dans la zone du rift est du volcan. Pendant 17 jours, des roches, des cendres et de la poussière ont éclaté en nuages ​​spectaculaires s'élevant du cratère. Des roches pesant plusieurs tonnes ont été projetées jusqu'à un kilomètre (0,6 mi) du cratère. Il y a eu un certain affaissement à l'intérieur de Halema'uma'u, mais la caldeira ne s'est pas sensiblement approfondie. En moins de deux mois, de la lave est réapparue dans le cratère et au-dessus du niveau de la nappe phréatique, ce qui a inhibé d'autres grandes explosions de vapeur. Bien que la période d'éruptions explosives ait été brève et violente, elles étaient faibles par rapport à celles entre 1500 et 1800.

Colonne d'éruption explosive du cratère Halema'uma'u à 11 h 15 le 18 mai 1924 - l'un des nombreux événements similaires du 11 au 27 mai. Photo du bord nord-ouest du sommet du Kīlauea, site actuel du HVO. (Crédit : Maehara, K. Domaine public.)

Après avoir reconstitué le passé géologique récent du Kīlauea, les scientifiques concluent que le volcan finira par revenir à une longue période d'activité principalement explosive, tout comme il l'a fait vers 1500 de notre ère. Cette future période explosive accompagnera probablement une diminution significative du taux d'approvisionnement en magma et sera initiée par l'effondrement d'une nouvelle caldeira jusqu'à la profondeur de la nappe phréatique, qui se situe aujourd'hui à environ 615 m (2015 ft) en dessous du point haut actuel sur la bord de la caldeira. Pour l'instant, les éruptions effusives dominent le Kīlauea.


Comment l'Alaska s'est formé

Alaska is a jigsaw puzzle of related rock packages, or terranes, placed together over time through the movement and creation of earth materials along faults as tectonic plates drift away from, or run into, each other. Much of Alaska's bedrock is now metamorphic rock that has been deformed under heat and pressure as it was buried under the Earth's surface. Most of Alaska's oldest rocks are approximately one billion years old, although Alaska's oldest known rock is about two billion years old. New earth materials are born from volcanoes, such as along the Aleutian Arc, recycled into sediments from weathering processes, and lithified from sediments into new rock.

The older metamorphic rocks of Alaska may be broadly simplified into three categories, separated spatially by faults. Many of the faults are recently active:

(1) Metamorphosed continental margin rocks (mostly marine sedimentary rocks) adjacent to the ancestral North American plate and related rocks are found in Alaska's Interior, between the Tintina and Denali fault systems.

(2) Metamorphosed marine and marginal sedimentary rocks, carbonate platform, oceanic igneous (ocean crust) rocks, and volcanic rocks comprise western and northern Alaska, north of the Tintina fault system. These rocks came together during uplift and deformation resulting from the opening of the Canadian Basin (which became the Arctic Ocean), beginning about 150 million years ago.

(3) The variably metamorphosed arc-related volcanic, oceanic, sedimentary, and plutonic rocks of south-central and southeast Alaska have slipped up along the Denali and more southerly fault systems from the southeast over the last 120 million years.

During Alaska's dynamic past, Alaska was enriched in significant resources of minerals and oil and gas. Each group of related rocks has a unique and complicated history, which ensures DGGS geologists conducting research in Alaska or exploring for resources are intrigued and hard at work unraveling their origins.


Putting the ‘Red’ in Red Rocks

Poking around Red Rocks, rock hounds will find that the stone varies from one place to the next in color and texture. This interbedding of the Fountain sandstones and conglomerates creates scenic landscapes at Red Rocks. Because of the different grain sizes and varying hardness in the Fountain Formation, it erodes unevenly. This “differential erosion” creates crevices, pits and caves.

Fountain Formation stones vary in color from light gray to pale red to dark rust. Weathering decomposes the rock, releasing minerals such as iron, which oxidizes to give rock a reddish-pink color. During burial and compaction of the Fountain Formation, iron-rich groundwater percolated through the rock leaving behind great rust-colored swirls.

Also generally reddish in color is the Lyons sandstone, which was deposited later, in the Permian Period, on top of the Fountain Formation. This handsome Lyons sandstone became a favorite Colorado building stone showcased in many nineteenth-century houses, churches, businesses, and sidewalks. It is prominent in buildings of the University of Colorado’s Boulder Campus. The same stone was used in many places in the amphitheatre and park, including the retaining walls, planters and the Red Rocks Visitor Center.


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