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Le terme Silurien. — Le terme Silurien a été proposé en 1835 par le grand géologue anglais, Sir Roderick Impey Murchison, qui fut longtemps directeur du Service géologique de Grande-Bretagne. La région où ces roches ont été étudiées pour la première fois est la zone frontalière entre l’Angleterre et le Pays de Galles, berceau des anciens Siluriens, un peuple celte qui a combattu les légions de César.
Histoire du terme Silurien. — Avant 1835, la colonne géologique était déterminée jusqu’au Vieux Grès Rouge, la phase continentale du Dévonien, la phase marine équivalente n’étant pas encore connue. En dessous se trouvait un vaste complexe alors appelé la Série Primitive. Sur la frontière entre l’Angleterre et le Pays de Galles, les roches « primitives » étaient les moins perturbées et nombre d’entre elles regorgeaient de fossiles. Dès le début de ses études, Murchison constata que la partie la plus riche en fossiles représentait un système jusque-là inconnu des géologues. Parallèlement, il incita son collègue, Sedgwick, à nommer Cambrien la plus grande partie des grauwackes que tous deux considéraient alors comme plus anciennes que toute partie du Silurien. Cette modification fut apportée à la fin de 1835. Même si la séquence exacte des formations était alors encore mal comprise, les découvertes réalisées marquèrent une époque en géologie historique. En 1838, Murchison publia son ouvrage majeur, Le Système silurien, un classique de 800 pages, tandis que Sedgwick retarda jusqu’en 1855 la publication de son œuvre majeure, Synopsis de la classification des roches britanniques.
Murchison subdivisa son « Système silurien » en une partie supérieure et une partie inférieure, mais sa partie inférieure Les formations siluriennes étaient essentiellement du même âge que la série du nord du Pays de Galles que Sedgwick appelait Cambrien supérieur. Murchison n’avait pas non plus [ p. 262 ] remarqué la discordance angulaire séparant le Silurien inférieur du Silurien supérieur, et c’est Sedgwick qui, le premier, mit en évidence cette relation. Ces différences engendrèrent inévitablement une controverse qui ne fut résolue qu’en 1874, lorsque Lapworth limita le terme Silurien à la séquence du Silurien supérieur de Murchison, laissant le terme Cambrien s’appliquer, conformément à l’usage, au Cambrien inférieur de Sedgwick, et proposant le terme Ordovicien pour le Cambrien supérieur de Sedgwick et le Silurien inférieur de Murchison.
La limite supérieure du Silurien originel demeura longtemps indéfinissable en raison de l’absence de fossiles marins et de l’opinion erronée selon laquelle il existait à cet endroit une série de transition se prolongeant sans interruption dans le grès rouge d’eau douce. La première modification fut apportée En Allemagne, par Kayser (région du Harz), en France, par Barrois et Pruvost en 1919, et dans le Shropshire et le sud du Pays de Galles, par Stamp en 1920. Il en résulte que tous les « couches de passage » (les schistes de Temeside au sommet, suivis en dessous par le grès de Downton Castle = Tilestones, et le gisement osseux de Ludlow) sont désormais rattachés à la base du Dévonien inférieur. Le Silurien de la zone type se termine donc maintenant avec les dalles de Chonetes du Ludlow supérieur. Sur la base de ces déterminations, la limite supérieure du Silurien en Amérique est considérée dans cet ouvrage comme étant inférieure à la formation de Manlius.
Caractéristiques générales de la période. — Le système stratigraphique silurien repose sur le Champlainien et est situé sous le Dévonien. Le Silurien est beaucoup plus court que le Champlainien. Presque partout en Amérique du Nord, les strates du Silurien sont facilement séparées du Champlainien sous-jacent par une discontinuité plus ou moins longue. Une discordance angulaire existe entre elles, de Port Jervis (voir fig., p. 263) au nord-est jusqu’à Kingston et Becraft, dans l’État de New York. Cependant, dans les États de la Nouvelle-Angleterre et les provinces maritimes de l’est du Canada, la nature angulaire de cette discontinuité n’a pas encore été établie. Dans les vastes régions intérieures du continent, la séparation ne peut généralement être faite qu’à partir des fossiles enfouis (voir fig. 82, p. 265). L’île d’Anticosti, dans le golfe du Saint-Laurent, abrite la coupe américaine la plus complète. Même là, les deux périodes sont séparées par une discontinuité.
L’Amérique du Nord, au Silurien, présentait une topographie générale similaire à celle du Champlainien : la grande région des bassins intérieurs s’élevait à peine au-dessus du niveau de la mer, tandis que les hautes terres, comme auparavant, se situaient en bordure du continent. À deux reprises, les basses terres intérieures furent submergées par de grandes inondations, d’abord durant l’époque alexandrienne, puis durant l’époque niaganaise, où 35 à 40 % du continent furent recouverts par les eaux. Ces inondations provenaient principalement de l’Arctique et se propageaient vers le sud, jusqu’aux États-Unis, tandis que des mers plus [ p. 263 ] petites s’étendaient du golfe du Mexique vers le nord. Il existait également de petites mers dans les géosynclinaux de Saint-Lawrenque et d’Acadie, inondées par l’océan Atlantique. À différentes époques, les eaux marines de Saint-Lawrenque communiquaient avec celles de la fosse des Appalaches. On sait peu de choses des mers de la Cordillère.
La vie au Silurien, bien que prolifique, n’est pas aussi diversifiée que celle du Champlainien. Les strates siluriennes regorgent d’invertébrés marins, mais on observe désormais une présence accrue de plantes terrestres et l’apparition des premiers animaux terrestres (scorpions et mille-pattes), ainsi qu’une grande variété de poissons d’eau douce. À partir de cette époque, l’occupation des terres s’étend progressivement, parallèlement à l’émergence de la vie aquatique. Le climat était généralement chaud, humide et stable, mais lors de la dernière période silurienne (Cayugan), il devint aride sur de très vastes régions ; de plus, les voies maritimes étaient alors étroites. En conséquence, les parties quasi-fermées des mers épicontinentales de l’est de l’Amérique du Nord, durant la période cayugan, déposèrent d’importantes quantités de gypse et de sel. Les dernières mers siluriennes étaient des mers très instables, notamment dans le géosynclinal des Appalaches, et semblent avoir persisté sans interruption jusqu’au Dévonien inférieur.
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la fin du Silurien, toute l’Europe occidentale était en proie à une intense activité orogénique, donnant naissance à la chaîne calédonienne et à d’autres chaînes de montagnes majestueuses. Ces mouvements ont également influencé le climat, et l’on trouve des traces de glaciers et d’hivers dans le nord de l’Amérique du Nord.
Soulèvement de Cincinnati. — Cet arc peu prononcé, décrit au chapitre XIX, ne constituait pas un relief marin marqué avant le Silurien inférieur (voir pp. 241, 273), époque à laquelle des bassins marins distincts se situaient de part et d’autre. Les inondations du golfe du Mexique s’étendaient vers le nord et recouvraient les régions à l’est et à l’ouest de l’arche, mais c’est du côté ouest que les eaux ont persisté le plus longtemps durant l’époque du Niagara.
TABLEAU DES FORMATIONS SILURIENNES AMÉRICAINES
¶ Caractéristiques et épaisseur des roches siluriennes
Est des États-Unis. — Dans la fosse des Appalaches, les sédiments sont à gros grains jusqu’à la fin du Silurien, période où une grande quantité de roche cimentaire compacte ou dense (calcaire hydrique) s’est déposée dans des mers très peu profondes, comme l’indique son aspect nettement craquelé par le soleil. Ces roches à gros grains résultent d’une érosion rapide des hauts plateaux des Appalaches et des Acadies après l’émergence du Champlainien tardif. C’est dans le centre-est de la Pennsylvanie [ p. 266 ] que l’on trouve [ p. 265 ] les accumulations les plus épaisses, atteignant 1 978 mètres (6 490 pieds). De cette masse, les 1370 mètres inférieurs sont presque dépourvus de calcaires, les strates étant composées de grès à stratification entrecroisée, de schistes sableux, de schistes avec un peu de calcaire sableux et, vers le sommet de la série, de gisements locaux de précieux minerai de fer fossile. Les 610 mètres supérieurs d’âge silurien supérieur sont constitués de schistes devenant progressivement plus calcaires vers le sommet, qui, dans l’État de New York, l’Ohio et l’ouest de l’Ontario, renferment de précieux gisements de sel gemme et de gypse.
Cette importante masse de matériaux siluriens s’amincit rapidement vers le sud et le nord, et probablement aussi vers l’ouest, sous les gisements de charbon de la région des Allegheny. Dans la région des chutes du Niagara, dans l’État de New York, on trouve environ 55 mètres de schiste, de grès et de dolomie qui s’épaississent rapidement vers le sud sous la couverture de strates plus récentes (voir fig. 84, p. 268). À la frontière entre la Virginie et le Tennessee, on ne trouve pas plus de 120 mètres de grès basal (Clinch), suivis de 100 mètres de schistes et de grès (Dyestone). Au sud du Tennessee, ces couches s’épaississent à nouveau ; dans la fosse des Appalaches, au nord-ouest de la Géorgie, on trouve 488 mètres de strates du Silurien inférieur et moyen qui s’amincissent rapidement vers l’extrémité ouest de l’État, où l’on trouve 55 mètres.
Dans la fosse aéadique, le Silurien est largement répandu et souvent riche en fossiles. Une épaisse section affleure à Arisaig, en Nouvelle-Écosse, où l’on trouve près de 1 200 mètres de schistes et de calcaires sableux. Dans le sud-est du Maine, le Silurien est localement très épais ; dans la région d’Eastport, on compte environ 3 000 mètres de tufs volcaniques et de sédiments détritiques. Cette épaisseur n’inclut cependant pas les roches volcaniques et les coulées de lave, qui sont également très profondes.
Une autre belle section de strates siluriennes se trouve sur l’île d’Anticosti. Elle est cependant située dans la fosse du Saint-Laurent, avec plus de 365 mètres de calcaires et quelques schistes représentant la partie la plus ancienne du Silurien américain ; les couches plus élevées qui prolongent la section se trouvent plus au sud-ouest, le long de la rive nord de la baie des Chaleurs, au Québec. À Black Cape, le Silurien atteint environ 2 100 mètres d’épaisseur et se termine par des coulées de lave
Séquence silurienne des chutes du Niagara. — Entre Buffalo (État de New York) et la région des chutes du Niagara, on peut étudier une coupe silurienne typique, l’un des plus beaux affleurements d’Amérique pour les strates de cette période. Dans les gorges entre les chutes et Lewiston, les strates les plus anciennes reposent sur le Champlainien, tandis que les dépôts plus récents apparaissent en séquence vers Buffalo, où l’on observe également des vestiges du Dévonien moyen dans les carrières Bennett. Le sol de la « Grotte des Vents », sous les chutes américaines, est composé de calcaire de Clinton, et la rivière Niagara dévale le grès basal aux rapides du Whirlpool. Le diagramme (page 268) illustre la séquence des couches et la figure (page 267) les représente telles qu’elles apparaissent dans les parois des gorges de la rivière Niagara. Toutes les strates présentent un léger pendage vers le sud.
Intérieur de l’Amérique du Nord. — Ici, les mers silmiennes avaient des eaux claires et leurs dépôts étaient presque entièrement calcaires. Presque tous dataient du Silurien moyen. Les [ p. 267 ] strates étaient largement réparties dans deux mers épicontinentales : la plus petite mer intérieure centrale méridionale et la beaucoup plus vaste mer de la région arctique. Ces dépôts sont nettement moins épais que ceux de la fosse des Appalaches et, contrairement à ces derniers, ils sont principalement composés de calcaires, de dolomies et de schistes calcaires, avec presque pas de sable. L’épaisseur n’excède jamais 300 mètres et est généralement bien inférieure à 150 mètres.
Montagnes Rocheuses. — Le Silurien de l’ouest de l’Amérique du Nord est encore mal connu et semble peu développé sur l’ensemble du territoire des États-Unis. Dans la mer cordillère du Canada, cependant, existait une autre fosse profonde : près de la frontière internationale (col Bow), on trouve 400 mètres de dolomie et de quartzites. Cette dépression s’approfondit vers le nord, puisqu’à l’ouest de la vallée du Mackenzie (Gravel River), on trouve 610 mètres de dolomies, et en Alaska, aux Lower Remparts de la Porcupine River, 760 mètres de dolomies mêlées de schiste noir. Dans le sud de l’Alaska, dans la région de Kuiu Idand, on trouve 610 mètres de calcaire. C’est dans cette région que l’on trouve des tillites, comme décrit à la page 277.
Dans la partie sud de la mer cordillère, on connaît peu de choses sur les dépôts siluriens, mais on en trouve au Nevada et dans la région de l’Utah, dans le Grand Bassin, où 60 à 90 mètres de calcaires magnésiens présentent des fossiles siluriens indubitables. [ p. 268 ] [ p. 269 ] Dans la chaîne Franklin, à l’ouest du Texas, se trouve une autre zone silurienne d’une mer distincte, également d’origine pacifique ; on y trouve 305 mètres de calcaires du Silurien moyen.
¶ La vie au Silurien
Provinces marines. — D’après leur faune enfouie, les dépôts siluriens américains se divisent géographiquement en quatre provinces : (1) Atlantique, (2) Sud, (3) Arctique et (4) Cordillère (voir p. 273). La plus connue, avec la plus longue période d’étude et la moins perturbée, est la province Sud, qui englobe les dépôts siluriens de la partie sud de la mer intérieure centrale et du bassin des Appalaches. La province Arctique, du Silurien inférieur et moyen, comprend une grande partie du nord du continent, jusqu’aux abords de la rivière Ohio, et présente des liens étroits avec la région baltique d’Europe du Nord, via le nord du Groenland et le bassin de Saint-Laurent. Dans la mer Cordillère, la faune silurienne est mal connue, mais semble être d’origine pacifique.
Invertébrés marins. Comme c’est souvent le cas dans les sédiments marins, pratiquement aucune trace d’algues molles n’est conservée, bien que les vestiges de la vie silurienne soient presque exclusivement ceux des mers peu profondes où ces plantes abondent. Les invertébrés dominaient encore les mers, car les poissons étaient encore peu communs, même s’ils étaient plus nombreux dans les roches du Silurien supérieur d’Europe. Plus de 2 500 espèces d’invertébrés ont été décrites dans le Silmien américain, les plus communes étant principalement des coraux, des crinoïdes, des bryozoaires, des brachiopodes et des trilobites (voir p. 270). On connaît moins d’une centaine d’espèces de nautiles en Amérique, alors que le Silmien, dans d’autres parties du monde (notamment en Bohême), fut la période de plus grand développement des nautiles ; depuis lors, le nombre d’espèces a diminué de façon constante. Les graptolites étaient encore communs dans les mers européennes, mais on les trouve rarement à l’état fossile en Amérique.
On connaît près de 400 espèces de crinoïdes dans le Silurien américain, un développement bien plus important que dans le Champlainien. Les bryozoaires étaient également communs, mais s’ils formaient de petits récifs dans le Clinton, ils n’étaient pas aussi prolifiques que dans le Champlainien (voir Fig. 87, p. 272).
Plus de 360 espèces de brachiopodes sont décrites dans le Silurien américain (voir Pl., p. 270, Fig. 5-14). Bien que leur développement général soit resté assez semblable à celui du Champlainien, ils étaient, en moyenne, plus grands et plus robustes. On observe également à [ p. 271 ] cette époque un changement notable [ p. 270 ] avec l’apparition de nombreuses formes présentant des spiralies internes ou des supports calcaires pour les bras (p. 216) et une abondance accrue de rhymchonellidés et de pentaméridés.
Fig. 1, Halysites catenulatus ; 2, Favoris occidentalisme X i; 3, Troostocrinus reinwardti ; 4, Eucdlyptocrinus crossits, x 5, 6, Monomerellli noveboracum, x i ; 7, Chonetes comutus ; 8, Pentamerus oblonguS, x 9, Rhynchotreta americana ; 10, Spirifer crispus ; 11, S. radiatus, x§ ; 12, Hyattidina congestionnée ; 13, Whitficldella nitidam x 4 ; 14, Atrypa nodostriata; 15, Strophostylus cycLostomuSm x § ; 16, PlatycercLs angulaiuTn ; 17, Diaphorostoma niaparense, x 4 ; 18, Ceralocephala dufrenoyi; 19, StaurocephclltLs murchisoni ; 20, Deiphonforbesi ; 21, Metopolichas breviceps, x 4. Principalement d'après les relevés des États de New York et d'Indiana. Également d'après Scott et Zittel.
Parmi les trilobites, on comptait encore au moins 105 espèces américaines, dont beaucoup présentaient une apparence étrange, avec de nombreuses épines sur la tête et la queue (voir pl., p. 270, fig. 18-21). La présence de ces épines est souvent interprétée comme un signe de déclin de la vigueur chez les trilobites, mais chez certaines espèces, il est possible qu’il s’agisse d’un mécanisme de protection contre les poissons carnivores alors émergents.
Tout au long du Silurien, et plus particulièrement au Silurien supérieur, les euryptérides, ou « scorpions de mer », étaient communs (voir p. 276). On les trouve généralement dans des dépôts d’eau saumâtre dépourvus de fossiles par ailleurs, et des espèces très similaires se rencontrent aussi bien dans l’est de l’Amérique que dans l’ouest de l’Europe. Leurs ancêtres directs semblent avoir été des animaux marins, mais après le Silurien, on les trouve généralement dans des dépôts d’eau douce. La plus grande espèce américaine se trouve dans l’État de New York (Pterygotus buffaloensis), où Clarke et Ruedemann ont déterminé sa longueur à près de 2,7 mètres. Les euryptérides sont particulièrement intéressants à cet égard, non seulement parce qu’ils sont si caractéristiques du Silurien supérieur, mais aussi parce qu’ils représentent la souche à partir de laquelle sont apparus, à une période antérieure, les scorpions, ou vrais scorpions.
Récifs coralliens. — Les coraux étaient rares jusqu’au Silurien moyen, puis, dans de nombreux endroits d’Amérique, ils ont formé des récifs calcaires (voir Fig. 88, p. 272, et Fig., p. 183 de la partie I). Les plus beaux exemples se trouvent dans le Wisconsin, l’Iowa et les îles Manitoulin, et, dans une moindre mesure, à Louisville, dans le Kentucky. Tous ces coraux appartiennent aux genres Tabulata et Tetracoralla, décrits dans le chapitre suivant.
Associés aux récifs coralliens, plus particulièrement vers la fin du Silurien moyen (Guelph), on observe de nombreux animaux à coquille épaisse, principalement des gastéropodes. Cinquante espèces de ces derniers ont été décrites dans une zone restreinte de l’Ontario. Des associations similaires se retrouvent sur les récifs actuels, où les mollusques forment des coquilles épaisses, non seulement parce qu’elles sont nécessaires pour résister à la force des vagues, mais aussi parce que l’eau de mer chaude est riche en calcaire, facilement extractible.
Caractère cosmopolite de la vie au Silurien moyen. — La faune marine connue du Silurien inférieur est peu abondante, [ p. 274 ] mais les spécimens découverts [ p. 273 ] indiquent que chaque région [ p. 272 ] possédait sa propre communauté particulière. %%0%% %%1%% %%2%%
Mers épicontinentales éparses ; océans dominants.
La carte 1 illustre trois phases distinctes du Déluge de l’époque alexandrine. Les cartes 2 et 3 montrent la progression du second Déluge, tandis que la carte 4 représente les mers résiduelles de cette période, dont certaines étaient des bassins de production de sel (les trois points noirs) durant la période aride du Silurien supérieur.
Il en va de même pour les premières faunes du Silurien moyen, mais ce n’est pas aussi marqué qu’aux époques précédentes. Enfin, lorsque l’inondation du continent fut maximale, au Silurien moyen (p. 273), les faunes de toutes les provinces prirent une apparence plus cosmopolite et présentèrent le plus grand nombre d’espèces communes.
Premières plantes terrestres. — Les plantes terrestres connues du Silurien sont encore très peu nombreuses et les spécimens sont plutôt indistincts, mais nos connaissances à leur sujet sont meilleures que les preuves fragmentaires du Champlainien. Néanmoins, leur abondance au Dévonien indique la présence de nombreuses plantes terrestres au Silurien. La nature de cette première flore terrestre sera abordée dans un chapitre ultérieur.
Premiers animaux terrestres. — Des poissons vivaient sans aucun doute en eau douce durant toute cette période, mais on n’en sait rien jusqu’à la fin du Silurien, où leurs squelettes sont découverts en Europe et très rarement en Amérique (l’Onchus de Claypole provient non pas du Clinton mais du Cayugan). Leur grande ressemblance avec ceux du Dévonien justifie leur description dans un chapitre ultérieur.
Les scorpions du Silurien sont les plus anciens animaux à respiration aérienne connus (Fig. ci-dessus). Ils descendent probablement des euryptérides marins, vraisemblablement dès le Champlainien. Le plus grand spécimen connu mesurait 6,35 cm de [ p. 275 ] long et leur structure générale ressemblait beaucoup à celle des scorpions actuels, qui vivent exclusivement sur terre. Dès lors, une question se pose : les scorpions siluriens adultes étaient-ils entièrement adaptés à la vie terrestre ou vivaient-ils sur le littoral, entre les marées ? Leurs restes sont rarement retrouvés dans les dépôts marins, mais généralement dans ceux d’eau saumâtre, associés aux euryptérides, ce qui semble indiquer un habitat littoral. Les scorpions sont carnivores et se nourrissent d’insectes, d’araignées et d’autres petites proies, qu’ils tuent grâce à leur dard venimeux. On peut supposer que les espèces siluriennes vivaient comme les espèces actuelles et, puisque ces dernières sont entièrement terrestres, une autre question se pose. De quoi pouvaient bien se nourrir les formes siluriennes, puisqu’aucun insecte, araignée, ni même escargot terrestre n’est connu à cette époque, ni d’ailleurs avant le Carbonifère ? Les araignées étant étroitement apparentées aux scorpions, et des espèces d’araignées étant présentes sur la plupart des côtes, vivant sur la plage entre la marée haute et la marée basse, il semble raisonnable de supposer que les scorpions siluriens se nourrissaient et vivaient, à l’âge adulte, au-dessus de la laisse de mer, même si, comme les grenouilles, ils vivaient probablement dans l’eau durant leur enfance. Ils se nourrissaient sans doute de petits invertébrés, notamment de trilobites et de petits crustacés. Parmi
les autres animaux respirant de l’air figurent les myriapodes, découverts dans les strates du Silurien supérieur du Pays de Galles, associés aux euryptérides. Leur occurrence suivante connue se trouve dans le grès rouge d’Écosse.
¶ Climat du Silurien
Les mers du Silurien abritaient une vie marine diversifiée et leurs dépôts étaient principalement composés de calcaires et de dolomies, même jusqu’aux régions arctiques. On peut donc raisonnablement supposer que ces eaux étaient chaudes. Cette hypothèse est confortée par le fait que la vie marine des dépôts de l’Arctique américain est très similaire à celle de l’Europe du Nord et des États-Unis, tandis que les coraux constructeurs de récifs sont pratiquement identiques partout. Le corail en chaîne (HalysiteS, Pl., p. 270, Kg. 1) et le corail alvéolé (Favosites, Fig. 2) sont très similaires dans toutes les régions et se rencontrent même au-delà de 81° de latitude nord, dans la baie Polaris. De plus, de vastes mers de dépôt de sel existaient dans l’est de l’Amérique du Nord, entre 40° et 45° de latitude nord, indiquant un climat aride ou sec sur les terres émergées. Toutefois, ces éléments ne permettent pas de conclure nécessairement à des températures élevées. Nous pouvons donc conclure, d’après la nature des dépôts et de la vie sous-marine, que le climat du Silurien, du moins dans l’hémisphère nord, était tempéré à chaud
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Fig. 1, vue dorsale d'Eurypterus remipes, x 1 ; 2, même vue ventrale, femelle, x ⅓ ; 3, HiLghmilleria socialise x 1 ; 4, Eitsarcus scorpionis, x 1 ; 5, Pterygotus buffcdoensis, x 1 ; 6, Ceratiocaris. D'après Clarke et Kuedemann.
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de-Galles (environ 55° à 60° N), Kirk a observé des tillites interstratifiées avec des strates marines du Niagara tardif, d’une épaisseur variable entre 300 et 450 mètres. Le matériau est morainique et les tillites présentent de nombreuses stries. Des climats interglaciaires plus chauds semblent également être présents. Il est possible que les tillites de Finmarken datent également de cette époque (voir p. 232). F.P. Shepard a également décrit (1922) ce qui semble être des tillites siluriennes de 60 à 150 mètres d’épaisseur dans les montagnes de Colombie-Britannique.
Le plus ancien désert américain connu. — À la fin du Silurien dans l’État de New York et en Ontario, de nombreuses strates sont composées de grès rouges, associés à du gypse et à d’importantes concentrations de sel (voir p. 279). En Grande-Bretagne, on observe également des grès rouges dans les strates finales du Silurien. Ces éléments indiquent que des conditions désertiques prévalaient alors, et que ces conditions climatiques étaient encore plus fréquentes et d’une ampleur bien plus grande durant la majeure partie du Dévonien.
¶ Perturbation calédonienne d’Europe occidentale.
Aucune montagne ne s’est formée en Amérique du Nord durant le Silurien. Cependant, des volcans actifs de type explosif étaient courants dans le sud du Maine durant tout le Silurien moyen, comme en témoignent d’épais dépôts siluriens composés presque entièrement de cendres. À la même époque, d’autres volcans, sur une grande partie de la péninsule de Gaspé, déversaient d’énormes volumes de lave ; à Black Cape, les coulées de lave atteignent plusieurs centaines de mètres d’épaisseur et sont intercalées avec des calcaires du Silurien moyen tardif.
En Grande-Bretagne, vers la fin du Silurien, s’élevèrent les majestueuses chaînes calédoniennes, s’étendant de l’Irlande et de l’Écosse jusqu’au Spitzbein septentrional. Ce fut l’une des périodes les plus importantes de la formation géologique des îles Britanniques, et Jukes-Browne affirme que les chaînes calédoniennes devaient être bien plus imposantes et élevées que les Alpes. L’importance du mouvement calédonien est cependant mieux visible en Norvège et en Suède, où les strates prédévoniennes, sur une zone de 1 770 kilomètres de long, ont été renversées et poussées horizontalement vers l’est sur plusieurs dizaines de kilomètres.
En 1910, on estimait que le chevauchement majeur au nord de la Norvège atteignait au moins 138 kilomètres. Cependant, Holtedahl (1921) a récemment rassemblé les travaux les plus récents et il apparaît que les masses charriées d’âge cambrien, ordowcien et pnirien, intrudées par du granite et du gabbro qui ont remonté dans les sédiments lors de leur mouvement, présentent désormais, sous l’effet de la pression venue du nord, une structure imbriquée typique. Ces mouvements orogéniques, précise-t-il, [ p. 278 ] furent de longue durée. Dans le sud de la Norvège, les chevauchements ne semblaient pas dépasser 16 à 32 kilomètres, mais au nord, dans la zone des hautes montagnes actuelles, ils étaient probablement considérablement plus importants. L’épaisseur de la masse déplacée est actuellement inférieure à 1,6 kilomètre, mais elle devait être initialement bien plus importante. En revanche, il semble presque certain que les pays scandinaves se sont longtemps situés à un faible niveau par rapport à celui de la mer, et de vastes régions du sud de la Norvège et de la Suède ont été de nouveau envahies par celle-ci à la fin du Crétacé. Le relief montagneux actuel de la Norvège est sans aucun doute dû à une déformation survenue à la fin du Cénozoïque, à une altitude qui devait alors être supérieure de plusieurs milliers de pieds à celle d’aujourd’hui, comme en témoignent les vallées marginales profondément submergées et les magnifiques fjords de Norvège.
D’autres chaînes de montagnes, orientées nord-ouest/sud-est, se sont également formées en France à cette époque, s’étendant des Ardennes à la Moravie, en passant par le Taunus et le Thieringerwald en Allemagne, au-delà desquelles elles sont masquées par les chevauchements ultérieurs des Carpates.
En Asie, les marges de l’ancien bassin d’Irkoutsk en Sibérie se sont plissées pour former une chaîne de montagnes semi-circulaire, tandis qu’une nouvelle géoclinale s’est formée dans ce qui faisait autrefois partie de l’ancien continent, et c’est dans cette géoclinale que se sont déposés les strates marines successives » (Grabau, 1921).
De nouvelles montagnes se sont formées à la fin du Silurien dans le désert du Sahara, car les strates quasi horizontales du Dévonien inférieur reposent en discordance sur les couches plissées du Silurien du Sahara oranais. Enfin, pour la seconde fois, une grande partie de l’est de l’Australie s’est plissée pour former des montagnes. En Amérique du Sud, il a également dû y avoir une importante activité de formation de montagnes à la fin du Silurien, puisque ces strates y sont absentes, et que les dépôts marins grossiers et vaseux du Dévonien inférieur qui lui succèdent forment d’épaisses formations et sont très largement répandus dans les Andes et les plaines de l’est.
Fin du Paléozoïque inférieur. — La formation de montagnes sur plusieurs continents vers la fin du Silurien, ainsi que l’apparition commune au Dévonien de poissons d’eau douce et d’eau salée et de flore terrestre, servent de base à la délimitation du sous-ère du Paléozoïque inférieur. Ce dernier est donc caractérisé par la dominance de la vie marine et la rareté des êtres vivants sur les terres émergées et dans leurs eaux douces. L’étude du Paléozoïque supérieur mettra en évidence le peuplement des terres par l’essor de la flore et de la faune terrestres.
¶ Produits économiques
Minerai de fer fossilifère de Clinton. — Dans la formation de Clinton, située dans la fosse des Appalaches, de New York à l’Alabama, on trouve dans de nombreuses régions un ou plusieurs bancs, d’une épaisseur variant de quelques centimètres à 3, voire 12 mètres, de minerai de fer rouge argileux ou d’hématite (Fe₂O₃) régulièrement stratifié. [ p. 279 ] Ces minerais contiennent de 30 à 50 % de fer et étaient autrefois exploités dans toute la chaîne des Appalaches, mais ne sont plus aujourd’hui exploités intensivement que dans la région de Birmingham (Red Mountain), en Alabama. Le minerai est généralement plus ou moins entrecroisé, fossilifère et composé d’argile, de sable, d’oolites et de fragments d’invertébrés, dont le carbonate de calcium est aujourd’hui plus ou moins remplacé par de l’oxyde ferrique ; c’est pourquoi ces gisements sont souvent appelés « minerai fossile rouge ». Les couches se sont manifestement formées dans des mers peu profondes et agitées par les tempêtes, où la trituration ou le broyage des coquilles était marqué, avec une perte d’acide carbonique. Fréquemment, le grain du minerai est oolithique et entrecroisé, ou les particules sont aplaties comme des graines de lin ; en conséquence, ces minerais sont également appelés minerais de fer oolithiques et à grains de lin. Au Tennessee, ils sont connus sous le nom de minerais de Dyestone. On estime que plus de 600 millions de tonnes de ces minerais de fer oolithiques sont encore disponibles sous terre.
Le sel silurien dans l’État de New York. — Les gisements de Salina (voir tableau, page 264) du centre de l’État de New York, du sud du Michigan et de l’Ontario constituent l’une des sources de sel les plus importantes des États-Unis. Le sel est obtenu par extraction minière en profondeur du sel gemme, ou par dissolution souterraine : l’eau est injectée par un puits foré et pompée par un autre, puis la saumure est évaporée par chauffage artificiel ou par la chaleur du soleil et de l’air
[ p. 280 ]
La formation de Salina, dans l’État de New York, est principalement composée de schistes rougeâtres avec quelques minces bandes de dolomie. Ses affleurements forment une bande étroite à travers l’État de New York, des monts Helderberg jusqu’aux chutes du Niagara à l’ouest, où son épaisseur atteint 116 mètres (380 pieds) dans les forages. À partir de cette bande, les strates plongent vers le sud sous les formations plus récentes. À environ 40 kilomètres (25 miles) au sud des affleurements de Batavia, elles se situent à 305 mètres (1 000 pieds) sous la surface, et à 457 mètres (1 500 pieds) à 53 kilomètres (33 miles) de distance. À Syracuse, l’épaisseur de la formation est d’environ 183 mètres (600 pieds), et à Ithaca, de 375 mètres (1 230 pieds). Des sources salées sont présentes dans de nombreuses régions de l’État de New York, à l’ouest de Syracuse et de Tully. On trouve du sel gemme dans l’État de New York à des profondeurs de 244 à 914 mètres (800 à 3 000 pieds), voire plus, sur une superficie de 241 kilomètres (150 miles) d’est en ouest et de 97 à 105 kilomètres (60 à 65 miles) de large si l’on considère que cette zone s’étend uniquement jusqu’à la frontière de la Pennsylvanie. La limite nord de la zone se situe près de Morrisville, où l’on a trouvé 3,7 mètres de sel, et près de Leroy, à 160 kilomètres à l’ouest de St. Tacuse, où l’on trouve une couche de 12 mètres d’épaisseur. Dans les comtés de Livingston et de Wyoming, les couches de sel ont une épaisseur totale de 15 à 30 mètres, certaines couches de sel pur atteignant 12 à 25 mètres d’épaisseur. À Ithaca, les sept couches de sel ont une épaisseur totale de 76 mètres et alternent avec des schistes entre 580 et 954 mètres de profondeur. Pour la répartition géographique, voir la carte 4, p. 273.
Sable de verre. — En Pennsylvanie et au Maryland, un grès blanc, propre et dur, composé de grains de quartz anguleux, membre basal de la série alexandrienne (grès de Tuscarora), est largement exploité et concassé pour la production de sable de verre et d’abrasifs. Dans le nord-ouest de l’Ohio et le sud du Michigan, le grès quartzique de Sylvania, atteignant une épaisseur de 45 mètres, est encore plus pur et se compose de sables à grains arrondis, les sables éoliens d’un désert silurien. C’est un matériau idéal pour la fabrication du verre.
Roche cimentaire. — Le Silurien supérieur de la région des Appalaches, du centre et de l’ouest de l’État de New York, de l’Ohio, de l’Indiana, du Michigan et de l’Ontario, est constitué de calcaires magnésiens impurs, bleu foncé, laminés et souvent magnifiquement craquelés par le soleil, connus sous le nom de chaux hydriques (voir Fig., p. 279). Ces roches cimentaires naturelles étaient autrefois largement utilisées pour la fabrication du ciment Portland, mais elles ont maintenant été presque partout remplacées par des calcaires purs d’âge champlainien, qui peuvent être mélangés à de l’argile dans n’importe quelle proportion, selon la qualité de ciment souhaitée. Voir le chapitre sur le Champlainien, p. 245.
¶ Lectures complémentaires
J. M. Clarke et Rudolf Ruedemann, « The Eurypterida of New York ». New York State Museum, Memoir 14, 1922.
J. M. Clarke et Rudolf Ruedemann, « Guelph Fauna in the State of New York ». Ibid., Memoir 5, 1903.
W. J. Daves, « Kentucky Fossil Corals ». Kentucky Geological Survey, 1885.
A. W. Grabau, « Guide to the Geology and Palaeontology of Niagara Falls and Vicinity ». New York State Museum, Bulletin 45, 1901.
James ELall, Description des espèces de fossiles trouvées dans le groupe Niagara à Waldron, Indiana. Département de géologie et des ressources naturelles de l’Indiana, 11e rapport annuel, 1882, p. 217-414.
[ p. 281 ]
E. M. Kindle et F. B. Taylor, Atlas géologique des États-Unis, folio Niagara (n° 190). United States Geological Survey, 1913.
R. I. Murchison, Le système silurien. 1839.
Carl Rominger, Coraux fossiles, Geological Survey of Michigan, 1876.
Adam Sedgwick, Synopsis de la classification des roches paléozoïques britanniques, 1855.
C. K. Swartz et al., Maryland Geological Survey, volume Silurien, 1923.
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