Géologie de la région de Grand Teton
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La géologie de la région de Grand Teton se caractérise par des roches faisant partie des plus vieilles de la planète, alors que les montagnes font partie des plus récentes d'Amérique du Nord. Le massif montagneux du Teton Range, situé en grande partie dans le parc national de Grand Teton, commence à apparaître il y a environ 9 millions d'années. La proche vallée de Jackson Hole est, de son côté, le vestige d'un bassin sédimentaire plus ancien.
Les roches qui composent les montagnes sont âgées de 2,5 milliards d'années. Elles se composent de roches sédimentaires marines et de dépôts volcaniques. Dans la vallée de Jackson Hole, ces roches sont également présentes dans le sous-sol mais ne sont pas visibles à la surface. Les roches du Paléozoïque furent déposées dans une mer chaude, tandis que celle du Mésozoïque furent déposées par des successions de périodes marines et non marines, alors que la région était parfois couverte par une mer intérieure peu profonde dénommée voie maritime du Crétacé.
Il y a 70 millions d'années, lors de l'orogénèse du Laramide, des montagnes commencent à se former dans la région. Le massif de Teton Range s'est formé durant l'Éocène. De grandes éruptions dans la proche région de Yellowstone apportent en plus des dépôts volcaniques. Par la suite, durant le Pléistocène, plusieurs importantes glaciations furent à l'origine de grands glaciers qui ont érodé les montagnes et la vallée en y créant des moraines et des lacs glaciaires comme le Jackson Lake.
Il y a environ 3 milliards d'années, durant le Précambrien, des dépôts sédimentaires composés de sable, de calcaire, de limon et d'argile se déposent au fond d'une mer. Entre ces couches se sont également déposés des dépôts d'origine volcanique. Par lithification, ces sédiments se sont, au fil du temps, transformés en roches à la suite des énormes pressions présentes dans le sous-sol. Ces sédiments se sont ainsi compactés et transformés en grès, en roches calcaires ou en schiste. Ces roches étaient situées entre 8 et 16 km en dessous du niveau du sol, lorsque des phénomènes orogéniques (entre 2,8 et 2,7 milliards d'années) les ont métamorphosées en bandes alternées claires et noirâtres de micaschistes et de gneiss[1],[2]. Ces roches, visibles aujourd'hui au niveau des montagnes, ont été soulevées lors de la formation des montagnes du Teton Range.
Il y a 2,5 milliards d'années, du magma a percé les anciennes roches en formant des intrusions géologiques composées de granite[3]. Ces roches granitiques sont visibles dans la partie centrale du massif. Il y a environ 1,3 milliard d'années des dikes de roches noires (diabase) allant jusqu'à 60 mètres d'épaisseur se sont formées. Ces couches noires sont visibles au niveau des monts Moran et Middle Teton[4],[3].
700 millions d'années plus tard, de nouveaux sédiments se déposent durant le Paléozoïque[5].
Durant cette période intermédiaire, les anciennes roches furent soulevées et exposées à l'érosion, pour former ensuite une immense plaine. Il y a environ 600 millions d'années, cette plaine est à nouveau recouverte par une mer peu profonde. Cette mer se retira plusieurs fois avant de revenir durant les 500 millions d'années qui suivirent[5].
Dépôt du Paléozoïque
Durant le Cambrien et le Paléozoïque, environ 1 200 mètres de nouveaux sédiments se déposent en formant neuf formations géologiques. Ces couches géologiques ont été peu déformées par le mouvement des plaques tectoniques. Certaines zones furent néanmoins plus touchées que d'autres lors de l'érosion, qui avait lieu lorsque la mer se retirait par endroits. Ces roches carbonées renferment des fossiles de brachiopodes, de coraux et de trilobites[6].
En bordure de mer
Au début du Cambrien, un bras de mer s'étendait du sud de la Californie jusqu'en Idaho en passant par l'Utah et le Nevada[7]. Les roches du Précambrien, situées sur une plaine plus à l'ouest, étaient érodées par des rivières qui transportaient le sable et les sédiments fluviaux dans la mer. La région du Grand Teton faisait partie de cette plaine. Par la suite, le bras de mer s'est étendu plus à l'est en recouvrant les anciennes plages, qui furent elles-mêmes recouvertes par de nouveaux sédiments. Le plus ancien dépôt de sable sur une plage dans la région a formé le « Grès de Flathead », qui possède une épaisseur d'un peu moins de 60 mètres[7]. Ce grès, visible par endroits dans la région, est brun-rouge et très résistant. Lorsque la mer s'est dirigée toujours plus à l'est, de nouveaux sédiments ont recouvert le sable des plages. Les sédiments formèrent une couche de schiste vert-gris de 30 mètres d'épaisseur. Cette couche est dénommée « Membre de Wolsey Shale » et appartient à la « formation de Gros Ventre »[7]. Ces dépôts ont conservé quelques fossiles de trilobites et de vers.
Sous une mer peu profonde
Alors que la mer continuait son extension vers l'est, 87 mètres de nouveaux dépôts s'accumulent pour former le membre de « Death Canyon Limestone », qui appartient également à la formation de Gros ventre. Ce membre est composé de deux couches de pierres calcaires gris-bleu séparées par une couche de schiste de 5 à 6 mètres d'épaisseur[7]. On y trouve de nombreux fossiles de brachiopodes et de trilobites. La mer s'est ensuite retirée durant une courte période, ce qui eut pour effet le dépôt d'un nouveau type de sédiment dont le membre est dénommé « Park Shale » (toujours de la formation de Gros ventre). Il s'agit d'une couche de schiste de 67 mètres de couleur gris-vert[7].
À la fin du Cambrien, la mer revient à nouveau vers l'est. La mer, plus claire que durant la période précédente, devait avoir entre 30 et 60 mètres de profondeur dans la région. Les dépôts calcaires de l'époque forment alors le « Calcaire de Gallatin » sur une couche de 30 mètres. Cette pierre bleu-gris a quelques taches jaunâtres[7]. À cette époque, la mer recouvre l'Idaho, le Montana, une grande partie du Wyoming et relie même une autre mer plus à l'est. Il y a environ 70 millions d'années, la mer se retire et la région est exposée à l'érosion[7].
Retour en bordure de mer
Le « Bighorn Dolomite », datant de l'Ordovicien, est une couche géologique de près de 60 mètres, qui possède une couleur gris clair à blanc. Il s'agit de dolomite formée par une boue de sédiments composée de carbonates de calcium et de magnésium.
La dolomite de la « formation de Darby » (Dévonien) est différente. De couleur brun foncé à noir, elle est composée de mudstone et de grès. Alors que la mer était claire durant la formation précédente, elle était ici plus trouble. Les fossiles indiquent qu'il y avait de nombreux poissons à l'époque.
Le « calcaire de Madison » (Mississippien) a une épaisseur de plus de 300 mètres. Il est visible sur certaines falaises des montagnes. On y trouve des fossiles d'organismes aquatiques. La roche calcaire est gris bleuté, ce qui indique une mer chaude et calme.
La « formation de Phosphoria » se compose de dolomite sableuse, de couches de phosphate noir et d'argile noir. On y trouve aussi du vanadium, de l'uranium, du chrome, du zinc, du sélénium, du molybdène, du cobalt et de l'argent. Cette formation est exploitée intensivement en Idaho et au Wyoming pour le phosphate. Les concentrations des autres composants sont souvent trop faibles pour pouvoir présenter un intérêt économique.
