Direction des fentes d'éruption.—Dans cet archipel, les orifices volcaniques ne peuvent pas être considérés comme distribués au hasard. Trois grands cratères de l'île Albemarle forment une ligne nette qui s'étend du N.-N.-W. au S.-S.-E. L'île Narborough et le grand cratère situé dans la partie rectangulaire de l'île Albemarle dessinent une seconde ligne parallèle à la première. Vers l'est, l'île Hood détermine, avec les îles et les rochers qui sont situés entre elle et l'île James, une autre ligne presque parallèle, dont le prolongement passe par les îles Culpepper et Wenman situées à 70 milles au nord. Les autres îles, qui se trouvent plus à l'est, forment une quatrième ligne moins régulière. Plusieurs d'entre elles et les orifices volcaniques de l'île Albemarle sont disposés de telle sorte qu'ils se trouvent sur une série de lignes approximativement parallèles, coupant les premières lignes à angles droits; il en résulte que les principaux cratères paraissent être situés aux points où deux séries de fissures se croisent. Les îles elles-mêmes, à l'exception de l'île Albemarle, ne sont pas allongées dans le même sens que les lignes sur lesquelles elles se trouvent. L'orientation de ces îles est à peu près la même que celle qui domine d'une manière si remarquable dans les nombreux archipels de l'océan Pacifique. Je dois faire observer, enfin, que dans les îles Galapagos il n'y a pas de cratère qui domine les autres, c'est-à-dire d'orifice volcanique principal beaucoup plus élevé que tous les autres cratères, comme on le remarque dans plusieurs archipels volcaniques; le cratère le plus élevé est le grand remblai situé à l'extrémité sud-ouest de l'île Albemarle, et qui ne dépasse que de 1.000 pieds seulement plusieurs autres cratères voisins.
Notes:
[1] Je ne comprends pas dans cette évaluation les petites îles volcaniques de Culpepper et de Wenman, situées à 70 milles au nord du groupe. On voit des cratères dans toutes les îles de l'archipel, sauf dans l'île Towers, qui est l'une des plus basses; cette île est formée, cependant, de roches volcaniques.
[2] Les concrétions contenant de la chaux, que j'ai décrites à l'Ascension comme formées dans un lit de cendres, offrent un certain degré de ressemblance avec cette substance, mais leur cassure n'est pas résineuse. J'ai trouvé également à Sainte-Hélène des veines d'une substance plus ou moins semblable; elle était compacte mais non résineuse, et se présentait dans un lit de cendres ponceuses qui ne contenait probablement pas de matière calcaire: l'action de la chaleur n'avait pu intervenir dans aucun de ces deux cas.
[3] Les géologues qui restreignent le terme de «tuf» aux cendres blanches provenant de la trituration de laves feldspathiques, donneraient le nom de «peperino» à ces couches colorées en brun.
[4] M. Elie de Beaumont a décrit (Mémoires pour servir, etc., t. VI, p. 113) plusieurs «petits cirques d'éboulement» qu'on observe sur l'Etna et dont l'origine est connue historiquement, au moins pour quelques-uns d'entre eux.
[5] Sir G. Mackensie (Travels in Iceland, p. 389 à 392) a décrit une plaine de lave s'étendant au pied de l'Hécla, et qui est soulevée de tous côtés en grandes bulles ou grandes ampoules. Sir George rapporte que cette lave caverneuse constitue la couche superficielle. Le même fait est affirmé par Von Buch (Description des îles Canaries, p. 139) au sujet de la coulée basaltique qui se trouve près de Rialejo à Ténérife. Il semble singulier que les coulées supérieures soient plus caverneuses que les autres, car on ne voit aucune raison pour que les coulées, tant les plus élevées que les plus inférieures, n'aient pas toutes subi une action identique, à des époques différentes.—Les coulées inférieures se sont-elles répandues sous la mer, et ont-elles été comprimées par sa pression au point de s'aplatir, postérieurement au passage des masses gazeuses qui les ont traversées?
[6] Dans les Cordillères du Chili j'ai vu des laves ressemblant beaucoup à cette variété de l'archipel des Galapagos. Elle renfermait pourtant, outre l'albite, des cristaux d'augite nettement formés, et la pâte offrait une couleur un peu plus pâle, due peut-être à l'agrégation des particules augitiques. Je dois faire remarquer ici que, dans tous les cas dont il s'agit, je désigne sous le nom d'albite les cristaux de feldspath dont les clivages, mesurés au goniomètre à réflexion, répondent à ceux de ce minéral. Cependant, comme on a découvert dans ces derniers temps que d'autres espèces de la même famille présentent des clivages très voisins de ceux de l'albite, cette détermination doit être considérée comme purement provisoire. J'ai étudié les cristaux contenus dans les laves de diverses parties de l'archipel des Galapagos, et j'ai reconnu que, sauf quelques cristaux provenant d'un seul point de l'île James, ils ne présentaient jamais les clivages de l'orthose ou feldspath potassique.
[7] Description des Isles Canaries, p. 295.
[8] De Humboldt rapporte qu'il prit pour de l'olivine un minéral augitique vert, que l'on trouve dans les roches volcaniques de la Cordillère de Quito.
[9] La forme irrégulière et anguleuse des vacuoles est probablement due à la manière irrégulière dont cède à la pression des gaz une masse formée de cristaux solides et de pâte visqueuse en proportions à peu près égales. Comme on pouvait s'y attendre, il semble certain que, dans la lave qui a possédé une grande fluidité ou un grain uniforme, les vacuoles sont sphériques et leurs parois intérieures lisses.
[10] Un spécimen de lave basaltique renfermant quelques petits cristaux d'albite brisés, et qui m'a été donné par un des officiers, mérite peut-être une description. Il consiste en ramifications cylindriques, dont quelques-unes n'ont que 1/20e de pouce de diamètre et sont étirées en pointes très aiguës. La masse n'a pas été formée, comme une stalactite, car les pointes sont dirigées tantôt vers le haut, tantôt vers le bas. Des globules dont le diamètre n'est que de 1/40e de pouce sont tombés de quelques-unes des pointes et adhèrent aux ramifications voisines. La lave est vésiculaire, mais les vacuoles n'atteignent jamais la surface des branches, qui sont unies et luisantes. Comme on croit généralement que les vacuoles sont toujours allongées suivant la direction du mouvement de la masse fluide, je dois faire observer que toutes les vacuoles sont sphériques dans ces branches cylindriques dont le diamètre varie de 1/4 à 1/20e de pouce.
[11] Cette conclusion offre un certain intérêt parce que M. Dufrénoy (Mémoires pour servir, etc., t. IV, p. 274) a soutenu que le Monte Nuovo et d'autres cratères de l'Italie méridionale ont été formés par soulèvement, en s'appuyant sur le fait que des couches de tuf, d'une composition probablement semblable à celle du tuf décrit plus haut, y sont inclinées sous des angles de 18 à 20°. En présence des faits que nous avons cités relativement à la disposition en voûte des côtes séparées, et à ce que les tufs ne s'étendent pas en nappes horizontales autour de ces collines cratériformes, personne ne supposera que les couches ont été formées ici par soulèvement; nous voyons cependant que leur inclinaison dépasse 20°, et atteint même souvent 30°. Les strates consolidées du talus interne plongent également d'un angle supérieur à 30°, comme nous allons le montrer à l'instant.
[12] Je crois que ce fait se présente actuellement aux îles Açores où le Dr Webster (Description, p. 185) a décrit une petite île en forme de bassin, constituée par des couches de tuf plongeant vers l'intérieur et limitées extérieurement par des falaises escarpées découpées par la mer. Le Dr Daubeny suppose (On Volcanoes, p. 266) que cette cavité a été formée par un affaissement circulaire. Il me paraît beaucoup plus vraisemblable que nous sommes ici en présence de couches déposées primitivement dans la cavité d'un cratère dont les parois externes ont été enlevées plus tard par érosion marine.
[13] Traité de Géognosie de D'Aubuisson, t. I, p. 189. Je dois faire observer que j'ai vu à Terceira, aux îles Açores, un cratère de tuf ou peperino ressemblant beaucoup à ceux de l'archipel des Galapagos. On en rencontre de semblables aux îles Sandwich, d'après la description qu'en donne le Voyage de Freycinet, et il est probable qu'il existe des cratères de ce genre dans plusieurs autres contrées.
[14] Ce sont: les trois îlots de Crossman dont le plus grand a 600 pieds de haut; l'île Enchantée; l'île Gardner (760 pieds de hauteur); l'île Champion (331 pieds de hauteur); l'île Enderby; l'île Brattle; deux îlots voisins de l'île Infatigable, et un îlot situé près de l'île James. Un second cratère voisin de l'île James (avec un lac salé au centre) présente du côté du sud une paroi haute de 20 pieds seulement, tandis que les autres parties de la circonférence atteignent 300 pieds de hauteur.
[15] Description des îles Canaries, p. 328.
CHAPITRE VI
TRACHYTE ET BASALTE.—DISTRIBUTION DES ILES VOLCANIQUES
Descente des cristaux au sein de la lave liquide.—Poids spécifique des éléments constituants du trachyte et du basalte; leur séparation subséquente.—Obsidienne.—Mélange apparent des éléments des roches plutoniques.—Origine des dikes de trapp plutoniques.—Distribution des îles volcaniques; leur prédominance dans les grands océans.—Elles sont généralement disposées en lignes.—Les volcans centraux de Von Buch sont problématiques.—Iles volcaniques bordant des continents.—Ancienneté des îles volcaniques et leur soulèvement en masse.—Eruptions sur des lignes de fissure parallèles durant une même période géologique.
Séparation des minéraux constituants de la lave suivant leur poids spécifique.—Un des côtés de Fresh-water Bay, à l'île James, est formé des débris d'un grand cratère, dont nous avons parlé dans le chapitre précédent, et dont l'intérieur a été comblé par une coulée de basalte présentant une puissance de 200 pieds environ. Ce basalte, de couleur grise, contient une grande quantité de cristaux d'albite vitreuse, qui deviennent beaucoup plus nombreux encore dans sa partie inférieure et scoriacée. C'est le contraire qu'on se serait attendu à voir, car, si à l'origine les cristaux avaient été répandus uniformément dans toute la masse, l'expansion plus considérable subie par cette partie scoriacée inférieure aurait dû faire paraître plus petit le nombre des cristaux qui s'y trouvent. Von Buch[1] a décrit une coulée d'obsidienne du Pic de Ténérife, dans laquelle les cristaux de feldspath deviennent de plus en plus nombreux au fur et à mesure que la profondeur ou l'épaisseur augmente, de sorte que, près de la surface inférieure de la coulée, la lave ressemble même à une roche primitive. Von Buch constate, en outre, que M. Drée a trouvé par ses expériences sur la fusion de la lave que les cristaux de feldspath tendaient toujours à descendre au fond du creuset. Je crois qu'il n'est pas douteux que dans ces exemples les cristaux descendent sollicités par leur poids[2]. Le poids spécifique du feldspath varie[3] de 2,4 à 2,58, tandis que celui de l'obsidienne parait être ordinairement 2,3 à 2,4; et il serait probablement moindre si la roche était à l'état liquide, ce qui faciliterait la descente des cristaux de feldspath. A l'île James, les cristaux d'albite, quoique incontestablement moins lourds que le basalte gris aux endroits où il est compact, peuvent facilement avoir un poids spécifique supérieur à celui de la masse scoriacée, qui est formée de lave fondue et de bulles de gaz surchauffés.
La chute des cristaux au sein d'une substance visqueuse comme celle des roches fondues, et qui est incontestablement démontrée par les expériences de M. Drée, mérite un examen plus attentif, car ce phénomène éclaire le problème de la séparation des laves trachytiques et basaltiques. M.P. Scrope a étudié cette question, mais il paraît n'avoir eu connaissance d'aucun fait positif, comme ceux que je viens de signaler, et il a perdu de vue un facteur qui me semble indispensable dans l'étude du phénomène, c'est-à-dire l'existence à l'état de globules ou de cristaux tantôt du minéral le moins dense et tantôt du minéral le plus dense. Il est difficilement admissible que la faible différence de densité des particules séparées infiniment petites de feldspath, d'augite ou de quelque autre minéral, suffise à vaincre le frottement produit par leur mouvement au sein d'une substance dont la fluidité est imparfaite, telle qu'une roche en fusion; mais, si les molécules d'un quelconque de ces minéraux se sont réunies en cristaux ou en granules pendant que les autres conservaient l'état liquide, on comprend facilement que la descente ou le flottage des minéraux auront été notablement facilités par suite de l'atténuation du frottement. D'un autre côté, si tous les minéraux ont pris l'état grenu au même instant, il est à peu près impossible qu'une séparation quelconque ait pu s'opérer, à cause de la résistance qu'ils devaient s'offrir mutuellement. On a fait dernièrement une découverte pratique importante qui montre le rôle que joue l'état grenu d'un élément contenu dans une masse fluide en favorisant la séparation de cette substance. Quand on agite d'une manière ininterrompue, pendant son refroidissement, du plomb fondu contenant une faible proportion d'argent, il devient grenu, et ces grains ou cristaux imparfaits de plomb presque pur descendent au fond du creuset en abandonnant un résidu de métal fondu beaucoup plus riche en argent; tandis que si on laisse reposer le mélange en le maintenant à l'état liquide pendant un certain temps, les deux métaux ne montrent aucune tendance à se séparer[4]. L'agitation paraît n'avoir d'autre effet que de provoquer la formation des grains séparés. Le poids spécifique de l'argent est 10,4 et celui du plomb 11,35; le plomb grenu qui tombe au fond du creuset n'est jamais absolument pur, et le résidu métallique liquide ne contient, au maximum, que 1/119 d'argent. Puisque la différence de densité due à la proportion très inégale suivant laquelle les deux métaux sont mélangés, est si excessivement faible, il est probable que celle qui existe entre le plomb liquide et le plomb grenu quoique encore chaud, intervient pour une grande part dans l'acte de la séparation.
D'après ces faits, si un des minéraux constitutifs d'une masse rocheuse volcanique liquéfiée qui repose pendant un certain temps sans subir aucune agitation violente, s'agrège en cristaux ou en grains, ou s'il a été arraché en cet état à quelque roche plus ancienne, nous pouvons nous attendre à ce que ces cristaux ou ces grains flotteront à des niveaux plus ou moins élevés suivant leur poids spécifique relatif. Or, nous avons la preuve évidente que des cristaux ont été empâtés dans un grand nombre de laves pendant que la pâte ou la base demeurait fluide. Il me suffira de rappeler comme exemples les diverses grandes coulées pseudo-porphyritiques des îles Galapagos, et les coulées trachytiques de diverses régions, dans lesquelles nous trouvons des cristaux de feldspath ployés et brisés par le mouvement de la masse semi-liquide environnante. Les laves sont composées, en majeure partie, de trois variétés de feldspath, dont la densité oscille entre 2,4 et 2,74; de hornblende et d'augite, allant de 3 à 3,4, d'olivine variant de 3,3 à 3,4 et enfin d'oxydes de fer avec un poids spécifique de 4,8 à 5,2. Il en résulte que les cristaux de feldspath nageant dans une lave liquide mais peu vésiculaire, tendront à s'élever vers la surface, et que les cristaux ou les grains des autres minéraux tendront à descendre. Nous ne devons pas nous attendre cependant à constater une séparation parfaite au sein de substances aussi visqueuses. Le trachyte, qui consiste principalement en feldspath avec un peu de hornblende et d'oxyde de fer, a un poids spécifique d'environ 2,45[5], tandis que le basalte, composé en majeure partie d'augite et de feldspath, auquel s'ajoute souvent une forte proportion de fer et d'olivine, atteint une densité de 3,0. Conséquemment nous remarquons que dans les endroits où des coulées basaltiques et trachytiques ont été émises d'un même cratère, les coulées de trachyte ont généralement fait éruption les premières, parce que, comme nous devons le supposer, la lave fondue appartenant à cette série s'était accumulée à la partie supérieure du foyer volcanique. Cette succession a été observée par Beudant, Scrope et d'autres auteurs, et j'en ai donné trois exemples dans cet ouvrage. Pourtant, comme les dernières éruptions d'un grand nombre de volcans se sont fait jour au travers des parties inférieures de ces montagnes, par suite de l'accroissement de la hauteur et du poids de la colonne interne de roche fondue, nous voyons pourquoi dans la plupart des cas les flancs inférieurs des masses trachytiques centrales sont seuls enveloppés de coulées basaltiques. Peut-être la séparation des éléments d'une masse lavique s'opère-t-elle quelquefois dans l'intérieur d'une montagne volcanique, dont la hauteur et les autres dimensions sont suffisamment grandes, au lieu de se faire dans le foyer souterrain. Dans ce cas, des coulées de trachyte provenant du sommet de ce volcan, et des coulées de basalte émanées de sa base peuvent être éjaculées presque simultanément ou à des intervalles très rapprochés; c'est ce qui paraît s'être produit à Ténérife[6]. Il me suffira de faire remarquer en outre que, naturellement, la séparation des deux séries doit souvent être entravée par suite de bouleversements violents, même quand les conditions lui sont favorables, et que, de même, leur ordre d'éruption ordinaire doit être interverti. En bien des cas, peut-être, les laves basaltiques ont seules atteint la surface, à cause du haut degré de fluidité de la plupart d'entre elles.
Nous avons vu dans l'exemple décrit par Von Buch que des cristaux de feldspath descendent au sein de l'obsidienne vers la partie inférieure de la masse, parce que leur poids spécifique est plus élevé, comme on le sait, que celui de cette roche; nous pouvons donc nous attendre à constater dans toute région trachytique où l'obsidienne a coulé à l'état de lave, qu'elle a été émise par les orifices supérieurs, ou occupant la plus grande altitude. D'après Von Buch, ce fait se confirme d'une manière remarquable, tant aux îles Lipari qu'au pic de Ténériffe. En ce dernier point l'obsidienne ne s'est jamais écoulée par des orifices situés à moins de 9.200 pieds de hauteur. L'obsidienne paraît avoir été éjaculée aussi par les pics les plus élevés de la Cordillère péruvienne. Je me borne à faire observer, en outre, que le poids spécifique du quartz varie de 2,6 à 2,8, et que par conséquent, lorsque ce minéral existe dans un foyer volcanique, il ne doit pas tendre à descendre avec la masse fondamentale basaltique; ceci explique peut-être la présence fréquente et l'abondance du quartz au sein des laves trachytiques, déjà signalées à plusieurs reprises dans cet ouvrage.
Peut-être objectera-t-on à la théorie que je viens d'exposer le fait que les roches plutoniques ne sont pas divisées en deux séries nettement distinctes et de pesanteur spécifique différente, quoiqu'elles aient passé par l'état liquide comme les roches volcaniques. Pour répondre à cette objection, il convient de faire remarquer d'abord qu'aucune preuve ne démontre que les atomes d'un quelconque des minéraux constitutifs des roches plutoniques se soient agrégés, tandis que les autres minéraux restaient fluides, ce qui est une condition presque indispensable de leur séparation, comme nous nous sommes efforcés de le prouver; au contraire, les cristaux se sont moulés généralement les uns sur les autres[7].
En second lieu, le calme absolu qui a présidé, selon toute probabilité, au refroidissement des masses plutoniques ensevelies à de grandes profondeurs, devait être très probablement fort défavorable à la séparation de leurs minéraux constitutifs, car, si la force attractive qui rapproche les molécules des divers minéraux pendant le refroidissement progressif de la masse est suffisante pour les maintenir réunies, le frottement entre ces cristaux à demi formés ou ces globules pâleux doit empêcher les plus lourds d'entre eux de descendre au fond du bain et les plus légers de monter. D'autre part, les petites perturbations qui doivent probablement se produire dans la plupart des foyers volcaniques, et qui ne suffiraient pas, comme nous l'avons vu, à empêcher la séparation de grains de plomb dans un mélange de plomb et d'argent en fusion ou de cristaux de feldspath dans une coulée de lave, pourraient pourtant amener la rupture et une nouvelle fusion des globules les moins bien formés, permettant aux cristaux les mieux formés, et qui pour cette raison ne se brisent pas, de descendre ou de monter suivant leur pesanteur spécifique.
Quoiqu'on ne constate pas dans les roches plutoniques l'existence des deux types distincts correspondant aux séries trachytique et basaltique, j'ai lieu de croire qu'il s'est produit souvent une séparation plus ou moins prononcée de leurs parties constitutives. Je soupçonne qu'il doit en être ainsi, parce que j'ai observé la grande fréquence avec laquelle des dikes de greenstone et de basalte coupent les formations étendues de granité et de roches métamorphiques qui s'y rattachent. Je n'ai jamais étudié un district d'une région granitique étendue sans y découvrir des dikes; je puis citer comme exemples les nombreux dikes de trapp que l'on rencontre dans plusieurs provinces du Brésil, du Chili, de l'Australie, et au cap de Bonne-Espérance; de même, il existe un grand nombre de dikes dans les vastes contrées granitiques de l'Inde, du nord de l'Europe et d'autres pays. D'où le greenstone et le basalte qui forment ces dikes sont-ils venus? Devons-nous supposer, avec quelques anciens géologues, qu'une zone de trapp s'étend uniformément sous les roches granitiques qui, suivant l'état actuel de nos connaissances, constituent la base de l'écorce du globe? N'est-il pas plus vraisemblable de croire que ces dikes sont dus à des fissures sillonnant des roches granitiques et métamorphiques imparfaitement refroidies, dont les éléments les plus fusibles consistant surtout en hornblende ont été en quelque sorte sollicités à monter dans ces fissures? A Bahia, au Brésil, j'ai vu dans une contrée de gneiss et de greenstone primitif, de nombreux dikes constitués par une roche à augite de couleur foncée (car un cristal que j'ai détaché appartenait incontestablement à ce minéral), ou par une roche amphibolique formée, comme plusieurs preuves le démontraient clairement, avant la solidification de la masse environnante, ou ayant subi plus tard un ramollissement complet simultanément avec cette masse[8]. Des deux côtés de l'un de ces dikes le gneiss était pénétré, à la profondeur de plusieurs yards, par de nombreux fils ou stries curvilignes d'une matière à teinte foncée et dont la forme ressemblait à celle des nuages désignés sous le nom de «cirrhi-comae»; on pouvait suivre quelques-uns de ces filaments jusqu'à leur point de jonction avec le dike. Lorsque je les examinai, il me parut douteux que des veines aussi fines et aussi curvilignes aient pu être injectées, et je crois maintenant, qu'au lieu d'avoir été injectées par le dike, elles ont été, au contraire, comme ses vaisseaux nourriciers. Si on admet comme vraisemblable cette théorie sur l'origine des dikes de trapp dans des régions granitiques très étendues, et loin de roches appartenant à quelque autre série, nous pouvons admettre aussi que, quand une grande masse de roche plutonique est poussée par des efforts répétés dans l'axe d'une chaîne de montagnes, ses éléments les plus liquides peuvent s'écouler dans des abîmes profonds et inconnus, pour être ultérieurement ramenés, peut-être, à la surface sous forme de masses injectées de greenstone, de porphyre augitique[9] ou d'éruptions basaltiques. La plupart des difficultés que les géologues ont rencontrées en comparant les roches volcaniques et plutoniques au point de vue de leur composition se trouvent résolues, je pense, si nous pouvons admettre que ces éléments relativement lourds et fusibles qui composent les roches basaltiques et trappéennes, ont été partiellement éliminés du plus grand nombre des masses plutoniques.
Distribution des îles volcaniques.—Au cours de mes recherches sur les récifs coralliens, j'ai eu l'occasion de consulter les écrits d'un grand nombre de voyageurs, et j'ai été constamment frappé du fait, qu'à peu d'exceptions près, les îles innombrables qui parsèment le Pacifique, l'océan Indien et l'Atlantique sont formées soit de roches volcaniques, soit de roches coralliennes récentes. Citer une longue liste de toutes les îles volcaniques serait fastidieux, mais il est facile d'énumérer les exceptions que j'ai rencontrées. Dans l'Atlantique nous avons les rochers de Saint-Paul décrits dans cet ouvrage, et les îles Falkland formées de schiste quartzeux et argileux; mais ces dernières îles sont fort grandes et ne sont pas très éloignées de la côte de l'Amérique méridionale[10]. Dans l'océan Indien, les Seychelles (situées sur une ligne qui prolonge Madagascar) consistent en granite et en quartz. Dans l'océan Pacifique, la Nouvelle-Calédonie, qui est une grande île, appartient (pour autant que sa constitution soit connue) à la classe des roches primitives; la Nouvelle-Zélande, qui possède beaucoup de roches volcaniques et quelques volcans en activité, est trop étendue pour que nous puissions la ranger parmi les petites îles dont nous nous occupons en ce moment. La présence de quelques roches non volcaniques, telles que des schistes argileux dans trois des Açores[11], de calcaire tertiaire à Madère, de schiste argileux à l'île Chatham dans le Pacifique, ou de lignite à l'île de Kerguelen, ne doit pas faire exclure ces îles ou ces archipels de la classe des îles volcaniques, si elles sont formées principalement de matières éruptives.
La constitution de ces nombreuses îles qui parsèment les grands océans, étant presque toujours volcanique à ces rares exceptions près, se rattache évidemment à la loi suivant laquelle presque tous les volcans actifs forment des îles ou sont situés près du rivage de la mer; elle est un effet des phénomènes chimiques ou mécaniques qui ont déterminé cette répartition des volcans. Le fait que les îles océaniques sont si généralement volcaniques est intéressant aussi au point de vue de la nature des chaînes de montagnes de nos continents, qui, à peu d'exceptions près, ne sont pas volcaniques, quoique cependant nous ayons des raisons de supposer qu'un océan s'étendait autrefois sur l'espace occupé aujourd'hui par les continents. Nous sommes amenés à nous demander si les éruptions volcaniques se produisent plus facilement au travers des fissures qui se sont formées pendant les premières phases de la transformation du lit de la mer en une surface terrestre.
Quand on examine les cartes des nombreux archipels volcaniques, on voit que les îles sont ordinairement disposées en rangées, simples, doubles ou triples, suivant des lignes souvent légèrement courbes[12]. Chacune des îles du groupe est arrondie, ou plus ordinairement allongée dans le même sens que le groupe dont elle fait partie, mais parfois transversalement à cette direction. Certains groupes dont l'allongement n'est pas fortement accentué offrent peu de symétrie dans leurs formes; M. Virlet[13] constate que ce cas se présente pour l'archipel grec; je suis porté à penser (car je sais combien il est facile de se tromper en ces matières) que les orifices volcaniques sont ordinairement alignés suivant une même droite ou sur une série de lignes parallèles peu longues, coupant presque à angle droit une autre ligne ou une autre série de lignes. L'archipel des Galapagos offre un exemple de cette structure, car la plupart des îles et les principaux cratères situés dans les plus grandes d'entre elles sont groupés de manière à se disposer sur un système de lignes orienté N.-N.-W. et sur un autre système dirigé W.-S.-W.; nous trouvons une structure du même genre, mais plus simple, dans l'archipel des Canaries. Dans le groupe du Cap Vert qui paraît être le moins symétrique de tous les archipels océaniques de nature volcanique, une ligne dessinée par plusieurs îles et courant N.-W.-S.-E. couperait presque à angle droit, si on la prolongeait, une courbe jalonnée par les autres îles.
Von Buch[14] a classé tous les volcans en deux catégories: les volcans centraux autour desquels des éruptions se sont produites en grand nombre, de tous côtés, d'une manière presque régulière, et les chaînes volcaniques. Dans les exemples que l'auteur donne pour les volcans de la première catégorie je ne puis découvrir, au point de vue de leur situation, aucune raison qui justifie la qualification de centraux, et il n'existe, à mon avis, aucune différence essentielle de constitution minéralogique entre les volcans centraux et les chaînes volcaniques. Sans doute, dans la plupart des petits archipels volcaniques l'une des îles peut être beaucoup plus élevée que les autres; de même que dans une île donnée un des orifices est généralement plus haut que tous les autres, quelle que puisse être la cause de ce fait. Von Buch ne range pas dans sa classe des chaînes volcaniques, de petits archipels dont il admet que les îles sont alignées, comme il le fait pour les Açores, mais il est difficile de croire qu'il existe quelque différence essentielle entre les chaînes volcaniques plus ou moins allongées. Si l'on jette un coup d'oeil sur une mappemonde, on constate combien sont parfaites les transitions qui unissent de petits groupes d'îles volcaniques alignées aux séries presque ininterrompues d'archipels se suivant en ligne droite, et finalement à une grande muraille comme la Cordillère américaine. Von Buch soutient[15] que des chaînes volcaniques couronnent des chaînes de montagnes de formation primitive, ou sont en rapport intime avec elles; mais si, dans le cours des temps, des archipels allongés sont transformés en chaînes de montagnes sous l'action prolongée des forces de soulèvement et éruptives, il en résultera naturellement que les roches primitives inférieures seront souvent soulevées et deviendront visibles.
Quelques auteurs ont fait remarquer que les îles volcaniques sont répandues, quoiqu'à des distances très inégales, le long des rivages des grands continents, comme si elles étaient, jusqu'à un certain point, en rapport avec eux. Pour l'île de Juan Fernandez, située à 330 milles de la côte du Chili, il existait indubitablement un rapport entre les forces volcaniques agissant sous cette île et celles qui agissaient sous le continent, comme cela a été montré par le tremblement de terre de 1835. En outre, les îles de quelques-uns des petits groupes volcaniques bordant des continents, comme nous venons de le dire, sont situées sur des lignes qui présentent une relation avec la direction que suivent les rivages voisins. Je citerai comme exemples les lignes d'intersection aux archipels des Galapagos et du Cap Vert, et la ligne la mieux définie des îles Canaries. Si ces faits ne sont pas purement fortuits, nous voyons qu'un grand nombre d'îles volcaniques éparpillées et de petits groupes sont mis en rapport avec les continents voisins, non seulement par leur proximité, mais encore par la direction des fentes d'éruption, relation que Von Buch considère comme caractéristique pour ses grandes chaînes volcaniques.
Dans les archipels volcaniques il est rare que les cratères soient en activité à la fois dans plus d'une île, et les grandes éruptions ne se produisent d'habitude qu'à de longs intervalles. En considérant le grand nombre de cratères que chaque île d'un groupe porte habituellement et la quantité énorme de matières qu'ils ont émises, on est porté à attribuer une très grande ancienneté à ces groupes, même à ceux dont l'origine paraît relativement récente, comme l'archipel des Galapagos. Cette conclusion concorde avec l'érosion prodigieuse que l'action lente de la mer doit avoir fait subir à leurs côtes, primitivement inclinées en pente douce et qui ont dû, si souvent, reculer en se transformant en hautes falaises. Nous ne devons pas croire, cependant, que la masse entière des matières qui forment une île volcanique ait été toujours émise au niveau qu'elle occupe actuellement; le grand nombre de dikes qui semblent invariablement sillonner l'intérieur de tout volcan prouve, d'après les principes exposés par M. Élie de Beaumont, que la masse entière a été soulevée et fissurée. En outre, je crois avoir démontré dans mon travail sur les récifs coralliens, qu'il existe un rapport entre les éruptions volcaniques et les soulèvements contemporains s'opérant en masse[16] et qui est attesté tant par la présence fréquente de débris organiques soulevés que par la structure des récifs coralliens établis sur les roches volcaniques. Je dois faire observer enfin que des éruptions se sont produites dans un même archipel, depuis le commencement des temps historiques, sur plus d'une des lignes de fissure parallèles; ainsi dans l'archipel des Galapagos on a signalé les éruptions d'un cratère de l'île Narborough et d'un cratère de l'île Albemarle, qui ne se trouvent pas sur la même ligne; aux îles Canaries des éruptions se sont produites à Ténériffe et à Lanzarote; et aux Açores sur les trois lignes parallèles de Pico, de Saint-Georges et de Terceira. Ce fait me paraît intéressant si nous admettons qu'il n'existe d'autre différence essentielle entre une chaîne de montagnes et un volcan que celle qui distingue une injection de roches plutoniques d'une éjaculation de matières volcaniques, car il nous permet d'admettre comme probable que lors du soulèvement des chaînes de montagnes deux ou plusieurs des lignes parallèles d'une chaîne puissent avoir été soulevées et injectées pendant une même période géologique.
Notes:
[1] Description des îles Canaries, pp. 190 et 191.
[2] On a trouvé que dans une masse de fer en fusion (Edinburgh New Philosophical Journal, vol. XXIV, p. 66) les substances dont l'affinité pour l'oxygène est plus grande que celle du fer pour ce même gaz s'élèvent de l'intérieur de la masse vers la surface. Mais il est difficile d'attribuer une cause analogue à la séparation des cristaux de ces coulées de lave. Le refroidissement parait avoir modifié dans certains cas la composition de la surface des laves, car Dufrenoy (Mém. pour servir, etc., t. IV, p. 271) a constaté que les parties internes d'une coulée située aux environs de Naples étaient formées pour les deux tiers par un minéral attaquable aux acides, tandis que la surface était composée principalement d'un minéral inattaquable par ces réactifs.
[3] J'ai donné les poids spécifiques des minéraux d'après Von Kobell, une des autorités les plus récentes et les meilleures, et celui des roches d'après divers auteurs. Suivant Phillips, le poids spécifique de l'obsidienne est 2.35, et Jameson affirme qu'il ne dépasse jamais 2.4; mais j'ai reconnu qu'il était de 2.42 pour un spécimen de l'Ascension.
[4] Une notice détaillée et intéressante sur cette découverte, par M. Pattinson, a été lue devant l'Association britannique en septembre 1838. Suivant Turner (Chemistry, p. 210), le métal le plus lourd de certains alliages descend au fond du creuset, et il paraît que ce phénomène se produit lorsque les métaux sont tous deux à l'état liquide. Lorsque la différence de densité est considérable, comme celle qui existe entre le fer et le laitier qui se forme pendant la fusion du minerai, il n'est pas étonnant que les atomes se séparent sans qu'aucune des deux substances soit à l'état grenu.
[5] Von Buch a trouvé 2,47 pour le trachyte de Java; De la Bèche 2,42 pour celui d'Auvergne, et moi-même 2,42 pour celui de l'Ascension. Jameson et d'autres auteurs attribuent au basalte un poids spécifique de 3,0, mais De la Bèche a trouvé qu'elle n'était que de 2,78 pour certains spécimens d'Auvergne, et de 2.91 pour des spécimens de la Chaussée des Géants.
[6] Consulter l'admirable Description physique si connue de cette île par Von Buch, qui peut être considérée comme un modèle de géologie descriptive.
[7] La pâte cristalline de la phonolite est souvent traversée de longues aiguilles de hornblende, ce qui prouve que ce minéral, quoique l'élément le plus fusible de la phonolite, a cristallisé avant ou en même temps qu'une substance plus réfractaire. Si mes observations sont exactes, la phonolite se présente toujours à l'état de roche injectée comme celles de la série plutonique; elle s'est donc probablement solidifiée comme ces dernières sans subir de dérangements violents ni répétés. Les géologues qui ont douté que le granite ait pu se former par liquéfaction ignée parce que des minéraux de fusibilité différente s'y moulent les uns sur les autres, doivent avoir ignoré le fait que la hornblende cristallisée pénètre la phonolite, roche dont l'origine ignée est incontestable. L'état visqueux que le quartz et le feldspath conservent tous deux à une température bien inférieure à leur point de fusion, comme on le sait aujourd'hui, explique facilement leur moulage mutuel. Voir à ce sujet le travail de M. Horner sur Bonn. Geolog. Transact., vol. IV, p. 439; et pour le quartz, l'Institut, 1839, p. 161.
[8] Des fragments de ces dikes ont été brisés et sont entourés maintenant par les roches primitives dont les feuillets les environnent en restant parallèles à eux-mêmes. Le Dr Hubbard a décrit aussi (Silliman's Journal, vol. XXXIV, p. 119) un entrecroisement de veines de trapp dans le granite des White Mountains, qui doit avoir été formé, selon lui, lorsque les deux roches étaient à l'état pâteux.
[9] M. Phillips (Lardner's Encyclop., vol. II, p. 115) cite l'opinion de Von Buch suivant laquelle le porphyre augitique s'étend parallèlement aux grandes chaînes de montagnes et se rencontre toujours à leur base. De Humboldt a constaté également l'existence fréquente de roches trappéennes dans une position géologique analogue; et moi-même j'ai observé plusieurs exemples de ce fait au pied de la Cordillère chilienne. L'existence du granite dans l'axe des grandes chaînes de montagnes est toujours probable, et je suis tenté de croire que les masses de porphyre augitique et de trapp injectées latéralement ont à peu près la même relation avec l'axe granitique que les laves basaltiques avec les masses trachytiques centrales, autour des flancs desquelles elles ont si souvent fait éruption.
[10] A en juger d'après les recherches incomplètes de Forster, il est possible que l'île Saint-Georges ne soit pas volcanique. En ce qui concerne les Seychelles je me base sur les affirmations du Dr Allan. J'ignore de quel genre de roches est formée l'île Rodriguez dans l'océan Indien.
[11] Ceci s'appuie sur l'autorité du comte V. de Bedemar pour Flores et Graciosa (Charlsworth Magazine of Nat. Hist., vol. I, p. 557). Suivant le capitaine Boyd, l'île Sainte-Marie n'a pas de roches volcaniques (Description de Von Buch, p. 365). L'île Chatham a été décrite par le Dr Dieffenbach dans le Geographical Journal, année 1841, p. 201. Jusqu'à présent l'expédition antarctique ne nous a fourni que des renseignements incomplets sur l'île Kerguelen.
[12] Dans un mémoire présenté récemment à l'American Association, les professeurs William et Henry Darwin Rogers ont insisté d'une manière spéciale sur les directions de soulèvement qui affectent une courbe régulière dans certaines parties de la chaîne des Appalaches.
[13] Bulletin de la Société Géologique, t. III, p. 110.
[14] Description des Isles Canaries, p. 324.
[15] Description des Iles Canaries, p. 393.
[16] Cette conclusion s'impose à la suite des phénomènes qui ont accompagné le tremblement de terre de 1835 à Conception, et qui sont décrits en détail dans la notice que j'ai publiée dans les Geological Transactions (vol. V, p. 601).
CHAPITRE VII
NOUVELLE-GALLES DU SUD, TERRE VAN DIEMEN, KING GEORGE'S SOUND, CAP DE BONNE-ESPÉRANCE
Nouvelle-Galles du Sud.—Formation de grès.—Pseudo-fragments de schiste empâtés.—Stratification.—Stratification entrecroisée.—Grandes vallées.—Terre Van Diemen.—Formation paléozoïque.—Formations plus récentes avec roches volcaniques.—Travertin avec feuilles de végétaux éteints.—Soulèvement de la contrée.—Nouvelle-Zélande.—King George's Sound.—Bancs ferrugineux superficiels.—Dépôts calcaires superficiels avec moules de branches.—Leur origine due à des particules de coquilles et de coraux amoncelées par le vent.—Leur extension.—Cap de Bonne- Espérance.—Contact du granite et du phyllade argileux.—Formation de grès.
Durant la seconde partie de son voyage, le Beagle toucha à la Nouvelle-Zélande, en Australie, à la Terre Van Diemen, et au cap de Bonne-Espérance. Désireux de consacrer la troisième partie de ces Observations Géologiques à l'Amérique méridionale seule, je décrirai brièvement ici tous les faits dignes de fixer l'attention des géologues, que j'ai observés dans les contrées que je viens de citer.
Nouvelle-Galles du Sud.—Mon champ d'observations se bornait au trajet de 90 milles géographiques que j'ai fait pour me rendre à Bathurst, à l'W.-N.-W. de Sidney. A partir de la côte, les trente premiers milles traversent une région de grès, coupée en plusieurs endroits par des rochers de trapp, et séparée du grand plateau de grès des Blue Mountains par un escarpement très élevé qui surplombe la rivière Nepean. Ce plateau supérieur mesure 1.000 pieds d'altitude au bord de l'escarpement, et à une distance de 26 milles de ce bord il s'élève jusqu'à 3.000 à 4.000 pieds au-dessus du niveau de la mer. De ce point la route descend vers une contrée moins élevée, et principalement formée de roches primitives. On y rencontre beaucoup de granite qui passe en un endroit à du porphyre rouge avec cristaux octogonaux de quartz, et qui est coupé ailleurs par des dikes de trapp. Près des Downs de Bathurst je traversai une grande étendue de pays constituée par des phyllades argileux luisants et d'un brun pâle, dont les feuillets altérés couraient du nord au sud. Je mentionne ce fait parce que le capitaine King m'a rapporté qu'aux environs du lac Georges, à une centaine de milles au sud, les micaschistes s'étendent du nord au sud d'une manière si constante que les habitants utilisent cette particularité pour se guider dans les forêts.
Le grès des Blue Mountains offre une puissance d'au moins 1.200 pieds, qui semble plus forte encore en certains endroits; il est formé de petits grains de quartz cimentés par une matière terreuse blanche, et traversé d'un grand nombre de veines ferrugineuses. Les couches inférieures alternent quelquefois avec des schistes et de la houille; à Wolgan j'ai trouvé dans le schiste des feuilles de Glossopteris Brownii, fougère qui est très abondante dans la houille d'Australie. Le grès contient des cailloux de quartz dont le nombre et la dimension s'accroissent généralement dans les couches supérieures (ils ont rarement, cependant, plus d'un ou deux pouces de diamètre); j'ai observé un fait semblable dans la grande formation de grès du Cap de Bonne-Espérance. Sur la côte de l'Amérique du Sud où des couches tertiaires ont été soulevées sur une grande étendue, j'ai remarqué à plusieurs reprises que les couches supérieures étaient formées d'éléments plus grossiers que les couches inférieures; cela semble indiquer que la puissance des vagues ou des courants augmentait à mesure que la mer devenait moins profonde. Pourtant, sur la plate-forme inférieure, entre les Blue Mountains et la côte, j'ai observé que les couches supérieures de grès passaient souvent au schiste, ce qui provient probablement de ce que cette région moins élevée a été protégée contre les forts courants pendant son soulèvement. Le grès de Blue Mountains étant évidemment d'origine élastique et n'ayant subi aucune action métamorphique, j'ai observé avec surprise que dans certains spécimens presque tous les grains de quartz offraient des facettes brillantes et qu'ils étaient cristallisés d'une manière si parfaite qu'ils n'avaient certainement pu être empâtés sous leur forme présente dans une roche préexistante[1]. Il est difficile d'imaginer comment ces cristaux ont pu se former; on peut à peine croire qu'ils aient cristallisé isolément au fond de la mer dans leur état actuel de cristallisation. Est-il possible que des grains de quartz arrondis aient pu être attaqués par un liquide qui a corrodé leur surface et y a déposé de la silice fraîche? Je dois faire observer que pour le grès du cap de Bonne-Espérance il est évident que de la silice a été déposée en abondance d'une solution aqueuse.
En plusieurs points du grès j'ai observé des enclaves de schiste qu'on aurait pu prendre, à première vue, pour des fragments étrangers; cependant leurs feuillets horizontaux parallèles à ceux du grès montraient que ces enclaves étaient les restes de lits minces continus. L'un de ces fragments (constitué probablement par la coupe transversale d'une bande longue et étroite) et qui se montrait sur la paroi d'un rocher, présentait une épaisseur verticale plus grande que sa largeur, ce qui prouve que ce lit de schiste doit s'être légèrement consolidé après son dépôt et avant d'avoir été entamé par les courants. Chaque enclave de schiste montre ainsi avec quelle lenteur un grand nombre des couches de grès se sont déposées. Ces pseudo-fragments de schiste expliqueront peut-être, dans certains cas, l'origine de fragments étrangers en apparence, empâtés dans des roches cristallines métamorphiques. Je mentionne ce fait parce que j'ai trouvé près de Rio-de-Janeiro un fragment anguleux nettement terminé, long de 7 yards et large de 2, constitué par du gneiss contenant des grenats et du mica disposés en couches, et empâté dans le gneiss porphyrique stratifié commun dans cette contrée. Les feuillets de ce fragment et ceux de la masse englobante suivaient exactement la même direction, mais ils plongeaient sous des angles différents. Je ne veux pas affirmer que ce fragment (constituant un cas isolé, à ma connaissance au moins) ait été originairement déposé à l'état de couche, comme le schiste des Blue Mountains, entre les strates du gneiss porphyrique, avant qu'elles aient subi le métamorphisme; mais il existe entre les deux cas une analogie suffisante pour rendre cette explication plausible.
Stratification de l'escarpement.—Les couches des Blue Mountains paraissent horizontales à première vue, mais elles ont probablement un plongement semblable à celui de la surface du plateau qui s'incline de l'ouest vers l'escarpement bordant la rivière Nepean, sous un angle de 1° ou de 100 pieds par mille[2]. Les strates de l'escarpement plongent presque exactement comme sa surface inclinée en pente rapide, et avec tant de régularité qu'elles semblent n'avoir jamais eu d'autre position; mais on voit, à un examen plus attentif, qu'elles s'épaississent d'un côté, et s'amincissent de l'autre au point de disparaître, et qu'à leur partie supérieure elles sont surmontées et pour ainsi dire coiffées par des bancs horizontaux. Il est probable, d'après cela, que nous sommes ici en présence d'un escarpement original qui n'est pas formé par l'érosion marine, mais par le fait qu'à l'origine les strates ne se sont pas étendues au-delà de ce point. Ceux qui ont l'habitude de consulter des cartes détaillées de côtes sur lesquelles s'accumulent des sédiments sauront que la surface des bancs ainsi formés s'incline, en général, fort lentement de la côte vers une certaine ligne du large au-delà de laquelle la profondeur devient brusquement très grande dans la plupart des cas. Je puis citer comme exemple les grands bancs de sédiments de l'archipel des Antilles[3] qui se terminent en pentes sous-marines inclinées de 30 à 40° et parfois même de plus de 40°; chacun sait combien une pente semblable paraîtrait escarpée sur terre. Si des bancs de ce genre étaient soulevés, ils auraient probablement la même forme extérieure, à peu près, que le plateau des Blue Mountains à l'endroit où il se termine brusquement au bord de la rivière Nepean.
Stratification entrecroisée.—Dans la région côtière basse et dans les Blue Mountains, les couches de grès sont souvent coupées par de petits lits obliques à leur direction, qui s'inclinent en divers sens souvent sous un angle de 45°. La plupart des auteurs ont attribué ces couches entrecroisées à de petites accumulations successives sur une surface inclinée; mais à la suite d'un examen minutieux que j'ai fait de quelques points du nouveau grès rouge d'Angleterre, je crois que les couches de ce genre font généralement partie d'une série de courbes, semblables à des vagues gigantesques, dont les sommets ont été arasés ultérieurement et remplacés, soit par des couches à peu près horizontales, soit par une autre série de grandes rides dont les plis ne coïncident pas exactement avec ceux des premières. Il est bien connu de ceux qui s'occupent du service hydrographique que, pendant les tempêtes, la vase et le sable sont bouleversés, au fond de la mer, à des profondeurs considérables, atteignant au moins 300 à 450 pieds[4], de sorte que la nature du sol y est même modifiée temporairement; on a observé aussi qu'à une profondeur de 60 à 70 pieds le fond de la mer est couvert de larges rides[5]. D'après les observations que j'ai faites relativement à la structure du nouveau grès rouge, et que je viens de mentionner, il est donc permis de croire qu'à des profondeurs plus considérables le fond de l'océan se recouvre pendant les tempêtes de crêtes et de dépressions semblables à de grandes rides, qui sont nivelées ensuite par les courants pendant les périodes plus tranquilles, et qui se reforment pendant les tempêtes.
Vallées dans les plateaux de grès.—Les grandes vallées qui coupent les Blue Mountains et les autres plateaux de grès de cette partie de l'Australie, et qui ont offert longtemps un obstacle insurmontable aux tentatives des colons les plus hardis pour atteindre l'intérieur de la contrée, constituent le trait principal de la géologie de la Nouvelle-Galles du Sud. Ces vallées sont très vastes et bordées par des lignes ininterrompues de hautes falaises. Il est difficile d'imaginer un spectacle plus majestueux que celui qui s'offre aux regards lorsqu'en s'avançant sur le plateau on arrive tout à coup au bord d'une de ces falaises dont la verticalité est telle qu'on peut atteindre d'un coup de pierre les arbres croissant à 1.000 et 1.500 pieds au-dessous de soi, comme j'en ai fait l'expérience. A droite et à gauche on aperçoit des promontoires se succédant à perte de vue sur la ligne fuyante de la falaise; et sur le versant opposé de la vallée, souvent éloigné de plusieurs milles, on voit une autre ligne s'élevant à la même hauteur que celle sur laquelle on se trouve, et formée des mêmes couches horizontales de grès pâle. Le fond de ces vallées est peu incliné, et, d'après sir T. Mitchell, la pente des rivières qui les parcourent est faible. Souvent les vallées principales envoient vers l'intérieur du plateau de grandes ramifications en forme de golfes, qui s'élargissent à leur extrémité supérieure; et, d'autre part, le plateau projette souvent des promontoires dans la vallée et y abandonne même de grandes masses presque entièrement détachées. Les lignes de falaises qui bordent les vallées sont si parfaitement continues que, pour descendre dans certaines d'entre elles, il est nécessaire de faire des détours de 20 milles, et ce n'est même que dernièrement que les officiers du service topographique ont pénétré dans quelques-unes de ces vallées, où les colons ne sont pas encore parvenus à faire entrer leur bétail. Mais le trait le plus remarquable de la structure de ces vallées, c'est que, malgré la largeur de plusieurs milles qu'elles présentent dans leur région supérieure, elles se rétrécissent ordinairement vers leur extrémité inférieure, à tel point qu'elles deviennent impraticables. Le Surveyor-general, Sir T. Mitchell[6], a tenté vainement de remonter la gorge par laquelle la rivière Grose rejoint le Nepean, en marchant d'abord, et en rampant ensuite entre les grands blocs de grès écroulés; la vallée de la Grose forme cependant vers sa partie supérieure, ainsi que je l'ai constaté de visu, un bassin magnifique large de plusieurs milles, et elle est entourée de tous côtés par des falaises dont les sommets atteignent, à ce que l'on croit, une altitude qui n'est pas inférieure à 3.000 pieds au-dessus du niveau de la mer. Lorsqu'on conduit des bestiaux dans la vallée de la Wolgan, par un sentier que j'ai descendu et qui a été, en partie, entaillé dans le roc par les colons, ils ne peuvent pas s'échapper, car cette vallée est entourée complètement par des falaises verticales, et à 8 milles plus bas elle se resserre au point que sa largeur, qui est d'un demi-mille en moyenne, se réduit à celle d'une simple fente dans laquelle ni homme ni bête ne saurait passer. Sir T. Mitchell[7] rapporte que la grande vallée où coule la rivière Cox avec toutes ses ramifications se resserre à son confluent avec le Nepean en une gorge large de 2.200 yards et profonde de 1.000 pieds environ. On pourrait citer encore d'autres exemples semblables.
La première impression qu'on éprouve en constatant la correspondance des couches horizontales sur les deux côtés de ces vallées et de ces grandes dépressions en amphithéâtre, c'est qu'elles ont été creusées principalement, comme les autres vallées, par l'action érosive des eaux; mais, quand on songe à la quantité énorme de roches qui, dans cette théorie, devraient avoir été transportées au travers de simples gorges, ou même de fentes, lors du creusement de la plupart des vallées dont nous venons de parler, on est porté à se demander si ces dépressions n'ont pas été formées par affaissement; pourtant, si nous considérons la forme des vallées avec leurs ramifications irrégulières et celle des promontoires étroits qui, partant des plateaux, s'avancent dans les vallées, nous sommes obligés d'abandonner cette manière de voir. Il serait absurde d'attribuer la formation de ces dépressions à l'action alluviale, et les eaux qui ruissellent du plateau ne descendent pas toujours dans la vallée au niveau le plus élevé, mais sur un des côtés de ses flancs en forme de golfe, comme je l'ai observé près de Weatherboard. Des habitants m'ont dit qu'ils ne voient jamais une de ces falaises dont l'allure rappelle celle d'une baie, avec leurs promontoires fuyant à droite et à gauche, sans être frappés de leur ressemblance avec une côte marine élevée. Il en est incontestablement ainsi; en outre, les beaux et nombreux ports de la côte actuelle de la Nouvelle-Galles du Sud avec leurs bras largement ramifiés, et qui sont ordinairement reliés à la mer par un étroit goulet large de 1 mille à un quart de mille traversant des falaises de grès, ressemblent aux grandes vallées de l'intérieur, en miniature il est vrai. Mais alors se présente immédiatement une grave difficulté: pourquoi la mer a-t-elle creusé ces dépressions si étendues quoique circonscrites, dans un vaste plateau et a-t-elle laissé intactes de simples gorges au travers desquelles l'énorme masse des matériaux broyés doit avoir été transportée tout entière? La seule lumière que je puisse apporter à la solution de cette énigme, c'est de faire observer que dans certaines mers il s'édifie des bancs affectant les formes les plus irrégulières, et que leurs bords sont si escarpés (comme nous l'avons vu plus haut) qu'il suffirait d'une érosion relativement faible pour les transformer en falaises. J'ai observé en plusieurs points de l'Amérique méridionale que les vagues peuvent former des falaises à pic, même dans les ports entourés de tous côtés par les terres. Dans la mer Rouge des bancs d'un contour extrêmement irrégulier, et formés de sédiments sont coupés par des criques aux formes les plus singulières et à embouchure étroite; le même cas se présente, mais sur une plus grande échelle, pour les bancs de Bahama. J'ai été amené à croire[8] que ces bancs ont été formés par des courants qui accumulaient des sédiments sur un fond de mer inégal. Quand on a étudié les cartes marines des Antilles, on est forcé de reconnaître que la mer accumule parfois des sédiments autour de rochers sous-marins et de certaines îles, au lieu de les étendre en une nappe uniforme. Appliquant ces théories aux plateaux de grès de la Nouvelle-Galles du Sud, je suppose que les strates peuvent avoir été accumulées sur un fond marin inégal par l'action de courants puissants et des vagues d'une mer largement ouverte, et que les flancs escarpés des espaces en forme de vallées demeurés vides peuvent avoir été transformées en falaises par l'érosion produite durant le soulèvement lent de la contrée; le grès enlevé par les flots a été emporté, soit au moment où la mer a creusé les gorges étroites en se retirant, soit plus tard par action alluviale.
Notes:
[1] J'ai lu dernièrement dans un travail de Smith (le père des géologues anglais), publié dans le Magazine of Natural History, que les grains de quartz du mill-stone grit d'Angleterre sont souvent cristallisés. Dans une notice présentée en 1840 à la British Association, Sir David Brewster affirme que, dans le verre ancien en voie de décomposition, la silice et les métaux se séparent et se disposent en anneaux concentriques, et que la silice reprend la structure cristalline, comme le prouvent ses propriétés optiques.
[2] Cette assertion est basée sur l'autorité de Sir T. Mitchell, dans ses Voyages, vol. II, p. 357.
[3] J'ai décrit ces bancs très curieux dans l'appendice (p. 196) à mon ouvrage sur la structure des récifs coralliens. J'ai déterminé l'inclinaison des parois des bancs d'après les renseignements que m'a donnés le capitaine B. Allen, l'un des hydrographes, et en mesurant soigneusement les distances horizontales comprises entre le dernier sondage situé sur le banc et le premier qui se trouve en eau profonde. Des bancs très étendus offrent la même forme générale de surface dans tout l'archipel des Antilles.
[4] Voir Martin White, Soundings in the British Channel, pp. 4 et 166.
[5] M. Siau, On the Action of Waves. Edin. New Phil. Journ., vol. XXXI, p. 245.
[6] Travels in Australia, vol. I, p. 154.—Je dois exprimer ma reconnaissance envers sir T. Mitchell pour plusieurs communications fort interessantes qu'il m'a faites personnellement au sujet de ces vallées de la Nouvelle-Galles du Sud.
[7] Travels in Australia, vol. II, p. 358.
[8] Voir l'appendice au travail sur les récifs coralliens (pp. 192 et 196). L'accumulation de vase, par l'action des flots, autour d'un noyau submergé est un fait digne d'attirer l'attention des géologues, car il se forme ainsi des couches extérieures au noyau offrant la même composition que les bancs qui constituent la côte, et si ces couches viennent plus tard à être soulevées et que les flots les transforment en falaises, on les considérera naturellement comme primitivement réunies aux couches de la côte elle-même.
TERRE VAN DIEMEN
La partie méridionale de cette île est constituée principalement par des montagnes de greenstone, qui prend un caractère syénitique et contient beaucoup d'hypersthène. Ces montagnes sont généralement enchâssées jusqu'à la moitié de leur hauteur dans des couches qui renferment une grande quantité de petits coraux et quelques coquilles. Ces coquilles ont été étudiées par M. G.-B. Sowerby et sont décrites dans l'appendice; elles consistent en deux espèces de productus et six de spirifères. Pour autant que l'état imparfait de leur conservation permette de les comparer, deux de ces coquilles, notamment P. Rugata et S. Rotundata, ressemblent à des coquilles du calcaire carbonifère d'Angleterre. M. Lonsdale a bien voulu étudier les coraux, ils consistent en six espèces non décrites appartenant à trois genres. Des espèces se rapportant à ces genres se trouvent dans les couches siluriennes, dévoniennes et carbonifères d'Europe. M. Lonsdale fait observer que tous ces fossiles ont incontestablement un caractère paléozoïque, et qu'ils correspondent, sous le rapport de l'âge, à une division du système, supérieure aux formations siluriennes.
Les couches qui renferment ces fossiles sont intéressantes par l'extrême variabilité de leur composition minéralogique. On y rencontre toutes les variétés intermédiaires entre le schiste siliceux, le schiste ardoisier passant à la grauwacke, le calcaire pur, le grès et une roche porcellanique; et l'on ne saurait décrire certains bancs qu'en disant qu'ils sont formés d'un schiste argileux calcaréo-siliceux. Pour autant que j'aie pu en juger, la puissance de cette formation est de 1.000 pieds au moins; la partie supérieure consiste ordinairement, sur une épaisseur de quelques centaines de pieds, en grès siliceux contenant des cailloux et sans fossiles. Les couches inférieures sont les plus variables; elles sont formées généralement d'un schiste siliceux de couleur pâle, et ce sont elles qui renferment le plus grand nombre de fossiles. Près de Newtown on exploite une couche d'une masse calcareuse blanche et tendre, qui se trouve comprise entre deux bancs de calcaire cristallin dur, et qu'on utilise pour badigeonner les maisons. Suivant les renseignements qui m'ont été donnés par le Surveyor General, M. Frankland, on rencontre cette formation paléozoïque en divers endroits dans l'île entière; je puis ajouter suivant la même autorité qu'il existe des dépôts primaires fort étendus sur la côte nord-est et dans le détroit de Bass.
Les rivages de Storm Bay sont bordés, jusqu'à la hauteur de quelques centaines de pieds, par des couches de grès contenant des galets appartenant à la formation que je viens de décrire, avec ses fossiles caractéristiques, et qui sont pour cette raison plus récentes que cette formation. Ces couches de grès passent souvent au schiste et alternent avec des couches de houille impure; elles ont été énergiquement bouleversées en certains endroits. J'ai observé près de Hobart-Town un dike large d'environ 100 yards, sur l'un des côtés duquel les couches étaient redressées sous un angle de 60°, tandis que de l'autre côté elles étaient verticales en certains endroits et modifiées par l'action de la chaleur. Sur la côte ouest de Storm Bay j'ai constaté que ces strates étaient surmontées par des coulées de lave basaltique contenant de l'olivine; et tout près de là on voyait une masse de scories bréchiformes renfermant des galets de lave, et indiquant probablement la place d'un ancien cratère sous-marin. Deux de ces coulées de basalte étaient séparées l'une de l'autre par une couche de wacke argileuse, dont on pouvait suivre le passage à des scories partiellement altérées. La wacke contenait un grand nombre de grains arrondis d'un minéral tendre, vert d'herbe, à éclat cireux et translucide sur les bords. Au chalumeau ce minéral devenait immédiatement noir, et ses arêtes aiguës se fondaient en un émail noir fortement magnétique; il ressemble par ces caractères aux masses d'olivine décomposée que j'ai décrites à San Thiago dans l'archipel du Cap Vert, et j'aurais cru qu'il avait la même origine, si je n'avais pas trouvé dans les vacuoles du basalte une substance[1] semblable en filaments cylindriques, état sous lequel l'olivine ne se présente jamais; je crois que cette substance serait rangée avec le bol par les minéralogistes.
Travertin avec plantes fossiles.—Il existe en arrière de Hobart-Town une petite carrière où l'on exploite un travertin dur, dont les bancs inférieurs offrent de nombreuses empreintes de feuilles bien nettes. M. Robert Brown a bien voulu étudier les échantillons que j'y ai recueillis; et il m'informe qu'il y a parmi eux quatre ou cinq variétés dont il n'en reconnaît aucune comme appartenant à des espèces actuelles. La feuille la plus remarquable est palmée comme celle d'un palmier-éventail, et jusqu'à présent on n'a découvert sur la Terre Van Diemen aucune plante dont les feuilles présentent cette structure. Les autres feuilles ne ressemblent ni à la forme la plus ordinaire de l'Eucalyptus (dont le genre compose, pour la plus grande partie, les forêts qui existent dans l'île), ni aux espèces faisant exception à la forme commune des feuilles de l'Eucalyptus et qui se rencontrent dans cette île. Le travertin contenant ces restes d'une flore éteinte est d'une couleur jaune pâle, dur, et même cristallin en certaines parties; mais il n'est pas compact, et il est pénétré dans toutes ses parties par des vacuoles étroites, cylindriques et tortueuses. Il contient quelques rares cailloux de quartz, et accidentellement des couches de nodules de calcédoine, comme les nodules de chert dans notre greensand. On a recherché cette roche calcaire en d'autres endroits, à cause de sa pureté, mais on ne l'a jamais trouvée. D'après ce fait et d'après la nature du dépôt, il est probable qu'il a été formé par une source calcareuse se répandant dans un petit étang ou dans une crique étroite. Plus tard les couches ont été redressées et fissurées, et la surface a été recouverte d'une masse de nature singulière qui a comblé aussi une grande crevasse voisine, et qui est formée de boules de trapp empâtées dans un mélange de wacke et d'une substance alumino-calcaire blanche et terreuse. Ceci ferait supposer que sur les bords de l'étang où se déposait la matière calcaire, il s'est produit une éruption volcanique qui l'a bouleversé et drainé.
Soulèvement de la contrée.—Aux environs de Hobart-Town les rives orientale et occidentale de la baie sont recouvertes toutes deux, en grande partie, de coquilles brisées mélangées de cailloux qui s'élèvent jusqu'à la hauteur de 30 pieds au-dessus de la laisse de haute mer. Les colons croient que ces coquilles ont été apportées là par les aborigènes pour s'en nourrir; il est incontestable que plusieurs grands monticules ont été formés de cette manière, comme M. Frankland me l'a fait remarquer; mais, d'après le nombre des coquilles, d'après l'abondance des espèces de petite taille, d'après la manière dont elles sont clairsemées, et d'après certains traits de la forme du pays, je crois que nous devons attribuer la présence du plus grand nombre de ces monticules à un léger soulèvement de la contrée. Sur le rivage de Ralph Bay (qui débouche dans Storm Bay) j'ai observé un banc continu, s'étendant à 15 pieds environ au-dessus de la laisse de haute mer, et qui était recouvert de végétation; en y fouillant, je trouvai des cailloux incrustés de serpules; j'ai trouvé aussi le long des bords de la rivière Derwent un lit de coquilles brisées au-dessus du niveau de la rivière, et à un endroit où l'eau est aujourd'hui beaucoup trop peu salée pour que des mollusques marins puissent y vivre; mais dans ces deux cas il est possible qu'avant la formation de certaines pointes de sable et de certains bancs de vase qui existent actuellement dans Storm Bay, les marées se soient élevées à la hauteur où nous trouvons les coquilles aujourd'hui[2].
On a découvert des preuves plus ou moins nettes d'un changement respectif de niveau entre les continents et la mer dans presque tous les pays situés dans cet hémisphère. Le capitaine Gray et d'autres voyageurs ont trouvé dans l'Australie méridionale des amas de coquilles soulevés appartenant à une époque géologique récente, ou à une des dernières périodes de l'ère tertiaire. Les naturalistes français de l'expédition de Baudin ont observé le même fait sur la côte sud-ouest de l'Australie. Le Rév. W.B. Clarke[3] trouve au cap de Bonne-Espérance des preuves du soulèvement de la région à une hauteur de 400 pieds. Dans les environs de Bay of Islands à la Nouvelle-Zélande[4] j'ai observé que, comme à la Terre Van Diemen, les rivages étaient parsemés, jusqu'à une certaine hauteur, de coquilles marines dont les colons attribuent la présence aux indigènes. Quelle que puisse être l'origine de ces coquilles, je ne puis douter, après avoir vu une coupe de la vallée de la Thames (37° S) dessinée par le Rév. W. Williams, que la contrée ait été soulevée en cet endroit. Trois terrasses disposées en gradins et formées d'une accumulation énorme de cailloux arrondis, se correspondent exactement sur les versants opposés de cette grande vallée; chaque terrasse a environ 50 pieds de hauteur. Quand on a étudié les terrasses que présentent les vallées des côtes occidentales de l'Amérique du Sud, parsemées de coquilles marines et formées pendant les intervalles de repos qu'a présentés le soulèvement lent de la contrée, on ne saurait douter que les terrasses de la Nouvelle-Zélande aient été formées de la même manière. J'ajoute que le Dr Diffenbach rapporte dans sa description des îles Chatham[5] (au sud-ouest de la Nouvelle-Zélande) qu'il est manifeste «que la mer a laissé à découvert bien des contrées, autrefois submergées».
Notes:
[1] La chlorophaeïte décrite par le Dr Mac Culloch (Western Islands, vol. 1, p. 504) comme se présentant dans une roche basaltique amygdaloïde, se distingue de cette substance parce qu'elle est inaltérable au chalumeau, et parce qu'elle noircit par l'exposition à l'air. Pouvons-nous supposer que l'olivine passe par différentes phases en subissant la transformation remarquable que nous avons décrite à San Thiago?
[2] Il semble que certains changements s'opèrent actuellement à Ralph Bay, car un fermier des environs, homme fort intelligent, m'a affirmé que les huîtres y abondaient autrefois, mais qu'elles ont disparu vers l'année 1884 sans cause apparente. Dans les Transactions of the Maryland Academic (vol. I, 1re part., p. 28) se trouve une note de M. Ducatel sur la destruction de vastes bancs d'huîtres et de cames par le comblement graduel des lagunes à faible profondeur et des canaux sur les côtes des États-Unis méridionaux. A Chiloe, dans l'Amérique du Sud, j'ai entendu parler d'une perte semblable subie par les habitants par la disparition d'une espèce comestible d'ascidie sur une partie de la côte.
[3] Proceedings of the Geological Society, vol. III, p. 420.
[4] Voici la liste des roches que j'ai rencontrées dans la Bay of Islands à la Nouvelle-Zélande: 1. Une grande quantité de lave basaltique et de roches scoriacées, formant des cratères distincts;—2. une colline crénelée formée de couches horizontales de calcaire couleur de chair, offrant dans la cassure des facettes cristallines nettes; la pluie a exercé une action remarquable sur cette roche, et a raviné sa surface de manière à la transformer en un modèle réduit d'une région alpestre. J'ai observé en cet endroit des bancs de chert et de limonite argileuse, et dans le lit d'un ruisseau des galets de phyllade argileux;—3. les rivages de Bay of Islands sont formés d'une roche feldspathique gris bleuâtre, souvent fort altérée, à cassure anguleuse, et sillonnée de nombreuses veines ferrugineuses, mais sans stratification ou clivage distincts. Certaines variétés sont très cristallines et pourraient être rapportées sans hésitation au trapp; d'autres variétés ressemblent d'une manière frappante à un schiste ardoisier faiblement modifié par la chaleur, je n'ai pu m'arrêter à une opinion définitive sur cette formation.
[5] Geographical Journal, vol. XI, pp. 202, 205.