Océanographie de la côte de la Colombie-Britannique - Pêches et ...

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FIG. 1.7 Distribution des épicentres relevés entre 1961 et 1967. Remarquez l'étroite relation entre les zones de séismes et les limites des plaques de la
figure 1.5. (D'après Barazangi et Dorman 1969)
Le Pangée commença à se scinder il y a environ 200
millions d'années en se fracturant le long de ce qui est
maintenant la dorsale médio-atlantique; cela entraîna la
formation, dans l'hémisphère sud, du vaste Gondwana,
qui comprend l'Amérique du Sud, l'Afrique, l'Inde,
l'Antarctique et l'Australie, et, dans l'hémisphère nord,
de la tout aussi vaste Laurasie, qui comprend l'Amérique
du Nord et l'Eurasie. À la suite du fractionnement
de ces deux grands continents, les régions continentales
plus petites d'aujourd'hui se mirent à dériver librement.
La figure 1.8 essaie de retracer l'histoire de la dérive des
continents depuis 200 millions d'années. Voici un exemple
des mouvements en jeu : après avoir dérivé vers le
nord-est, l'Inde heurta l'Eurasie; l'Himalaya se forma
là où les roches des deux plaques continentales convergentes
furent soulevées par les forces de compression,
et le plateau du Tibet se constitua du fait que la
bordure nord du sous-continent indien glissa sous la
marge sud de l'Eurasie, puis le souleva.
Parce que les études géophysiques des fonds océaniques
au large de la région sud-ouest de la Colombie-
Britannique ont joué un rôle important dans le développement
de la théorie de la tectonique des plaques, il
serait bon d'approfondir un peu plus la nature des processus
géologiques en jeu. Cela servira également d'initiation
à l'étude de l'évolution de la côte. Deux faits essentiels
doivent être compris dès le début. Premièrement,
les composés de fer et de nickel de la roche en
fusion qui se fraient un chemin à travers les dorsales
océaniques sont soumis â l'influence du champ magnétique
qui se dégage du noyau externe liquide de la
Terre. Lorsque la roche se solidifie, les domaines magnétiques
de ces composés « se figent » et permettent de
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retracer l'histoire du champ magnétique terrestre ambiant.
Une fois que ces petits aimants sont ainsi figés,
l'enregistrement magnétique de la roche ne peut être
modifié par aucun changement du magnétisme terrestre.
Deuxièmement, le champ magnétique terrestre subit
périodiquement de brusques inversions de polarité accompagnées
de variations d'intensité : le pôle nord
magnétique migre vers le pôle sud géographique, tandis
que le pôle sud magnétique migre vers le pôle nord géographique,
et il s'écoule des intervalles de quelques
milliers d'années où aucun champ magnétique ne se fait
sentir. Depuis 10 millions d'années, une inversion se
produit environ tous les millions d'années. (Les pôles
géographiques, bien sûr, demeurent fixes aux extrémités
de l'axe autour duquel la Terre est en rotation.) Donc, à
mesure que le fond marin s'éloigne des deux côtés d'une
dorsale, au rythme de quelques centimètres par annés,
les roches qui contiennent des composés de fer et de nickel
enregistrent les traces du magnétisme terrestre passé.
Dans les régions où la croûte terrestre porte la même
polarité magnétique que celle du présent champ magnétique
terrestre, l'intensité magnétique totale mesurée est
anormalement élevée (les deux intensités s'ajoutent
l'une à l'autre); lorsque la polarité est opposée à celle de
la Terre, l'intensité mesurée est anormalement basse (les
deux intensités se neutralisent l'une l'autre). La différence
entre l'intensité magnétique mesurée véritable et
une valeur moyenne calculée à partir de mesures
régionales à une plus grande échelle est appelée anomalie
magnétique (fig. 1.9). Les anomalies positives se
retrouvent dans les régions où les roches se sont solidifiées
lorsque le champ magnétique terrestre avait la
même polarité qu'aujourd'hui, les anomalies négatives,
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