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I • Introduction
de kilomètres). Les failles transformantes joignent des dorsales océaniques
(D-D sur la fig. 1.5), des zones de subduction (S-S), ou bien une frontière
convergente à une frontière divergente (D-S). Elles «transforment»
(transfèrent) donc un mouvement de convergence ou de divergence d’un
lieu à l’autre. Jouant un peu le rôle de rails pour les plaques en mouvement,
les failles transformantes décrivent des arcs de cercle sur la sphère, qui
renseignent sur la trajectoire des deux plaques en contact (fig. 1.5).
Ainsi, les failles transformantes sont des structures actives; mais elles
sont prolongées par des faisceaux de failles où le mouvement coulissant a
cessé, et qui ne constituent plus des frontières de plaque. Une «zone de
fracture océanique» est l’ensemble de la structure active (la faille transformante proprement dite) et de ses prolongements «intraplaques» où ne se
produisent plus que des mouvements verticaux (chap. IV, § 4.3).
1.4 LA CROÛTE ET LE MANTEAU
La lithosphère, jusqu’ici considérée comme un ensemble homogène, en
réalité est constituée de deux couches superposées, différentes à la fois par
la nature des terrains qui les composent et par leur épaisseur: la croûte (ou
écorce) en surface; le manteau lithosphérique, en profondeur (fig. 1.8).
a) L’épaisseur et les propriétés de la croûte terrestre sont connues grâce
notamment aux données de la sismique. Un signal acoustique d’origine
naturelle (un séisme) ou artificielle (une explosion, par exemple) est
enregistré en de multiples lieux, après un trajet plus ou moins complexe à
la surface ou à l’intérieur de la Terre. Nous avons dit (§ 1.2) que les temps
de propagation et les chemins parcourus par ce signal dépendent notamment de la densité des terrains traversés et de ses réflexions ou de ses
réfractions sur les discontinuités physiques rencontrées dans la lithosphère. Partant de là, on peut formuler des hypothèses raisonnables sur la
densité des terrains en présence (il existe une assez bonne corrélation
entre vitesses sismiques et densité), leur nature (bien que des roches différentes puissent avoir la même densité), leur volume et leurs rapports
géométriques (la «structure lithosphérique»).
On sait ainsi, grâce aux données sismiques (tableau 1.2), que sous les
continents l’épaisseur de la croûte est de 35 km en moyenne (elle peut
atteindre 80 km sous les chaînes de montagne, à la suite de raccourcissements horizontaux dus à la convergence des plaques; cf. chap. V), et
que la densité moyenne des roches y est de 2,8. Sous la couche d’eau
des océans, la croûte, à quelques exceptions près, est épaisse de 7 km
I • Introduction
de kilomètres). Les failles transformantes joignent des dorsales océaniques
(D-D sur la fig. 1.5), des zones de subduction (S-S), ou bien une frontière
convergente à une frontière divergente (D-S). Elles «transforment»
(transfèrent) donc un mouvement de convergence ou de divergence d’un
lieu à l’autre. Jouant un peu le rôle de rails pour les plaques en mouvement,
les failles transformantes décrivent des arcs de cercle sur la sphère, qui
renseignent sur la trajectoire des deux plaques en contact (fig. 1.5).
Ainsi, les failles transformantes sont des structures actives; mais elles
sont prolongées par des faisceaux de failles où le mouvement coulissant a
cessé, et qui ne constituent plus des frontières de plaque. Une «zone de
fracture océanique» est l’ensemble de la structure active (la faille transformante proprement dite) et de ses prolongements «intraplaques» où ne se
produisent plus que des mouvements verticaux (chap. IV, § 4.3).
1.4 LA CROÛTE ET LE MANTEAU
La lithosphère, jusqu’ici considérée comme un ensemble homogène, en
réalité est constituée de deux couches superposées, différentes à la fois par
la nature des terrains qui les composent et par leur épaisseur: la croûte (ou
écorce) en surface; le manteau lithosphérique, en profondeur (fig. 1.8).
a) L’épaisseur et les propriétés de la croûte terrestre sont connues grâce
notamment aux données de la sismique. Un signal acoustique d’origine
naturelle (un séisme) ou artificielle (une explosion, par exemple) est
enregistré en de multiples lieux, après un trajet plus ou moins complexe à
la surface ou à l’intérieur de la Terre. Nous avons dit (§ 1.2) que les temps
de propagation et les chemins parcourus par ce signal dépendent notamment de la densité des terrains traversés et de ses réflexions ou de ses
réfractions sur les discontinuités physiques rencontrées dans la lithosphère. Partant de là, on peut formuler des hypothèses raisonnables sur la
densité des terrains en présence (il existe une assez bonne corrélation
entre vitesses sismiques et densité), leur nature (bien que des roches différentes puissent avoir la même densité), leur volume et leurs rapports
géométriques (la «structure lithosphérique»).
On sait ainsi, grâce aux données sismiques (tableau 1.2), que sous les
continents l’épaisseur de la croûte est de 35 km en moyenne (elle peut
atteindre 80 km sous les chaînes de montagne, à la suite de raccourcissements horizontaux dus à la convergence des plaques; cf. chap. V), et
que la densité moyenne des roches y est de 2,8. Sous la couche d’eau
des océans, la croûte, à quelques exceptions près, est épaisse de 7 km