LA CONVERGENCE DSPLAQUES NAZCA –AMERIQUE DU SUD

Les zones de subduction sont des sites idéaux pour étudier des déformations de la surface terrestre et les mécanismes qui les ont générés en profondeur car elles produisent les plus gros séismes du monde (M ≥ 8). L’enfoncement d’une plaque océanique « froide » (plus dense) sous un continent « chaud » (moins dense), introduit dans les zones de subduction une anomalie thermique froide qui repousse la zone sismogénique de l’interface de subduction jusqu’à 40-60 km de profondeur (Lallemand, 1999). Le couplage sur ces grandes zones génère en surface une déformation de grande longueur d’onde pouvant atteindre plusieurs centaines de kilomètres (Ruff et Kanamori, 1983; Dorbath et al., 1990; Comte et Suárez, 1995; Chlieh, 2003). La zone de convergence Nazca – Amérique du sud est de type contraignant (constraining) ou affrontement, caractérisée par la présence d’un arc continental, par opposition aux zones de subduction du type de celle des Iles Mariannes, qui correspondent à des arcs insulaires associés à des bassins extensifs d’arrière-arc (Wortel, 1984 ; Pilger, 1984 ; Uyeda, 1982, 1987). La subduction péruvo-chilienne se caractérise par: (1) un taux de convergence relativement élevé entre les plaques (Pardo-Casas et Molnar, 1987; DeMets et al., 1994), (2) un mouvement absolu de la plaque de l’Amérique du Sud en direction de la fosse (e.g. Beck et al., 1994.; Gripp et Gordon, 1990), (3) la subduction d’une lithosphère océanique légère, car relativement jeune (Eocène à Actuel) (Ziegler et al., 1981) et (4) la subduction   d’anomalies bathymétriques, telles que les rides asismiques de Nazca et la chaîne sous-marine Juan Fernández (e.g. Gutscher et al., 2000; Yañez et al., 2002). Des facteurs tels que la vitesse du mouvement relatif et la géométrie de la plaque influencent le degré de couplage mécanique entre les plaques plongeante et chevauchante et, par conséquent, les contraintes s’exerçant au niveau d’une zone de subduction (e.g. Cross et Pilger, 1982; Uyeda, 1987 ; Shemenda, 1993). Dans la zone de subduction du Nord Chili (figure 1.2) un séisme de Mw ≥ 8 s’y produit en moyenne tous les dix ans avec un temps de récurrence de l’ordre du siècle (Comte et Pardo, 1991; Nishenko, 1991). Cette région est reconnue comme ayant un très large coefficient de couplage sismique (Ruff et Kanamori, 1983; Cahill et Isacks, 1992; Delouis et al., 1997). Plusieurs méthodes sont utilisées pour estimer la vitesse absolue des plaques, c’est à dire la vitesse relative des plaques par rapport à la mésosphère (partie profonde du manteau sous l’asthénosphère). Dans la zone de subduction du Nord Chili, la comparaison entre le modèle Nuvel-1A (DeMets et al., 1994) et les modèles basés sur des mesures GPS (Larson et al., 1997; Angermann et al., 1999 ; Norabuena et al., 1999; Kendrick et al., 2003), indique une très bonne cohérence dans la direction de convergence de la plaque Pacifique par rapport à l’Amérique du Sud (N77°E), mais avec des modules de vitesse qui diffèrent d’environ 20% (de 64 à 79 mm/an).

 UNITES MORPHOSTRUCTURALES

La Cordillère des Andes est une chaîne de montagnes qui longe la bordure ouest de l’Amérique du Sud sur plus de 5000 kilomètres, depuis les Caraïbes jusqu’à la Terre de Feu. De la fosse océanique jusqu’aux sommets des Andes, l’altitude passe de – 8000 mètres, sous le niveau de la mer, à presque 7000 m au-dessus du niveau de la mer, ce qui fait de cette chaîne l’une des plus imposantes du globe. Il existe des variations longitudinales dans la géométrie de la subduction, la structure de la lithosphère profonde, la topographie, la tectonique et le volcanisme des Andes. Ces variations longitudinales sont une des caractéristiques principales du système andin qui ont conduit à définir le concept de segmentation andine (e.g. Jordan et al., 1983; Mpodozis et Ramos, 1989; Kley et al., 1999; Tassara et Yañes, 2003). À l’échelle continentale, les Andes ont été classiquement divisées en trois segments principaux: (1) les Andes septentrionales au nord (12ºN-5ºS), (2) les Andes Centrales (5ºS-46ºS) correspondent à la partie la plus élevée de la chaîne, et (3) les Andes Australes au sud (46º-55ºS). L’aire d’étude considérée dans ce travail est localisée dans la région de l’avant-arc des Andes Centrales du nord du Chili, située entre l’arc volcanique et la fosse de subduction. Cette région est désertique au moins tout au long du Cénozoïque tardif (e.g. Vargas et al., 2000 ; Hartley et Chong, 2002). Pendant cette période, des surfaces morphologiques sont élaborées et des séquences sédimentaires, liées à une évolution géomorphologique continentale en milieu aride, se sont déposées (e.g. Hartley et al., 2000). L’extrême aridité régnante, au moins depuis le Miocène Moyen, a permis que les surfaces morphologiques associées à l’évolution du Cénozoïque tardif de l’avant-arc, et les dépôts associés à leur élaboration, soient très bien préservés (e.g. Hartley et al., 2000). Le nord du Chili est composé d’ouest en est de plusieurs unités morphostructurales majeures parallèles à la fosse et à l’arc volcanique: la Plaine Côtière, la Cordillère de la Côte, la Dépression Centrale, la Pré-Cordillère, localement appelée Cordillère de Domeyko, et les dépressions Préandines. Cet ensemble constitue la zone d’avantarc des Andes Centrales (figure 1.3).