CHAPITRE 10 • Les chaînes de montagnes
■ La cordillère des
Andes à perte de vue.
Longue de plus de
7 000 kilomètres, elle
a une altitude moyenne
de 4 000 mètres. Elle
résulte de la convergence des plaques
Nazca et Amérique du
Sud.
Ces observations montrent que les zones de subduction sont caractérisées par des
hauts reliefs en relation avec une activité volcanique. On peut toutefois remarquer
que l’altitude de ces reliefs varie beaucoup (figure 10.1). Cette variation dépend au
premier ordre du régime tectonique de la plaque chevauchante, car celle-ci peut être :
- soit en compression : les deux plaques se déplacent strictement l’une vers l’autre.
On dit qu’elles sont « couplées ». Ce couplage favorise la formation de très hauts
reliefs. C’est le cas de la cordillère des Andes ou du nord du Japon.
- soit en extension : la plaque qui subduit est alors « découplée » de la plaque
chevauchante, qui tend à « fuir ». Ce découplage ne permet pas de former de
très hauts reliefs. C’est le cas des Antilles. Dans la zone arrière-arc en extension,
un bassin sédimentaire se forme (comme dans le cas de la mer des Caraïbes).
Sous les hauts reliefs (arc), les données sismiques et tomographiques indiquent que
la croûte continentale est plus épaisse que la moyenne (figure 10.2). L’analyse que
nous venons de réaliser permet d’identifier les origines de l’épaississement crustal,
typique de l’arc : l’activité magmatique et les contraintes tectoniques, auxquelles il
faut ajouter l’équilibrage isostatique lié à la formation d’un relief (voir le chapitre 4).
La sismicité au niveau des zones de subduction est importante et localisée dans
la croûte de la plaque chevauchante et de la plaque qui subduit, ainsi que dans la
zone avant-arc (figure 10.2). Les foyers des séismes peuvent être superficiels mais
également intermédiaires à profonds (plus de 70 kilomètres à 100 kilomètres et
jusqu’à 700 kilomètres). Cela montre que le plan de Wadati-Benioff (figure 10.2)
ou la lithosphère en subduction peuvent plonger jusqu’au manteau inférieur. Les
mécanismes au foyer sont majoritairement compressifs dans ces zones et associés
à des failles inverses et à des chevauchements. On peut également observer des
décrochements et des failles normales actives aux abords. Les séismes atteignent
de fortes magnitudes, comme dans le cas du séisme du 22 mai 1960 au sud du
Chili dont la magnitude était 9,5 (qui a fait 5 700 victimes), celui du 26 décembre
2004 à Sumatra, de magnitude 9,0 (qui a fait 227 898 victimes) ou encore celui du
11 mars 2011 à Sendai au Japon, avec une magnitude 9,1 (qui a fait 20 (XX) victimes).
Figure 10.2 h
La répartition des
séismes (sismicité)
dans la zone de
subduction du
Japon, marquant
le plan de WadatiBenioff.
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■ La cordillère des
Andes à perte de vue.
Longue de plus de
7 000 kilomètres, elle
a une altitude moyenne
de 4 000 mètres. Elle
résulte de la convergence des plaques
Nazca et Amérique du
Sud.
Ces observations montrent que les zones de subduction sont caractérisées par des
hauts reliefs en relation avec une activité volcanique. On peut toutefois remarquer
que l’altitude de ces reliefs varie beaucoup (figure 10.1). Cette variation dépend au
premier ordre du régime tectonique de la plaque chevauchante, car celle-ci peut être :
- soit en compression : les deux plaques se déplacent strictement l’une vers l’autre.
On dit qu’elles sont « couplées ». Ce couplage favorise la formation de très hauts
reliefs. C’est le cas de la cordillère des Andes ou du nord du Japon.
- soit en extension : la plaque qui subduit est alors « découplée » de la plaque
chevauchante, qui tend à « fuir ». Ce découplage ne permet pas de former de
très hauts reliefs. C’est le cas des Antilles. Dans la zone arrière-arc en extension,
un bassin sédimentaire se forme (comme dans le cas de la mer des Caraïbes).
Sous les hauts reliefs (arc), les données sismiques et tomographiques indiquent que
la croûte continentale est plus épaisse que la moyenne (figure 10.2). L’analyse que
nous venons de réaliser permet d’identifier les origines de l’épaississement crustal,
typique de l’arc : l’activité magmatique et les contraintes tectoniques, auxquelles il
faut ajouter l’équilibrage isostatique lié à la formation d’un relief (voir le chapitre 4).
La sismicité au niveau des zones de subduction est importante et localisée dans
la croûte de la plaque chevauchante et de la plaque qui subduit, ainsi que dans la
zone avant-arc (figure 10.2). Les foyers des séismes peuvent être superficiels mais
également intermédiaires à profonds (plus de 70 kilomètres à 100 kilomètres et
jusqu’à 700 kilomètres). Cela montre que le plan de Wadati-Benioff (figure 10.2)
ou la lithosphère en subduction peuvent plonger jusqu’au manteau inférieur. Les
mécanismes au foyer sont majoritairement compressifs dans ces zones et associés
à des failles inverses et à des chevauchements. On peut également observer des
décrochements et des failles normales actives aux abords. Les séismes atteignent
de fortes magnitudes, comme dans le cas du séisme du 22 mai 1960 au sud du
Chili dont la magnitude était 9,5 (qui a fait 5 700 victimes), celui du 26 décembre
2004 à Sumatra, de magnitude 9,0 (qui a fait 227 898 victimes) ou encore celui du
11 mars 2011 à Sendai au Japon, avec une magnitude 9,1 (qui a fait 20 (XX) victimes).
Figure 10.2 h
La répartition des
séismes (sismicité)
dans la zone de
subduction du
Japon, marquant
le plan de WadatiBenioff.
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