CONTEXTE GEODYNAMIQUE ,TECTONIQUE ET SISMOLOGIQUE DU NORD –ORIENTAL DE L’ALGERIE By : Djeddi Mabrouk Professeur des Universités
Le Nord oriental de l‘Algerie se situe dans les Maghrebides, eux même faisant partie de la zone de jonction entre les deux plaques lithospheriques Afrique-Eurasie. Il est soumis perpetuellement à des déformations tectoniques recentes, lentes et irregulierement réparties qui s’entassent lentement au cours des centaines d’années au voisinage des failles et les réactivent . Ces déformations s’accompagnent de plis et des failles essentiellement decrochantes en raison de la réorganisation du champ de contraintes . Il est connu pour être sismiquement actif mais moins que les regions centre et Ouest du Nord de l’Algerie.La sismicité, généralement diffuse et de faibles magnitudes est cantonnée en grande partie à l’interieur à terre .Les seismes les plus connus sont ceux de Djedjelli(1856) constantine (1985) .
et de
Cette étude vise avant tout à analyser synthetiser et homogeneiser l’’aspect sismotectonique en vu de mieux comprendre les structures des bassins Néogenes du Nord oriental de l’Algerie .La finalité permettra de combler les lacunes de nos connaissances afin de mieux comprendre l’histoire géodynamique tectonique et sismologique de cette region. Pour citer cette version Djeddi Mabrouk : Contexte geodynamique ,tectonique et sismologique du Nord –Oriental de l’Algerie.Geophysique .Departement de Geophysique .Université M’Hamed Bougara .Boumerdes, Algerie.
1
I-
INTRODUCTION
L’analyse des catalogues de la sismicité en Algérie montre une séismicité caractérisée par des magnitudes modérées. Toutefois, certains évènements observés dans les catalogues de la sismicité de l’Algérie sont considérés destructeurs. La sismicité en Algérie est généralement à spécificité diffuse et montre que la zone de jonction Afrique -Eurasie est large et recouvre l’ensemble des chaines plissées. L’examen de la carte
de la sismicité montre que la
séismicité est relativement faible et se répartit sur une large bande dans le domaine continental alors que les épicentres en mer sont peu fréquents. Etant donné que la limite des deux plaques est moins nette, la déformation se produit sur une bande de plusieurs centaines de kilomètres caractérisée une
sismicité diffuse et complexe à étudier. Celle-ci
se repartit sur des
failles majeures, et plusieurs centaines de failles modestes et est caractérisée par des constantes de temps de l’ordre des centaines voir du millénaire ou davantage. Dans l’histoire récente (depuis le 19 eme siècle) l’Algérie, contrairement à ses voisins maghrébins (Maroc et Tunisie), a connu des catastrophes sismiques destructrices. L’intensité maximale observée a été de X ( MS≈ 5.8 ) lors du séisme
de Djedjelli
1856 ; d’ El Asnam
en 1980, M= 7.3 ,
Constantine 1985 , M =6.0 ,; Zemmouri 2003 M =6.8 .Les séismes ayant eu lieu en Algérie, au cours de cette période récente, ont en général laissé des dégâts matériels plus au moins sévères .Cependant , en plus de ces dégâts matériels nous avons enregistré des pertes des vies humaines . Tous ces évènements
sont localisés essentiellement dans l’Atlas Tellien
l’effet de la collision des plaques Afrique –Eurasie
qui, sous
est soumis à des
déformations sous l’effet des contraintes compressives de direction NS à NO-SE. Ils sont rares, les séismes algériens qui montrent de ruptures de surfaces qui peuvent nous renseigner directement sur la cinématique des accidents actifs. La
zone
d’étude
fait
partie
de
l’Algérie
nord-
orientale.
Géographiquement, elle comprend les wilayas de Jijel, Mila, Constantine , Skikda , Annaba , Guelma et de El- Taref .Elle est limitée au Nord par plus
2
de 440 Km de littoral . et se caracterise par un relief complexe
resultant de
la conséquence de plusieurs phases tectoniques. Le relief est constitué par des zones de plaines , des zones montagneuses, de collines et des piémonts. Elle constitue même fait
la partie orientale de la chaine alpine plissée qui ellepartie
de
la longue
chaine des Maghrébides
( appellation
proposée par Auboin et Durand Delga en 1971) . Les chaines maghrebides et le bassin Algero –provençal font partie de la zone de frontière des plaques Afrique-Eurasie accomodant la convergence entre les deux plaques en Afrique du Nord . Cette convergence est surtout absorbée par les chaines Maghrebides. La tectonique des plaques active est présente
dans la partie Nord de
l’Algerie , particulièrement dans le Tell.Dans cette region de jonction entre les deux plaques (fig 1) , la déformation tectonique reflète l’image de cette convergence contemporaine de ces deux plaques
, elle s’ explique par la
fermeture graduelle des bassins Néogènes et par la continuité de la formation de la chaine tellienne .
Fig.1 Schéma tectonique général de la Mediterranée Occidentale.Etat des connaissances avant les campagnes MARADJA et les recentes campagnes océanographiques enmer dAlboran(d’après AlvarezMarron,1999, MediMap Group, 2005, et Gracia et al., 2006).
3
Les deux plaques lithospheriques convergent depuis la fin du crétacé l’une vers l’autre avec une faible vitesse ne depassant pas quelques mm/an,une partie de la déformation tectonique se distribue dans la zone africaine sur les accidents tectoniques situés tout le long de la marge Nord africaine , pour une partie à terre
.Cette déformation lente s’entasse lentement
au
cours des centaines d’années au voisinage des failles et les reactive . Le déclenchement de la rupture de la faille aura lieu lorsque la déformation accumulée atteint le niveau maximum. La formation des Maghrebides
est la conséquence de la déformation
causée par la convergence de la plaque africaine et la plaque eurasienne . La chaine des Maghrébides (chaine alpine d’Afrique du Nord) regroupe des chaines de montagne et s’étendent sur plus de 2000 km allant du détroit de Gibraltar à la Tunisie, et qui se poursuit en sicile et en calabre ou elle se rejoint à l’Apennin (fig.2) . En Algerie occidentale , la chaine des maghrebides est formée par deux chaines importantes : l’atlas Tellien et l’Atlas saharien separés par les hauts plateaux . Ces deux chaines se rejoignent vers le Nord -Est algerien pour former une seule chaine qui forme en Algerie orientale l’atlas oriental. Du point de vue tectonique recente , les maghrebides sont caracterisés par des déformations et les zones tectoniques sont irrégulièrement réparties . Ces déformations n’ épousent pas forcement la configuration structurale du socle.
4
Fig.2 : Disposition des chaines alpines autour de la Mediterranée occidentale (El Morabaet,1996)
5
II-
APERÇU GEOLOGIQUE DE LA ZONE D’ETUDE
Le Nord des Maghrebides dont fait partie notre zone d’étude constitue l’atlas tellien qui est formé par trois domaines structuraux (du Sud au Nord ) suivants(fig3):
Fig 3 Carte structurale schématique de la chaine Maghrebide montrant la disposition des zones internes et externes ; d’après Durand Delga et Fontboté (1980).
1 – LE DOMAINE EXTERNE (DOMAINE TELLIEN) Ce domaine est composé par un ensemble de nappes
allochtones
pelliculaires constituées principalement de marnes d’âge Crétacé moyen et Néogène et qui ont été charriées sur une centaine de kilomètres vers le Sud . On distingue trois types de nappes (du Nord au Sud). - les nappes ultra – telliennes.Elles sont assez présentes dans la zone d’étude .Elles sont représentées par des formations
bathyales d’âge
Crétacé et de l’Eocène et par une serie plus detritique au Sénonien et à l’Eocène .
6
- Les nappes telliennes
.elles sont d’âge liasique
formations marneuses du Jurassique puis par
surmontées par des des formations plus
detritiques du Crétacé ,marneux devenant argilo-calcaire et enfin par des formations marneuses et épaisses d’âge Eocène. - Les nappes peni –telliennes : elles sont constituées de series néritiques d’âge crétacé à l’Oligocène , elles sont carbonatées et marneuses . 2- LE DOMAINE DES FLYSCHS Ce sont des roches sedimentaires formant des nappes pelliculaires d’âge Crétacé-Paléogène qui affleurent dans les zones littorales .Elles constituent des dépôts de mer profonde mis en place par les courants turbidites.Ils se présentent de trois manières.Flyschs en position interne ,flyshs en position relativement externe et flyschs en en position très externes fig.4. Du Nord au Sud , on rencontre les flyschs mauritaniens ,les flyschs massyliens et les flyschs numidiens.
Fig. 4 : Position des nappes de flyschs par rapport aux unités de la chaine des Magnrebides (d’après Bouillin, 1986).
3 - LE DOMAINE INTERNE Le domaine interne appelé aussi socle kabyle, est composé de massifs cristallophylliens
métamorphiques
(gneiss,
marbres,
micaschistes et schistes). Ces sont des massifs 7
amphibolites,
polymétamorphiques
panafricain et hercynien, des terrains d’âge Cambrien à Carbonifère et leur couverture d’âge Mésozoique et Tertiaire .Le domaine interne chevauche le domaine des flyschs et le domaine tellien.Le domaine interne est très présent et il affleure entre Jijel et Skikda.
8
III-
STRUCTURE PROFONDE DES MAGHREBIDES
La structure profonde
des Maghrebides est peu connue , seuls quelques
travaux éparses ont été réalisés à leur voisinage. 1- STRUCTURE DE LA CROUTE TERRESTRE La croûte terrestre est la couche la plus externe du manteau ,elle est et élastique .Sa
base
constitue une
solide
importante discontinuité sismique
appelée discontinuité de Mohorovicic (Moho).Elle marque un brusque changement des vitesses des ondes sismiques de volumes (ondes P et S). L’exploration sismologique
permet de connaitre l’ épaisseur (discontinuité
de Moho) grâce à l’étude à la discontinuité des vitesses de propagation des ondes
de sismique reflexion et refraction.La profondeur du Moho dans la
zone Nord l’Algerie n’a fait l’objet d’aucune étude. Néanmoins des études éparses en mer d’Alboran et en Europe ont permis t’établir la carte du Moho dans ces regions avoisinantes de l’Algerie .La carte de Moho ( Thurner et Al ,2014) en mer d’Alboran
montre que la croûte
terrestre
devient plus
mince vers l’Est et passage à une croûte de type océanique jeune au Nord de l’Algerie et le bassin algero –provençal .Dans ce dernier la profonfeur du Moho varie entre 25 et 15 km (Nocquet, 2002) fig.5
Fig.5 carte de la profondeur (km) du Moho en Europe compilée par Ziegler et Duezes pour le projet
Eucor-Urgent.Figure extraite de la thèse de Nocquet. 9
2- STRUCTURE LITHOSPHERIQUE La lithosphère est une couche mince formée par le manteau superieur et la croûte terrestre .Elle constitue une mince couche de resistance élevée au cisaillement . L’exploration sismologique notamment
par les ondes
sismiques de surface (dispesion ondes de Rayleigh) émises par les téléseismes ont permis de determiner l’épaisseur de la dite couche. La carte de l’épaiseur de la lithosphère établie à l’aide de la dispersion des ondes de surface (Panza et al 1980 ,1984) montre que (fig 6a et 6b) : -La profondeur lithospherique varie entre 110 et 50 km dans la partie Nord algerien . Elle s’aminuise du Sud vers le Nord pour atteindre 50 km environ au niveau d’Alger et 30 km dans le bassin Algero -provençal . - Les valeurs 4.58 et 4.0-4.3 indiquent respectivement la vitesse des ondes S (vitesse de cisaillement) l’asthénosphère
dans la partie inferieure de la lithosphère et
sous la zone continentale du nord de l’Algerie du Nord .
Ces vitesses sont de l’ordre de 4.35 et bassin Algero- provençal.Elles
4.1-4.3 km/s sous la marge et le
montrent nettement
l’état physique des couches superieures du manteau .
10
des
indications sur
Fig 6.a : carte d’épaisseur lithospherique en Europe obtenue à partir de la dispersion des ondes de surface (Panza, 1984) .Les chiffres en gras indiquent les vitesses des ondes S dans la lithosphère (inferieure et superieure) ; les chiffres plus petits indiquent l’épaisseur de la lithosphère.
Fig. 6.b Échelle lithosphérique section simplifiée et redessiné du géotraverse Transmed II (Rosa et ., 2004)
11
IV-
MARGE ALGERIENNE
La marge représente la zone de contact entre la lithosphère océanique et continentale. La marge algerienne est limitée au Nord par le bassin algeroprovençal ,à l’Ouest par la mer d’Alboran et à l’Est par l’arc Siculo-Calabrais. Elle fait partie de la zone frontière entre les plaques lithospheriques afriqueeurasie. Celles-ci se rapprochent depuis 70 millions d’années avec une vitesse actuelle en direction NNO-SSE d’environ de 5mm/an à la longitude de la capitale Alger(Nocquiet et calais, 2004). Sous les effets
des
déformations en compression lente et de manière diffuse , elle est soumise perpetuellement
à
des
mouvements
tectoniques
recents
du
type
éboulements, surrections, failles etc.. La marge algerienne a fait l’objet de très peu de travaux de recherche .Les travaux les plus connus
sont
ceux
premiers travaux bathymetriques
de
Glangeaud et de Leclaire .Les
de la marge algerienne furent realisés
dans les années 50 (Rosfelder,1955). Ils fournissent
les premières images
morphologiques d’une marge et qui se résument comme suit : - La marge :Elle est formée d’un bassin profond formant une cuvette plate , profonde d’environ 2700m , elle est affectée par de nombreux diapirs de sel. - Le bassin : Il est limité au Sud par une forte pente variable et rectiligne qui atteint parfois 20° (Leclaire ,1972), comprenant un
glacis très peu
developpé . - Le Plateau continental : Il est assez peu developpé (moins de 10 Km).
Puis , des travaux par sismiques refraction et reflexion réalisés durant la periode entre 1960 et 1970 (Fahlquist et Hersey, 1969 , Morelli et al 1975) , suivis par les campagnes océanographiques de Geomede I (1966) , Geomede III (1970) , Polymede I (1970) , Polymede II(1973) et 12
le forage n°371
ont
permis d’obtenir des
images
de meilleures resolutions identifiant
et
clarifiant le remplissage sedimentaire du bassin algerien.Les resultats de ces travaux se resument comment suit : - Une croûte océanique de vitesse de propagation des ondes sismiques comprises entre 6.7 et 6.9 km/s (Hinz, 1972) - la profondeur de la discontinuité du Moho varie entre 8 et 10km. - Il existe une croûte transitionnelle (Roca et al., 2004) au niveau de la pente continentale. Le socle du bassin est surmonté par : 1- un niveau infra -salifère de vitesse sismique variant entre 3.5 et 5.5 km/s. 2- Un niveau
évaporitique et salifère messinien
de vitesse
sismique comprise entre 3.7 et 4.5 km/s. 3- un ensemble sedimentaire plus au moins homogène sur l’ensemble du bassin Algero -provençal d’âge PlioQuaternaire et de vitesse sismique estimée à 2 Km/s surmonte les niveaux sus -mentionnés(Réhault et al , 1984) L’étude des mesures
des vitesses de deformations mesurées en terre dans
le Tell (1-2.3mm/an ,Meghraoui et al ,1996) et sur la marge algerienne (5.1 mm/an à la longitude d’Alger , Nocquet qu’une partie non néglégéable
et calais ,2004) porte à croire
de ces déformations se distribue sur les
accidents tectoniques situés le long de la marge algerienne. Si le seisme de Boumerdes 2003 (Mw :6.9) a bien été généré par une faille en mer ,il est aussi possible que celui de Djedjelli (1856) s’est produit egalement au large de la côte djedjellienne. Les deux évenements ont provoqué des tsunamis dont celui de Djedjelli a été ressentie jusqu’à la ville de Nice (France). 13
Après le seisme en mer
devastateur de Boumerdes (Mw : 6.9)
, on a
assisté à une activité scientifique plus intense soutenue par la communauté scientifique algerienne et internationale
pour combler la meconnaissance
des structures sous- marines de la marge algerienne .De nombreux travaux sous forme d’articles et de thèses soutenues ont vu le jour ainsi que le lancement
de nombreuses campagnes d’exploration telles que MARADJA
(2003), MARADJA2/SAMRA (2005), PRISMA(2004). Ces travaux plusieurs objectifs entre autre geodynamique
avaient
comprendre le mieux possible l’evolution
,la structure de la marge algerienne
et evaluer la
déformation accommmodée au niveau de celle –ci . Les campagnes de reconnaissance sismique et bathymétrique de haute resolution (Maradja 2003) ont ainsi permis à Deverchère et al (2005) puis Yelles et al de mettre en evidence l’existence des failles inverses à vergence Nord. Selon Yelles et al , les chevauchements à pendage Sud et vergence Nord mis en evidence le long de la marge Nord maghrebine coïncideraient avec les failles les plus actives de cette zone de jonction de la plaque africaine. Les campagnes scientifiques Maradja (2003) ,MARADJA2 et SAMRA (2005) ont permis d’obtenir des images plus precises sur la bathymétrie et la morphologie de la marge ,elles se resument comme suit : 1- Le plateau continental :De profondeur moyenne comprise entre 100 et 200m ,il est large jusqu’à 26 km dans la zone d’Annaba et dans la partie Ouest d’Oran et se reduit entre 10 et 15 km dans les zones de Skikda, Bejaia et l’Ouest d’Alger . 2- Le talus : comprenant la tranche d’eau comprise entre 100 et 2500m , se caracterise par une pente
assez forte pouvant atteindre par
endroit jusqu’à 20° , et forme des escarpements très rigides par endroits (Cattaneo et al ., 2009) .Sa largeur est variable entre 8 et 20 km
selon les zones
atteind 35 km.On
à l’exception
y trouve
de la baie d’Annaba ou elle
toute une variété de canyons : 14
des
canyons rectilignes et serrées soit rectilignes et espacés entre eux, des canyons sinueux etc… 3- Le glacis : Il n’a pu être identifié sur la marge algerienne sauf en de rares milieux ( Cattaneo et al., 2009) 4- La plaine abyssale : elle est en géneral plate et de profondeur ne depassant pas 2800 mètres . 1- SISMICITE DE LA MARGE Sismicité historique et Instrumentale du Nord oriental Algerien Les seismes historiques en Algerie sont révélés depuis 1716, Il est fort certain que le Nord –oriental Algerien a connu au cours de l’histoire, comme partout ailleurs dans les autres regions d’Algerie une activité sismique .La méconnaissance
de l’activité sismique
anterieure à cette date
est due à
l’absence d’archives (journaux, lettres,ouvrages etc…) en arabe ,grec , latin de l’époque
. C’est au debut de la seconde moitié du 20
eme
siecle
qu’apparaissent les premières publications des catalogues sur la seismicité historique et instrumentale .Actuellement
des catalogues ont été établis
respectivement
Grandjean
par
Rothé(1950),
(1954),
Benhallou
(1985),Mokrane et al(1994), Benouar(1994), Harbi (2001), CRAAG(2002, 2004,2005,2006, 2007 ).Ces catalogues couvrant differentes periodes de la sismicité historique et instrumentale dans certaines regions du pays sont parfois incomplets
à cause
du
manque de données sur l’intensité, la
magnitude , la periode d’occurrence, le temps
de localisation et bien
d’autres. La marge algérienne est localisée sur une zone de jonction active
entre les
plaques africaine et eurasienne. Une grande partie de la déformation qui en résulte est concentrée sur cette marge, à la fois en mer et à terre. Bien que la sismicité soit
modérée,
elle est parfois le foyer de violents séismes
comme ceux d’Alger(1716), d’Oran (1790), de Djedjelli (1856) et Boumerdes (2003). Les figures 7a et b montrent 15
respectivement l’activité séismique
sur la marge et la présence des systèmes de failles sismogènes. Elle reste un domaine très complexe et encore largement inexploré .Elle est le siège de l’essentiel
des
frontières
de
plaques
dont
le
fonctionnement
reste
généralement mal connu en raison de la difficulté d’accès et de la difficulté d’accomplir des observations à long terme .Comprendre son activité tectonique et parsuite l’activité sismique, c’est avant tout appréhender les processus d’amincissement de la croûte , la formation des bassins ,la caracterisation des déformations actives et d’instabilité de pente de la marge et bien d’autres .
Fig 7a :sismicité intrumentale (catalogue CRAAG 1910-2006)
Fig 7b
tirée de la these de Domzig (2006).
16
V –SISMOTECTONIQUE DU NORD –ORIENTAL DE L’ALGERIE Les differents seismes qui ont secoué le Nord -Est de l’Algerie sont le resultat de la convergence et la collision de la plaque africaine avec la plaque eurasie . Ces deux plaques
se rapprochent avec une vitesse
de l’ordre
d’environ 5mm/an. Les chaines de montagnes (Maghrebides) faisant partie de la bande Nord de la plaque africaine des deformations
sont soumises perpetuellement à
qui s’accompagnent de plis et des failles essentiellement
decrochantes du fait d’une reorientation du champ de contraintes .La sismicité de cette region terres.Les
données
est principalement
historiques
et
cantonnée à l’interieur des
intrumentales
montrent
seulement
quelques seismes situés en mer. La sismicité est généralement diffuse et les seismes qui prennent naissance ont des magnitudes faibles à moderées M≤ 5.5 (Ouyed
et
al,1983 ;
Meghraoui,
1988 ,
1996 ;
Bounif
et
al
2004 ;Delouis et al 2004 ; Yelles-Chaouche et al., 2004) et associés à des failles souvent aveugles ou à des failles cachées en mer .L’identification de ces failles actives et leurs relations avec les seismes constitue un problème capital. Les profondeurs
des seismes sont
guère 20 km .
17
superficiels qui n’excedent
I-
SISMOTECTONIQUE DE LA REGION DJEDJELLI –MILA
La region de Djedjelli fait partie du domaine alpin qui se distingue par un relief essentiellement montagneux complexe et variée.Il ya pratiquement
très accidenté et une géolgie présence de toutes les formations
géologiques caracterisant le domaine alpin .Les formations métamorphiques sont
recouvertes par des depôts sedimentaires d’âge Mésozoique et
Cénozoique .Les couches
géologiques du Tertiaire reposeraient soit sur le
socle Kabyle,soit sur les terrains d’âge Crétacé ou sur les series de type flyschs. Les
dépôts sedimentaires côtiers
recouvrent les structures géologiques
d’âge Tertiaire distinguées pendant le Néogène ; elles forment
un Bassin
appelé « Bassin Néogène de Jijel ». Ce bassin developpé a l’Est de la ville de Jijel est composé surtout des marnes du Miocène inferieur (Burdigalien) et localement recouvertes par des dépôts détritiques du Pliocène . Les principaux domaines composants la géologie de cette region sont de bas en hauts :fig 8 1- Domaine
Kabyle :
Il
regroupe
le
socle
Kabyle
,
composé
principalement de terrains du type métamorphique antétriasiques et des series de plates formes carbonatées (ou dorsales kabyles) d’âge Mesozoique (H.Djellit 1987).Ce massif affleure par endroit notamment à Texanna et dans les regions d’El Ancer et d’El Milia. 2- Le domaine des flyschs.
Il est representé par le flysch maurétanien
d’âge Crétacé ( du Néocomien au Lutétien) et massilien( d’âge du Néocomien au Lutétien terminal).Ce domaine est appelé aussi flysch schisto-greseux.Les flyschs
sont recouverts à l’Est par le massif
ancien et à l’ouest par la chaine calcaire . 3- Domaine Tellien et l’avant pays .Il se rapporte aux zones qui se trouvent sur la paléo marge africaine.Les faciès prédominants, surtout 18
marno-calcaires s’étalent du Néocomien au Lutétien (Bouillin 1977).Le littoral est constitué d’un ensemble de depressions (plaines cotières) remplies par des depôts sedimentaires du Plio-Quaternaire .les plaines les plus connues sont celle de Mencha , de Djendjen , d’El – Kebir, de Kissir et la plaine Nil.
Fig 8 Esquisse géologique de la region da la petite Kabylie (Andrieux et Djellit, 1989) 1 : Granite Miocène , 2 : Numédien, 3 : Oligo-Miocène et unités allochtones suprakabyles, 4 : Dorsale calcaire, 5 : Dorsale Kabyle, 6 :Unités schisteuses infra-Kabyle,7 : Unités telliennes
Du point de vu tectonique (fig 9 ) la region est representée edifice composé de deux compartiments structuraux
comme un
alpins inferieur et
superieur de style tectonique hecycinien (selon Djellit). -Le compartiment structural inferieur
comprend les unités frontales infra-
Kabyles et le socle Kabyle qui les chevauche. - Le compartiment
structural superieur
se caracterise plutôt par une
tectonique de glissement superficiel de nappes gravitaires separées par des contacts anormaux.
19
Fig9 :Contexte sismotectonique de la region Jejel –Bejaia (Source CRAAG)
Les Wilayas de Djedjelli et de Mila se caracterisent en grande partie par un relief montagneux de collines et piémonts , de nombreuses petites plaines et un littoral de près de 120 km. la marge algerienne de Djedjelli a connu deux violents seismes les 21 et 22 Août 1856 suivis d’un tsunami. Le peu de données de la sismicité historique
de l’époque
ne fournissent pas precision sur localisation de
l’épicentre. Toutefois, certains auteurs placent
l’epicentre soit près de la
côte , soit au large .Les recents travaux montrent que la marge DjedjelliSkikda est assez abrupte,et se caracterise par une absence presque totale d’une plate forme continentale .Le bassin possède une profondeur variant entre 2.4
à 2.6 km( fig 10). On y trouve
vagues sedimentaires
des canyons
,la
presence de
dans le bassin et d’escarpement en pied de la pente.
Il ressort des differentes études que cette zone est également affectée par des déformations.Les plis sont contrôlés par des failles actives en echelon
20
en pied de pente (Fig11a et b).Ces déformations ont debuté
pendant
le
Plio-Quaternaire et plus nettement après le debut du Pliocène .
Fig 10:Bathymétrie et topographie ombrées et en couleur de la zone de Djedjelli (pas de 50m tirée de la these de Domzig 2006)
21
Fig 11a Profil sismique 24- traces perpendiculaire à la marge , au Nord –Est de Djedjelli .En rouge : le socle acoustique ou dépôts sédimentaires infra-salifères, vert : évaporites superieures, marron : corps détritiques possiblement liés à la crise messinienne, bleu : sédiments plio-quaternaires.Le reflecteur séparant les dépôts anté-tectoniques des dépôts syntectoniques et en eventail est indiqué :R
22
Fig 11b Section sismique migrée en profondeur disponible dans la region de Jijel (a) avant et (b) après interprétation proposée par Mihoubi,2004 . PQ : Plio-Quaternaire ; UU : unité superieure des évaporites messiniennes et MU : Unité mobile de sel Messinien
La region de Djedjelli -
Mila
a connu
plusieurs seismes dont les plus
commentés sont : 1- SEISME DE DJEDJELLI DE 1856 L’évènement historique le plus important survenu dans la partie du orientale
de l’Algérie
est le violent
Nord
tremblement de terre de Djedjelli
(1856). D’une magnitude estimée à MS≈ 5.8 ( Io ≈ X ) le seisme a frappé la region du littorale de Djedjelli le 21 août 1856 .En fait certaines archives font reference à l’occurrence de deux seismes consécutifs les 21(23h 50mn )
23
et 22 août 1856(11h 40mn), hypothèse discutable sur le plan sismologique d’autant plus qu’une même source sismogène ne peut être à l’origine de deux seismes d’intensités équivalentes (Djeddi Mk and Aitouche ,2013) Les repercussions
du seisme de Djedjelli s’étalèrent bien au delà
de la
region devastée puisqu’elles furent ressenties aussi bien à l’Ouest de la zone (Bejaia et même Alger), à l’Est (plaine de Annaba) , au Sud –Est (Batna et au Sud (hauts plateux setifiens).fig12a. Par ailleurs ,le positionnement de l’épicentre du seisme de Djedjelli a donné à une legère contreverse entre un foyer sismique continental ou en mer . En se referant scientifiques
aux observations rapportées de
l’époque
et
les
par les rapports officiels études
retrospectives
,les
(Rothé,
1950,Ambraseys, 1982, Harbi et al, 2003), estiment que le foyer seismique ne peut se situer qu’au large de la côte djedjellienne.Le seisme a été fortement ressenti dans le pourtour du bassin mediterrannéen , aux Baléares(Espagne), en Sicile
Iles
(Italie) et le long de la côte Est et Ouest de
Djedjelli.Des secousses précurseurs longues (jusqu’à 40 secondes de durée) et repetées precedèrent le seisme .La serie des repliques post – seisme se developpa pendant presque une année.On affecte au seisme de Djedjelli une origine tectonique de failles situées sur la zone de transition entre le plateau continental et la plaine abyssale.Il est néanmoins difficile de diagnostiquer avec precision la faille active responsable du seisme au vu de l’absence de données bathymetriques fiables et la disponibilité d’une cartographie sous marine interprétable de cette zone cotière. La première secousse ne causa que des dommages importants de la ville de Djedjelli , celle du 22 août
detruisa totalement la ville (fig.12b) et causa
la mort de 5 personnes ,car , la population fut déjà evacuée après le premier seisme.
24
Fig.12a Seisme du 21 aout 1856 (L.Steikhardt, L.Gablis )
Fig. 12b Gravure montrant la ville de Djedjelli avant et apres le seisme des 21 et 22 aout 1856(Ambraseys , (1982)
Sur la base des études retrospectives des Auteurs sus- mentionnés et des recits
plutôt
descriptifs
rapportés
par
d’Aucapitaine(1856), Gaultier de Claubry(1856)
les
archives
notamment
et De Senarmont (1857),la
Gazette de Lyon (1857) etc... , outre les dégats causés aux fortifications, 25
les conséquences
du seisme se focalisèrent surtout sur l’etat et
comportement du paysage marin .On nota d’abord un retrait de la ligne cotière de la mer sur plus de 30 mètres suivi d’un raz- de marée (les runup) qui inondèrent à plusieurs reprises la côte.Pendant plusieurs jours la mer était fortement agitée ( des vagues avoisinant 6 mètres de hauteur) mettant en difficulté les embarcations croisant au large du littoral djedjellien.Ainsi les descriptions faites au phénomène quoique incomplètes et insuffisantes semblent corrober les facteurs dynamiques
de l’occurrence d’un tsunami
(Djeddi and Aitouche.M.A 2013) que seules les analyses de paléo-tsunamu circonscrites à la region peuvent confirmer scientifiquement l’ampleur du phénomene fig 13.
26
Fig13. carte montrant la zone dans laquelle le seisme de Djedjelli du 22 /8/1856 a été ressenti (Harbi, 2001) .Etoiles :positions estimées de l’épicentre par Rothé (1950 )et Ambraseys (1982).
2-SEISMES DE 1876 Trois seismes
decrits par Huée (1950)
et reproduits dans la presse
notamment dans
le Moniteur de l’Algerie et La Vigie algerienne
se sont
manifestés les 23,24 et 26 fevrier 1876. Selon Huée , le seisme du 23 fevrier s’est manifesté à Djedjelli à 0h 45mn .Il fut suivi par un second seisme qualifié de plus puissant et
ressenti a
Philippeville (Skikda) et même à Hammam Meskhoutine (Guelma).Le seisme 27
du 24 fevrier
est qualifié d’encore plus puissant que les seismes sus
mentionnés .Celui du 26 fevrier s’est produit à 21 h. Ces secousses n’ont
pas causé
historiques ne permet pas d’estimer
des dégâts .Le manque de données l’intensité de ces secousses ni les lieux
exacts des epicentres. 3- SEISME DE TEXENNA Le 28 decembre 1954 la ville de Texenna située au Sud de Djedjelli a été secouée par un seisme d’intensité VI sur l’echelle Mercalli modifiée(MM).La secousse sismique s’est produite la journée vers 15 h 25mn (GMT).Il n’est nullement fait mention de pertes humaines mais, elle fut fortement ressentie par la population de Texanna et ses environs . 4- SEISME DE TAHER Un seisme d’une intensité V-VI MM (Mokrane et al 1994) s’est manifesté le 28 juillet 1964 . Ce seisme dont l’epicentre est localisé dans la region de Taher ne causa pas de pertes de vie humaines mais , il causa des fissures aux immeubles , des fissures superficielles par endroits , des deplacements d’objets etc… REGION DE MILA Le petit bassin sedimentaire Néogène de Mila couvre la partie centrale de la wilaya. Il est limité au Nord par l’arête montagneuse Sidi Driss et M’cid Aicha ,à l’Est par les massifs du djebel Chettaba , Akhal et Kheneg , au Sud par Djebel Ossmane , et Djebel Grouz
et à l’Ouest par Djebel Boucharef et
Oukissène. Le bassin Néogène de Mila fait partie post nappe du constantinois(Coiffait, 1992) et il constitue son prolongement vers l’Ouest. Les formations Quaternaire
constituent la couverture recente du bassin et sont
du bien
représentées par des alluvions (sables, graviers , limons etc…), des calcaires, des eboulis à blocs des Djebels etc.. Il ya egalement la
présence des
chevauchements dans les formations Néogènes au pied du Djebel Sidi Driss et bien d‘autres. 28
La Wilaya de Mila n’a pas connu de seismes significatifs , la sismicité est generalement très moderée et diffuse . La seismicité
enregistrée se
caracterise par une forte dispersion d’epicentres des microseismes le long des vallées et des massifs de la
region de Mila, principalement le long
d’Oued Enndja et Oued Iter (nord du village de Sidi Merouane) . les principales secousses telluriques significatives repectorées sont : 1- SEISME DE SILIANA Un seisme d’intensité VI (MM) secoua
le 22 janvier 1958 la localité Siliana
(Nord de Mila ) à 19h 20mn(GMT).Il a été ressenti à Grarem , Mila 2- SEISME DE CHATEAUDUN DU RHUMEL Le seisme de Chateaudun du Rhumel (Chelghoum El Aid) s’est manifesté le 14 mars 1963 à 15h (GMT) .Il a été ressenti
egalement à Ahmed Rachedi (
Richelieu) , Teleghma et Tadjenanet (St.Donat).Son intensité est de VII MM ou VI-VII EMS (Harbi , 2009). Le tableau n°1 liste de quelques seismes recents enregistrés dans la region de Mila (extrait des lettres N° 2, 8,14 , 21, 23 ,28, 32, 41… du CRAAG ).
Date
Heure (UT)
Magnitude
lieu
20 fevrier 2001
10h 22mn 52 s
3.0
Mila
25 avril 2003
3h 34mn 06s
3.6
Mila
25 avril 2003
5h 14mn 42s
3.5
Mila
17 juillet 2004
9 h 16mn 02.8s
3.0
Nord-Est de Mila
28 septembre 2005
14h 32mn 32 s
3.0
Nord de Mila
09 octobre 2005
21h 11mn 23s
3.9
Sud d’El Milia
22 octobre 2005
00h 11mn 06s
3.0
Nord de Mila
9h 47mn 17s
3.4
Nord Ouest de Mila
17 juin 2006
10h 49mn 59s
3
28 mai 2006
14h 45mn 50s
3.2
Nord- Ouest de Mila
02 juin 2008
18 h 36mn (heure
4.1
14 km au S-E Mila
3.3
Mila
28 mai 2006
Sud- Est El Milia
locale). 23 octobre 2008
8h 58 mn 17 s
29
II -SISMOTECTONIQUE DE LA REGION DE SKIKDA Cette region se caracterise
par un relief très accidenté. Celui-ci
est
constitué par des montagnes, des piémonts et des plaines (plaines de Safsaf, d’Azzaba, d’Oued El Guebli, d’oued El Kebir etc. ) et un littoral de 130 km de long.fig.14 J.V.Villa distingue (du Nord au Sud)
dans la region de Skikda
quatre
grandes unités. -le socle Kabyle : Il affleure abondamment et il s’allonge sur plus de 120 km d’Ouest en Est et 30 km de large entre Jijel et Skikda.Il constitue le plus large affleurement de ce socle en Algerie (Durand Delga, 1969) -la Dorsale Kabyle :appelée aussi chaîne calcaire, elle forme la couverture Sud du socle kabyle.Elle trace la ligne entre ce dernier au Nord et les zones telliennes au Sud .La dorsale Kabyle
se
compose
de
3
domaines
paléogéographiques appelés respectivement du Nord au sud dorsale interne, dorsale mediane et dorsale externe. - La serie des flyschs : ce troisieme domaine d’âge Crétacé-Paléogène - Les series telliennes : Ce domaine est composé de faciès très variés .On y rencontre des faciès du Néocomien au Lutétien (marnes- calcaires) ;des dolomies et des calcaires à silex au Lias ; des faciès du Malm constitués de calcaires fins ; au Néocomien –Barrémien des faciès du type marnocalcaires et enfin au Sénonien on y rencontre un faciès constitué de marnes à niveaux conglomératiques. Il ya egalement des terrains
du
Tertiaire (oligo-Miocène) ,
des roches
eruptives et les terrains du Quaternaire comme le montre clairement la carte geologique Fig 14. La geologie de la region de Skikda est très complexe est variée,elle causée
par une tectonique
cassante dans
marquée dans les parties Est et Ouest. 30
toute la region
est
mais assez
. La tectonique se resume succintement comme suit : 1- Les failles et les chevauhements : Ils sont pour la plupart d’âge alpin , toutefois certaines failles sont anté alpines mais réanimées à l’époque alpine . 2- des failles : Elles sont groupées pour la plupart suivant une direction Sud Ouest, Nord- Est.Elles se localisent dans Djebel Tengout (fig 15), Col de Bissy,Kef Hahouner , Djebel Sidi Driss. 3- Les nappes
de charriages :Elles se répandent sur tout le terrain .La
nappe numidienne est
assez visible surtout à l’Est et à l’Ouest
notamment à Djebel Safia ou elle charrie les flyschs en affleurant sous la configuration de fenêtre . 4- Les sources
d’eau : Les sources d’eau d’ Oued Zhour, Sidi Driss , de
Mechtat Fernan
et les sources hydrothermales d’Azzaba
prennent
naissance dans ses deformations tectoniques. 5- Les plaines : les plaines de Safsaf, d’Azzaba, d’Oued El Guebli, d’oued El Kebir sont taillées dans des massifs de roches dures comme les gneiss et les granites. Ces massifs sont recouverts
de limons et des marnes à
lentilles greseuses du Miocène .Le Pliocène est constitué par des grès numidiens
et
des
marnes
bleues
imperméable du remplissage alluvial.
31
qui
constituent
le
substratum
Fig14 Carte géologique de la region de Skikda d’après J.M Vila
Les principaux seismes repectoriés sont : 1- SEISME DE PHILIPPEVILLE Le seul evenement sismique mentionné faisant etat (avec incertitude) d’un seisme à Philippeville s’est produit le vendredi 10 Octobre 1856 à 15 h ( 32
Harbi 2009). Selon Hée (1950), l’épicentre
serait
situé probablement à
Philippeville. 2- SEISME DE SIDI MESRICH (SIDI MEZGHICHE) Ce seisme ,ressenti à Sidi Mesrich s’est produit le 21 juillet 1956 à 16 h 42 mn 12 s (GMT).Il provoqua des vibrations de vitres aux murs ,
et des petites lézardes
des sacs de blé stockés sur les hauteurs se sont écroulés
(CRAAG). 3- SEISME DE SAINT ANTOINE (EL HADAIEK) Ce Seisme , mentionné dans le catalogue de Benouar (1993) s’est produit le 4 novembre 1957 .Benouar s’est lui-même referé aux données de Mezcua et Martinez (1983). D’une intensité de V EMS (Harbi,2009), il reveilla la majorité des dormeurs mais, il ne provoqua pas de dégâts aux habitations. 4- SEISME DE JEMMAPES (AZZABA) Ce seisme s’est manifesté
le matin à 4 h 19 mn 45 s (GMT) du 05 Mars
1960 .La localisation de l’épicentre n’est pas connue avec exactitude , mais il se localise dans la zone englobant Jemmapes (Azzaba), Gastonville (Salah Bouchaour) et Bugeaud (Seraidi).Son intensité maximale est estimée à V-VI MM (IMPGA) à V EMS. Le 28 octobre 1985
à 3h 39mn 16s la même localité fut secouée par un
faible seisme de magnitude Ms =3.7 . Un faible seisme de magnitide 3 frappa
egalement Azzaba le 20 Mars 2004 à 14 h 54 min 27 s , M = 3
(lettre du CRAAG du 19 /05/2004). Le sud- Est d’Azzaba ( fig 15 c : region de Bekkouche Laid) est caracterisé par une activité sismique enregistrés
plus fournie.Les
ont des magnitudes generalement
evenements sismiques faibles
qui ne depassent
guere 3. La region Sud –Est
du village Es-Sebt
concentration d’epicentres un peu diffuse
(fig 15b) constitue une zone de qui semble être associée à des
structures delimitant les differents massifs de cette region . Deux
33
evenements sismiques de magnitude
superieure Ms > 3 ont été enregistrés
dans cette region. 5- SEISME D’ EL HARROUCH Le
voisinage de la localité d’El Harrouch fut
secoué par plusieurs faibles
seismes .Les seismes les plus mentionnés durant la periode instrumentale sont : Le seisme du 21 mai 1924 ; seisme du 25 janvier 1926(4 MSK) ; seisme du 10 mai 1928 ; seisme du 1 juillet 1929 ; seisme du 28 juillet 1929 ;seisme du 20 decembre 1983(5 MSK) ; seisme du 28 octobre 1985 (3.6 MSK) et le seisme du
premier
micro sismicité
novembre 1985 (3.6 MSK) au sud d’El Harrouch .La
dans la region d’El Harouch s’effectue le long d’un
alignement de direction Est –Ouest entre la localité d’Es-Sebt et El Harrouch .La sismicité est généralement faible et localisée le long des massifs .Les évenements
sismiques ont des magnitudes qui atteignent
très rarement
4.5 . Dans la region d’Ouled Habeba, l’activité sismique est également faible .Elle est localisée suivant l’alignement d’Est en Ouest suivant
l’ensemble
montagneux Djebel Taya, Djebel El Hadjar et El Kantour. Remarques :Tout le long de la periode instrumentale, aucune manifestation majeure n’a été enregistrée dans la region de Skikda .L’ activité sismique est
diffuse et les seismes enregistrés
sont generalement
de faible
magnitude . Les données instrumentales montrent
une concetration d’épicentres
de
microseismes dans la region d’El Harrouch –Azzaba principalement dans la region limitée par El Harrouch – Es SEbt1 ( ex : La Robertsau)
au sud
et
Ramdane . La region de Skikda a connu egalement des evenements sismiques de faibles magnitudes dont : -Seisme du 21 juillet 1956 à 16h 42mn 16s dans la localité de Robertville 34
( Em- Jez - Ed Chich ) , intensite 5 MSK -Seisme du 4 avril 1989 positionné à Skikda à 5h 37MN 32 S -Seisme du 3 juin 2000 situé à Skikda à 13 h 43mn 21s -Seisme du 17 octobre 1993 à 21h 16mn et 52s , localisé à Ksir Bni Zid (Collo) -Seisme du 13 septembre 2004 à 16 h 56mn et 02 s (M=3.0) Sud –Est de Skikda -Seisme du 02 novembre 2013 à 11h 09 mn et 00 s (M= 3.6) Sud Ouest d’Oum .Toub -Region de Guerbes : une faible activité sismique est egalement observée autour de la plaine de Guerbes d’âge Quaternaire . 1
Es Sebt : Village situé au sud d’Azzaba (fig 15b) portait le nom de souk Es-
Sebt avant la colonisation française.Il fut occupé et surnommé la Robertsau en 1871. les terres confisquées
aux autochtones furent attribuées à des
familles alsaciennes au nom d’un village de l’agglomération strasbourgeoise.
35
III- SISMOTECTONIQUE DE LA REGION D’ANNABA - EL TARF La region d’Annaba - El Tarf se caracterise par un relief de bande littorale totalisant
170 km de
long .Le relief est constitué principalement de
collines ,de piémonts ,de montagnes et de plaines .Il se caracterise par une deformation principalement decrochante. Son
trait structural majeur
correspond au système de decrochement senestre NE-SWW La region d’Annaba –El Tarf fait partie
de la chaine
des maghrebides
qui furent mentionnées anterieurement.IL est a rappeler
que cette chaine
est caracterisée par une structure complexe dont son étude sort du cadre de notre travail. Elle présente l’originalité de renfermer toutes les grandes unités structurales algeriennes. Fig 16 Elle se distingue du Nord
vers le Sud
par les ensembles structuraux
suivants : -Les zones internes :
Elles sont constituées de
terrains
anciens d’âge
allant du Précambrien au carbonifère .Ils sont recouverts par des formations paléozoiques (Bouillin,1986). Le Massif cristallophyllien plus important
de cette region. Les terrains
d’Eldough
est le
d’âge Méso-Cénozoique
(Dorsale Kabyle) assure la couverture des zones internes . -Le domaine des flyschs :Il est constitué des formations allochtones
issues
des depôts turbiditiques d’âge s’étalant du Crétacé au Miocène inferieur . Ce domaine comprend le flysch mauritanien ,le flysch massylien et le flysch numidien. -Les domaines externes : Ils sont d’âge Crétacé-Paléogene .Les formations géologiques de ces domaines ont subi une tectonique tengentielle
majeure
d’âge fin Lutétien ou fin Oligocene (Bouillin,1977) .Ils sont appelés en Algerie les series telliennes et se subdivisent
du Nord au Sud en unités ultra
telliennes, les unités telliennes et enfin les unités péni-telliennes. -Les formations post-nappes .Ces
formations,
généralement d’âge
Miocene, Pliocene et Quaternaire recouvrent en discordance l’ensemble des 36
formations sus mentionnées . Ainsi , la plaine d’Annaba est formée de faciès marin, faciès fluvial et faciès continental d’âge Moi-pliocene et quaternaire. .
37
Fig16 Carte géologique de la region dAnnaba –El Tarf d’après J.M Vila
Les principaux evenements sismiques connus sont : 1-SEISME DE BONE (ANNABA) Ce seisme s’est manifesté en 1810 .Il fut d’abord localisé à Constantine d’après saidani (1988) , mais des investigations plus approfondies(Harbi et Al., 2003)
le
situe plutôt à Bône.Les descriptions relatives à ce seisme
fournies par Rozet et Carette(1850) font état d’un seisme endommageant gravement plusieurs edifices .
38
2- SEISME D’HERBILLON (CHETAIBI) Cet evenement sismique , produit
en mer le 19 septembre 1935
a été
etudié par Hée (1935) et Rothé(1950) ( fig17a ).Selon les mêmes auteurs, le seisme d’intensité
egale à V
(MM) fut très ressenti à Morris(Ben Mehidi)
,Constantine, condé Smendou (Zighout Youcef) , Philippeville (Skikda), Collo , El Harouch,
Gounod (Abdi), Barrahal, Guelma .Cette même localité fut
secouée par un tremblement de terre le 27 decembre 1722 (Harbi 2006, M= X).Le plus recent faible seisme enregistré dans le Sud - Ouest de Chetaibi avait une magnitude de
3.2 et datait du 24/12/2013 à 09h 41mn 00s
(CRAAG). 3- LE SEISME DE LA CALLE (EL KALA) Le 27 octobre 1947 un seisme d’intensité estimée à s’est produit
en mer près de la Calle selon
VI MM (Harbi ,2009)
Grandjean (1954) et Rothé
(1950) fig 17b
(a) (b) Fig 17 Aire de perceptibilité des seismes d’Herbillon du 19 /09/1935(a) et de la Calle du 27 /10/1947(b)
39
4- STRUCTURES DE LA MARGE SKIKDA –ANNABA La figure 18 montre que la zone comprise entre Skikda –Annaba est une zone complexe ou l’on distingue
deux plate- formes continentales , l’une dans
la baie de Skikda et la seconde dans la baie d’Annaba, des fronts chevauchants et des vagues sedimentaires .On y trouve canyons , des dômes
et des intrusions magmatiques
Miocène moyen ( Wildi, 1983).
également
des
à cap de fer d’âge
Il ya des ruptures de pentes
en pied de
marge dans la region de Skikda . Dans la region d’Annaba , on remarque des formes anticlinales. Il est admis la présence de strucutures actives et que la déformation recente et active se manifeste au pied de pente sous formes de plis-failles.
Fig18 Principales sutructures en mer entre Skikda et Annaba (pas de 50m tirée de la these de Domzig 2006)
40
La campagne d’exploration MARADJA2/SAMRA a permis d’identifier et de cartographier une serie de plis et chevauchements en pied de marge .Les failles identifiées en pied de pente dévoilent une géometrie en rampes suffisamment raides . Au niveau de Djedjelli (thèse de Mihoubi 2014) , il est signalé la présence de plis Messiniens en pied de pente
qui s’accompagne d’un basculement de
dépôts detritiques Messiniens vers le continent.Les failles inverses de la marge se propagent vers le bassin selon un système en plats et rampes. Au niveau
de la marge
d’Annaba, les travaux
obtenus
durant
les
campagnes scientifiques Maradja 2 et Samra montrent bien la présence de plis et chevauchements en pied de marge fig 18a .La carte structurale de la region Collo - Skikda –Annaba- El Kala (fig18b) mis en evidence la présence des failles inverses à pendage sud en echelons recouvrant ;Elles apparaissent en surface
par des plis
asymetriques .Quelques unes
de ces failles
contrôlent le soulèvement d’un bassin suspendu en rollover
notamment au
large du massif de Collo et de Skikda.A l’arrière du pli,
il ya une faille
normale accommodant le basculement du bassin (Domzig,2006).
Fig 18a Profil sismique 72 traces au large d’Annaba , interprété par Domzig(Domzig , 2006)
41
Fig18b carte structurale au large d’Annaba (d’après Kherroubi et al. ; 200
42
IV-
SISMOTECTONIQUE DE LA REGION DE GUELMA
La region de Guelma , delimitée par les abords des hauts plateaux littoral se definit par une
structuration géologique
et le
suffisamment
compliquée . Sa stratigraphie fut etudiée par divers chercheurs parmi lesquels
De La Chavane, 1910. J.F Raoult ; 1973.J.M Vila . JC Lahonder ;
1987. Les affleurements
des formations géologiques
en surface sont
d’âge allant du Néocomien au Plio-Quaternaire . BASSIN DE GUELMA Le bassin de Guelma, faisant partie de notre étude, possède une forme lenticulaire s’allongeant sur une direction Est- ouest avec une longueur maximum de 20Km et une largeur maximum de 12 km. Il est limité : - Au Nord par les reliefs de Djebel Guerbissa ,Kouidiat Debdebe , Djebel Bou Zitoun, Ras El Chatah, les contreforts du massif d’El Houara. - A l‘Est par les massifs de Beni Marmi. - Au Sud par le Massif de la Mahouna et des contreforts Rakaat El Ras, le Kef Soultane . - A l’Ouest par le Massif du Djebel Arara. Le bassin a été structuré pendant le Langhien et il se distingue par l’impact des dépôts de sel gemme auxquels se joignent des depôts évaporitiques.Il est en grande partie, rempli par les depôts évaporitiques du Miocène terminal,
recouverts
partiellement
ou
entièrement
par
les
depôts
travertineux du Pliocène et les depôts du Quaternaire .fig 19 Les formations géologiques du Miocène constituants l’âge des formations évaporitiques du bassin sont amplement représentées .Le Miocene inferieur est représenté par des depôts carrément marins ; tandis
que le Miocène
moyen et superieur sont respectivement représentés par des depôts lagunomarins, laguno-saumâtres et finalement fluvio-terrestres.
43
Fig 19 coupe geologique du bassin de guelma
TECTONIQUE La region localisée dans la chaine de l’Atlas tellien et du tell se trouve compliquée
et on y rencontre
des accidents tectoniques de toutes les
catégories fig 20 Selon De la Chavane (1910), les effets tectoniques dans la region de Guelma se sont manifestés particulièrement par des phénomènes de compression et de refoulement intense des plis qui sont en general déversés vers le Sud et le Sud -Est. Ces plis fréquemment entassés les uns sur les autres , se chevauchent et se recouvrent à la manière d’écailles enchevêtrées. - LES PLIS : L’activité tectonique du tertiaire et surtout , les mouvements post Eocene moyen, contemporains des mouvements pyrénéens, semblent avoir été les plus marquants dans cette region .Ils se révèlent par des aligements (plis ordinaires, plis déversés, plis imbriqués, dômes en chapelet) . - LES CONTACTS ANORMAUX -contact par faille
: ce genre de contact par faille se localise fréquemment
tout autour des dômes
et
des brachy-anticlinaux constitués par des
calcaires recifaux éocenes et crétacés (cas de la chaîne de Taya Debagh). Les études tectoniques restent très insuffisantes , seules quelques accidents tectoniques
tels que les failles de Bouchegouf et de Hammam N’Bailis sont 44
connues.L’accident le plus connu est la faille de Temlouka qui fut mise en evidence par Vila (1980).Cette faille senestre
et de direction NE-SW
kilomètres
, montrant
s’etend
un jeu de decrochement
sur plus
d’une vingtaine de
, limitant le bassin de Guelma au Nord . Elle met en contact les
terrains d’âge Mesozoique avec les argiles quaternaires .
-Les chevauchements : ce type de contact est induit par le déversement des plis et par la l’ascension diapirique des formations .L’exemple typique
gélogiques du Trias
de chevauchement par pli deversé
se situe dans le
massif de Djebel Bou Sba. Les grands evenements tectoniques composant la region de Guelma ont amplement aidé la montée
diapirique des masses marno-gypsifères du
Trias. - LES DISCORDANCES Les discordances de la region de Guelma sont particulièrement représentées par la discordance des flyschs sur les formations géologiques crétacées et miocènes et la discorandance des formations pliocènes sur les formations du Miocène superieur. Plusieurs seismes
ont
secoué la region de Guelma durant la periode
historique et instrumentale . Les evenements sismiques sont localisées dans le petit bassin Néogène de Geulma et notamment sur les failles bordières de ce bassin (fig 20 et 21) .Le bassin
est coincé entre deux decrochements et
limité à l’Est et à l’Ouest par une serie de failles normales Nord-Sud à NNOSSE (Meghraoui 1988 , Aoudia et al 2000). C’est un bassin du type pull apart assez actif .
45
Fig 20. Carte tectonique de l'Atlas Tellien Oriental de l'Algérie (A.Harbi et Al 1999) et le Guelma localisation seismogene (1) Volcanisme - (2) jurassique –Cretacé et la base du Cenozoique inferieur - (3) dépôts Neogene post-nappe -(4) dépôts Plio-Quaternaire -(5) dépôts Quaternaire–(6)faille -(7)anticlinal (8)faille inverse–(9)
failles de décrochement et (10) faille normale(A.Harbi, et all 1999)
SISMICITE La sismicité , bien que assez modérée , elle reste diffuse .Elle se localise en partie au niveau des failles bordières du bassin de Guelma (failles de Bouchegouf et de Hammam N’Bailis ) etant donné qu’il se trouve le long d’un important accident décrochant . L’activité sismique s’observe essentiellement au :
46
1- Sud –Ouest de la ville de Guelma . L’activité sismique liée aux structures affectant Djebel Mahouna genèrent des seismes faibles qui ne depassent que très raremment la magnitude 4. 2-Ouest de Guelma L’activité sismique est plus importante à l’ouest de Geulma dans les regions de Roknia –Selloula -Announa . L’activité sismique est localisée également dans la region de Hammam Meskoutine non loin du barrage de Hammam Debar , au Nord de la localité de Oued Znati (Djebel Debar),dans la region de Djebel Taya-Djebel Grar et le long de la vallée de Oued Bou – Hamdane, djebel Baibou etc…La region
sud de Roknia a été secouée par
un evenement sismique de magnitude Mw = 5.2 le 20 septembre 2003. Plus à Ouest de Guelma l’activité sismique, bien qu’elle reste faible est assez dense au sud de la localité de Roknia et vers le Nord -Ouest de celle-ci en allant vers Guendoula, Es -Sebt , le sud et le Nord d’Azzaba( Guerbes) dans la wilaya de Skikda .
Fig. 21 Distribution de la sismicité dans le bassin de Guelma et ses alentours Cercles jaunes correspondent aux plus grands séismes avec le mécanisme focal du séisme du 20/09/2003 (Harbi et al 2010). 47
Séismes.
Failles actives et potentiellement actives
dépôts de travertine
Les seismes les plus connus dans la region de Guelma sont : 1-SEISME D’HELIOPOLIS DU 17 DECEMBRE 1850 Son intensité est estimée à VI (EMS). 2-SEISME DE GUELMA DU 24 AVRIL 1859. Il est ressenti sur plus de 75 km autour du foyer .Il est ressenti aussi à constantine à 15h 35 mn , à Philippeville
Bône , Guelma .
3-SEISME DE GUELMA DU 19 JANNVIER 1867 Le seisme fut ressenti à Guelma à 6h du matin suivi d’un autre seisme à 6h 13mn (Hée 1950).Il est egalement ressenti à Bône et dans les certaines regions constantinoises comme Millesimo ,Belkheir). 4-SEISME DE GUELMA DU 01 JUIN 1870 Ce seisme d’une intensité IV (EMS) a été ressenti à Guelma 00h 15 mn et à Bône vers 00h 27 mn (Huée 1950) . 5-SEISME DE GUELMA DU 15 AOUT 1883 Ce seisme fut ressenti à Oued Chams non loin de Guelma à 21h. il a été suivi par deux autres seismes moins puissants respectivement à 22h et à minuit .La secousse a été ressentie jusqu’à Philippeville . Il est admis qu’il s’agit d’un fort seisme (Harbi 2006) . 6-SEISME DE GUELMA DU 12 MAI 1892 Le
violent seisme du 12 mai 1892
s’est produit
à Guelma à 01 h du
matin.Il est suivi par un second seisme (Hué 1950). 7-SEISME DE GUELMA DU 17 JUIN 1908 Cette secousse tellurique decrite par Huée(1950)
est ressentie
près de
Guelma . L’auteur n’exclue qu’elle s’est produite en mer .Il lui attribue l’ intensité VII –VIII MM à Guelma et VI MM à Bône . Huée rapporte qu’elle est suivie de repliques dont la première d’une intesité de VII –VIII MM à Bône est ressentie egalement à Montcalm (Tamlouka) à 3h 21mn et à Guelma.La seconde replique est
ressentie à 4 h 51mn à Guelma , tandis la troisieme
replique ressentie à la Calle s’est manifestée le 19 juin à 1h 51 mn.
48
8-SEISME DE GUELMA DU 03 DECEMBRE 1928 Ce seisme
, decrit
par Rothé(1950) a été ressenti
dans toute la region
englobant Bône (Annaba), Guelma, La Calle (El Kala), Jemmapes (Azzaba) ,Edough, El Harouch, Herbillon (Chetaibi) , Bugeaud (Seraidi) , Morris (Ben Mehidi)
etc...Son
intensité est
evaluée à VII MM selon l’auteur sus
mentionné. 9-SEISME DE GUELMA DU 10 FEVRIER1937 Cette secousse tellurique
intensité
evaluée
à VIII MSK (Benouar, 1994)
est connue pour être une forte secousse qui a secoué la ville de Guelma le 10 fevrier 1937.Elle causa la mort de deux personnes , blessant d’autres et provoqua des degâts materiels.Fig22
Fig 22 Isoseistes de la secousse du 10 Fevrier 1937.Hachures droites : zone pléistoseiste ; hachures obliques : massifs anciens(J.P.Rothé)
10-SEISME D’AIN HASSANIA DU 16 MARS1978 Ce seisme s’est produit
dans la localité d’Ain Hassania au sud de Guelma
le 16 mars1978 à 0h 45 mn (GMT).Son intensité est estimée à V MM (Harbi , 2009).
49
11-SEISME DE RAS EL AKBA DU 28 MARS1978 Ce seisme ,localisé à Ras El Akba a secoué cette localité et les regions avoisinantes avec une intensité evaluée à VI MM (Mokrane et al ., 1994) . 12-SEISMES DE OUED CHEHAM La zone d’ Oued Cheham (region de Guelma ) a fait l’objet de deux seismes : a- Le premier seisme
comprenant deux secousses
s’est produit le 5
fevrier 1980 .La première secoussse est ressentie dans la localité de Bouchegouf à 19 h 01mn , à Guelma, Oued Cheham, Khezara et Ain Makhlouf .La seconde secousse s’est produite à 21 h 4mn . Dans la nuit du 5 au 6 fevrier la localité d’Oued Cheham fut secouée par au moins 7 secousses .L’intensité du choc principal est evaluée à V-VI MM (Mokrane et al ., 1994) b- Le second seisme
d’intensité
VII MM (Mokrane et al ., 1994)
attribué à oued Cheham s’est produit le 21 decembre 1980 .Il a été ressenti à Hamam N’Bailis ,Ben Mehidi ,Boukemouza , Bouchegouf etc… Le tableau n° 2 liste de quelques seismes recents enregistrés dans
la region de Guelma (extrait des
diverses lettres du CRAAG ). Date 13 janvier 2001
Heure (UT)
Magnitude
23h 08mn 22 s
3.0
20 septembre2003 5 avril
2004
22 sept 2004 23sept
2004
Mw : 5.2(M=4.8)
lieu Guelma Sud Roknia
01h 44mn 29s
3.8
S–E de Guelma
05 h 16mn 50s
3.0
S –E de Guelma
3.6
Nord de Guelma
01h 36 mn 54.5s
19 juillet 2004
18h47mn05.9s
3.0
W w. de Guelma
23 juillet 2004
18h28mn17.7s
3.1
Sud de Guelma
03 aout 2004
12h29mn54.4s
3.0
S-E de Guelma
08 aout 2004
17h43mn57.7s
3.0
Guelma
7 janvier 2005
21h 58mn 42s
3.0
S-W Guelma
25sept 2005
12h 45mn 53s
3.0
Nord de Guelma
18 avril 2009
23 h 51mn 41s
4.5
Sud-ouest Roknia
50
V-SISMOTECTONIQUE DE LA REGION DE CONSTANTINE L a region de constantine appartenant à la chaîne des Maghrebides
(chaine
alpine d’Afrique du nord ) , a traversé une histoire géologique complexe. D’une morphologie assez tourmentée et une structure tectonique dominée par la superposition des nappes, elle est constituée de roches sedimentaires d’âge Méso-Cénozoique . Dans le contexte geologique regional ,la chaine des Maghrebides, resultant de la structuration du bassin Maghrebin et de ses marges chaîne à vergence sud. Elle
,
forme une
s’est principalement structurée durant les
phases tectoniques tertiaires .Les nappes ou les structures formant la chaîne des
Maghrebides
résultent
de
trois
domaines
paléogéographiques :le
domaine interne ,le domaine de flyschs et le domaine externe. Le domaine interne Il
est constitué par un socle cristallophyllien, continental
recouvert
par des
formations sédimentaires allant
aminci et
du Paléozoique au
tertiaire.Le socle se compose de trois ensembles lithologiques( Bouillin J.P, et Raoult J.F, 1974). -Un ensemble cristallophyllien inferieur , formé de gneiss à Intercalations. - Un ensemble cristallophyllien superieur comprenant des schistes et autres. - Un ensemble sedimentaire Paléozoique qui assure la couverture du socle cristallin légèrement ou pas métamorphique. Il est constitué par des formations geologiques de l’Ordovicien, du Silurien, du Dévonien et du Carbonifere inferieur. Le domaine des nappes de flyschs Il appartient à un domaine marin profond et mobile allant du Jurassique moyen au Burdigalien (Miocène inferieur ) .Il ya trois ensembles de flyschs
51
-flyschs maurétaniens : Ce sont des flyschs terrigènes , d’âge Crétacé inferieur, relativement proximaux qui se sont installés dans la partie nord du bassin. (Gélard J.P,1969) -flyschs massyliens : Ce sont des flyschs distaux dans le Sud (Raoult J.F ,1969). - flyschs numédiens : ce sont des flyschs gréso-micacés d’âge allant de l’Oligocène( Paléogène superieur) au Miocene basal qui reposent en discordance sur les premiers contacts tectoniques séparant les unités du domaine interne et la nappe du flysch maurétanien. Le domaine externe Il
represente la marge téthysienne du continent africain , il est
constitué de deux grands types de series : les series telliennes et les series de l’avant pays . Dans la region de constantine , les structures attribuées
à la tectonique
recente évoquent une tectonique polyphasée.Le bassin de constantine
se
developpe au pied de la limite meridionale des zones internes (flyschs internes , socle et dorsale kabyle).Cette limite coïncide avec un important accident orienté N 100°E à N 110°E
plus que d’une faille proprement dit , il
représente une serie d’accidents reconnus depuis longtemps « zone faillée sud » (Coffrait ,1992). Cette bande de failles très perturbée et fortement tectonisée jusqu’à
se suit
sur plus de 80 km, du Djebel M’Cid Aicha à l’Ouest ,
vers l’Est
au-delà du Djebel Debar au Nord de Guelma, appelée
accident M’Cid Aicha –Debar.fig23
52
Fig23 Représentation trèsschématique des principaux effets de la Néotectonique (d’après J.M. Villa 1980)
La region de constantine
caractrisée par un relief assez compliqué
a été
mis en place par la succession de plusieurs phases tectoniques . Les
etudes
tectoniques
montrent
la
presence
plusieurs
failles
néotectoniques dans la region constantinoise. Les failles actives les plus connues sont : -faille d’Ain Smara : est un decrochement senestre orienté dans sa partie Nord dans la direction N 40° E. Il ressort que les seismes de 1908 et 1947 sont generés par cet accident longue sur près de 25 km . Cette faille active est également à l’origine du seisme du 27 octobre 1985, de magnitude 6.0. - Accident du front des nappes constantinoises Cet accident se situe au niveau de la localité d’El Kantour .La faille est de direction E-W, elle est inverse à prolongement vers le Nord.En terme de sismicité , ce trait ne semble pas être très actif puisque seules quelques secousses sismiques de faibles intensités semblent être liées à cette faille .
53
-La faille Sigus est une faille invese (wilaya d’Oum El Bouaghi) qui affecte les depôts quaternaires . La region de constantine
caracteriseé par une sismicité recente faible à
moderée(M ≤ 5.5 ) et associée à des failles en decrochement ,elle est causée par des structures actives.Les seismes les plus significatifs qui ont secoué cette region sont resumé dans le tableau 3 dans l’ordre chronologique : Lieu
Date
constantine
27 et 28
Trois legers
avril 1838
seismes
Constantine
heure
11 janvier
17 h 45
1860
mm
Intensité
IV (EMS)
Degats
Observations
Ebranlement des
Information : Huée (1950)
meubles Constantine
17
22h 05mn III (MKS)
A eu lieu le
octobre
18/10 à la
1865
meme heure selon Huée
Constantine
7 octobre
Vers 6 h
Seisme ressenti
1866
du matin
à constantine et pilippeville
Constantine
7 mai
IV(EMS) M≈ 3.2
1871 Constantine Constantine
Philippeville
20 Janvier
9 h du
Pas de degats
1876
matin
(Huée 1950)
26
11h55mn
novembre ( lieu de l’
Ressenti à
Pas de
Une autre
degats.
version fait etat
1893
de 2 seismes le
Epicentre
meme jour à 7
douteux)
h du matin et à midi à Collo
Constantine
19
6h
VI (MM)
Chutes de
Forte secousse
septembre 45mn
ou
certains
ressentie à
1894
V (EMS)
meubles
Constantine
Constantine
4 aout
02h
VIII MSK 12 morts
fort seisme suivi de
Profondeur
1908
11mn
à Cne
12repliques.
54
des
du seisme
00s
10km
Ms ≈ 5.25
blessés
Prof :10km
V à la Calle, annaba
Constantine Fig 24
Mer.6 aout 1947
9h
VIII MSK
3 morts,
46mn
Ms ≈ 5
plusieurs
par 2 petites
blessés
secousses,importants
38s
fort seisme, precedé
degats :
Ain Smara –
9 juillet
13h 04
IV (MM)
Ain M’Lila
1977
mn
à V EMS
(GMT) Zighoud
20
V (MM)
Youcef
decembre
à V-VI
1983
(EMS) Seisme destructeur, generé par une faille
Constantine
VIII
5 morts et
verticale de
27
19h
(MSK)
300
mouvement senetre
octobre
34mn
blessés
orienté NE-SW.
1985
59s
Ms ≈ 5.7 A El
10 km
Aria
55
Profondeur Suivi par plus de 1500 repliques .
Fig Carte des isoseistes du Seisme de Constantine du 6 Août 1947 (A.Grandjean)
Remaque MM : echelle de Mercalli modifée , MSK :echelle Medvedev-SponheuerKarnik, elle fut remise à jour en 1992 sous l’appellation EMS (European Macroseismic Scale 1992).
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