contexte geodynamique ,tectonique et sismologique du nord oriental de l’algerie
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Contexte Geodynamique ,Tectonique Et Sismologique Du Nord Oriental de l’AlgerieTRANSCRIPT
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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) et de
constantine (1985) .
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.
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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 qui, sous
l’effet de la collision des plaques Afrique –Eurasie 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
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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 la partie orientale de la chaine alpine plissée qui elle-
même fait partie 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 Alvarez-
Marron,1999, MediMap Group, 2005, et Gracia et al., 2006).
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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.
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Fig.2 : Disposition des chaines alpines autour de la Mediterranée occidentale (El Morabaet,1996)
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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 .
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- Les nappes telliennes .elles sont d’âge liasique surmontées par des
formations marneuses du Jurassique puis par 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, amphibolites,
micaschistes et schistes). Ces sont des massifs polymétamorphiques
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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.
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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 solide
et élastique .Sa base constitue une 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.
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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) dans la partie inferieure de la lithosphère et
l’asthénosphère sous la zone continentale du nord de l’Algerie du Nord .
Ces vitesses sont de l’ordre de 4.35 et 4.1-4.3 km/s sous la marge et le
bassin Algero- provençal.Elles montrent nettement des indications sur
l’état physique des couches superieures du manteau .
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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)
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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 algero-
provençal ,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 afrique-
eurasie. 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 de Glangeaud et de Leclaire .Les
premiers travaux bathymetriques 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 le forage n°371 ont
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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 Plio-
Quaternaire 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 et calais ,2004) porte à croire
qu’une partie non néglégéable 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).
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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 avaient
plusieurs objectifs entre autre comprendre le mieux possible l’evolution
geodynamique ,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 à l’exception de la baie d’Annaba ou elle
atteind 35 km.On y trouve toute une variété de canyons : des
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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 par Rothé(1950), Grandjean (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 respectivement l’activité séismique
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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).
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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 sont soumises perpetuellement à
des deformations qui s’accompagnent de plis et des failles essentiellement
decrochantes du fait d’une reorientation du champ de contraintes .La
sismicité de cette region est principalement cantonnée à l’interieur des
terres.Les données historiques et 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 superficiels qui n’excedent
guère 20 km .
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I- SISMOTECTONIQUE DE LA REGION DJEDJELLI –MILA
La region de Djedjelli fait partie du domaine alpin qui se distingue par
un relief essentiellement montagneux très accidenté et une géolgie
complexe et variée.Il ya pratiquement 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
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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 comme un
edifice composé de deux compartiments structuraux 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.
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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 Djedjelli-
Skikda 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 des canyons ,la presence de
vagues sedimentaires 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
21
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)
22
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
23
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 Nord
orientale de l’Algérie est le violent 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 )
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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 aux observations rapportées par les rapports officiels ,les
scientifiques de l’époque et les études retrospectives (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 Iles
Baléares(Espagne), en Sicile (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.
25
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 les archives notamment
d’Aucapitaine(1856), Gaultier de Claubry(1856) et De Senarmont (1857),la
Gazette de Lyon (1857) etc... , outre les dégats causés aux fortifications,
26
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.
27
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
28
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 des dégâts .Le manque de données
historiques ne permet pas d’estimer 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 du
Quaternaire constituent la couverture recente du bassin et sont 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.
29
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
25 avril 2003
3h 34mn 06s
5h 14mn 42s
3.6
3.5
Mila
Mila
17 juillet 2004 9 h 16mn 02.8s 3.0 Nord-Est de Mila
28 septembre 2005
09 octobre 2005
22 octobre 2005
14h 32mn 32 s
21h 11mn 23s
00h 11mn 06s
3.0
3.9
3.0
Nord de Mila
Sud d’El Milia
Nord de Mila
28 mai 2006
17 juin 2006
28 mai 2006
9h 47mn 17s
10h 49mn 59s
14h 45mn 50s
3.4
3
3.2
Nord Ouest de Mila
Sud- Est El Milia
Nord- Ouest de Mila
02 juin 2008
23 octobre 2008
18 h 36mn (heure
locale).
8h 58 mn 17 s
4.1
3.3
14 km au S-E Mila
Mila
30
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 marno-
calcaires 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 est
causée par une tectonique cassante dans toute la region mais assez
marquée dans les parties Est et Ouest.
31
. 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 qui constituent le substratum
imperméable du remplissage alluvial.
32
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 (
33
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 et des petites lézardes
aux murs , 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 plus fournie.Les evenements sismiques
enregistrés ont des magnitudes generalement faibles qui ne depassent
guere 3.
La region Sud –Est du village Es-Sebt (fig 15b) constitue une zone de
concentration d’epicentres un peu diffuse qui semble être associée à des
structures delimitant les differents massifs de cette region . Deux
34
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 novembre 1985 (3.6 MSK) au sud d’El Harrouch .La
micro sismicité 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
35
( 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.
36
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 d’Eldough est le
plus important de cette region. Les terrains 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
37
formations sus mentionnées . Ainsi , la plaine d’Annaba est formée de faciès
marin, faciès fluvial et faciès continental d’âge Moi-pliocene et quaternaire.
.
38
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 .
39
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 VI MM (Harbi ,2009)
s’est produit en mer près de la Calle selon 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)
40
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 également des
canyons , des dômes et des intrusions magmatiques à cap de fer d’âge
Miocène moyen ( Wildi, 1983). 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)
41
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)
42
Fig18b carte structurale au large d’Annaba (d’après Kherroubi et al. ; 200
43
IV- SISMOTECTONIQUE DE LA REGION DE GUELMA
La region de Guelma , delimitée par les abords des hauts plateaux et le
littoral se definit par une structuration géologique 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 laguno-
marins, laguno-saumâtres et finalement fluvio-terrestres.
44
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
45
connues.L’accident le plus connu est la faille de Temlouka qui fut mise en
evidence par Vila (1980).Cette faille , montrant un jeu de decrochement
senestre et de direction NE-SW s’etend sur plus d’une vingtaine de
kilomètres , 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 gélogiques du Trias
.L’exemple typique 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 NNO-
SSE (Meghraoui 1988 , Aoudia et al 2000). C’est un bassin du type pull apart
assez actif .
46
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 :
47
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).
48
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.
49
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).
50
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 Heure (UT) Magnitude lieu
13 janvier 2001
23h 08mn 22 s 3.0
Guelma
20 septembre2003 Mw : 5.2(M=4.8) Sud Roknia
5 avril 2004
22 sept 2004
23sept 2004
19 juillet 2004
23 juillet 2004
03 aout 2004
08 aout 2004
01h 44mn 29s
05 h 16mn 50s
01h 36 mn 54.5s
18h47mn05.9s
18h28mn17.7s
12h29mn54.4s
17h43mn57.7s
3.8
3.0
3.6
3.0
3.1
3.0
3.0
S–E de Guelma
S –E de Guelma
Nord de Guelma
W w. de Guelma
Sud de Guelma
S-E de Guelma
Guelma
7 janvier 2005
25sept 2005
21h 58mn 42s
12h 45mn 53s
3.0
3.0
S-W Guelma
Nord de Guelma
18 avril 2009 23 h 51mn 41s 4.5 Sud-ouest Roknia
51
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 , forme une
chaîne à vergence sud. Elle 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 aminci et
recouvert par des formations sédimentaires allant 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
52
-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 se suit sur plus de 80 km, du Djebel M’Cid Aicha à l’Ouest ,
jusqu’à vers l’Est au-delà du Djebel Debar au Nord de Guelma, appelée
accident M’Cid Aicha –Debar.fig23
53
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 .
54
-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 heure Intensité Degats Observations
constantine 27 et 28
avril 1838
Trois legers
seismes
Constantine 11 janvier
1860
17 h 45
mm
IV (EMS) Ebranlement
des
meubles
Information :
Huée (1950)
Constantine 17
octobre
1865
22h 05mn III (MKS) A eu lieu le
18/10 à la
meme heure
selon Huée
Constantine 7 octobre
1866
Vers 6 h
du matin
Seisme ressenti
à constantine
et pilippeville
Constantine 7 mai
1871
IV(EMS)
M≈ 3.2
Ressenti à
Philippeville
Constantine 20 Janvier
1876
9 h du
matin
Pas de degats
(Huée 1950)
Constantine
( lieu de l’
Epicentre
douteux)
26
novembre
1893
11h55mn Pas de
degats.
Une autre
version fait etat
de 2 seismes le
meme jour à 7
h du matin et à
midi à Collo
Constantine 19
septembre
1894
6 h
45mn
VI (MM)
ou
V (EMS)
Chutes de
certains
meubles
Forte secousse
ressentie à
Constantine
Constantine
Profondeur
4 aout
1908
02h
11mn
VIII MSK
à Cne
12 morts
des
fort seisme suivi de
12repliques.
55
du seisme
10km
00s Ms ≈5.25
V à la
Calle,
annaba
blessés Prof :10km
Constantine
Fig 24
Mer.6
aout 1947
9h
46mn
38s
VIII MSK
Ms ≈ 5
3 morts,
plusieurs
blessés
fort seisme, precedé
par 2 petites
secousses,importants
degats :
Ain Smara –
Ain M’Lila
9 juillet
1977
13h 04
mn
(GMT)
IV (MM)
à V EMS
Zighoud
Youcef
20
decembre
1983
V (MM)
à V-VI
(EMS)
Constantine
27
octobre
1985
19h
34mn
59s
VIII
(MSK)
Ms ≈5.7
A El
Aria
5 morts et
300
blessés
Profondeur
10 km
Seisme destructeur,
generé par une faille
verticale de
mouvement senetre
orienté NE-SW.
Suivi par plus de
1500 repliques .
56
Fig Carte des isoseistes du Seisme de Constantine du 6 Août 1947
(A.Grandjean)
Remaque
MM : echelle de Mercalli modifée , MSK :echelle Medvedev-Sponheuer-
Karnik, elle fut remise à jour en 1992 sous l’appellation EMS (European
Macroseismic Scale 1992).
57
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