Mise en Évidence Des Phénomènes Dynamiques Contrôlant Le Littoral Oranais Fondamentale Pour Une Cartographie Des Risques Géologi ( de La Calère à La Pointe de Canastel )

7/25/2019 Mise en vidence Des Phnomnes Dynamiques Contrlant Le Littoral Oranais Fondamentale Pour Une Cartograp

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N dordre :

Facult des sciences de la Terre, de Gographie et de lAmnagement du Territoire

Dpartement des Sciences de la Terre

Mmoire

Prsent pour lobtention du Grade de :

Magister en godynamique des bassins sdimentaires

Option : Risques naturels

Mise en vidence des phnomnes dynamiques contrlant lelittoral oranais (de la Calre la Pointe de Canastel) : tapefondamentale pour une cartographie des risques gologiques

Par

BENABDELLAH MOHAMMED

Soutenu le : 10/02/2011, devant le jury :

M. BOUHAMEUR Mansour, Matre de confrence, Univ. dOran Prsident

M. OUALI MEHADJI Abdelkader, Matre de confrence, Univ. dOran RapporteurM. NADJI Abdelmansour, Charg de cours, Univ. dOran Co-Rapporteur

M. REMAOUN Khadidja, Professeur, Univ. dOran Examinateur

M. HAMIDI Mansour, Matre de confrence, Univ. dOran Examinateur

Oran, 2011


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Remerciements

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Remerciements

C'est avec grand plaisir que je prsente mes sincres remerciements toutes les personnes qui

m'ont aid raliser ce travail.

Je commencerai par exprimer ma profonde gratitude envers Ouali Mehadji Abdelkader et

Nadji Abdelmansour pour mavoir propos ce sujet et de lavoir encadr.

Je tiens galement remercier Ouali Mehadji, mon encadreur et ami, pour avoir lu et corrig

les cinq chapitres de ce mmoire. Merci pour avoir suivi lensemble de mon travail, pour son

dvouement, pour son aide, pour ses conseils, et qui a t toujours lcoute lorsque je me

remettais en questions. Merci Kaki!

Je remercie Mr Nadji Abdelmansour dont lnergie et les ides mont fait fortement

progresser. En morientant chaque prise importante de dcision, tes discussions mauront

transmis ta passion de la structurale et de la sismologie.

Je tiens remercier Mr Mansour Bouhameur davoir accept de prsider mon jury ainsi que

Madame Remaoun Khadidja, M. Meghraoui Mustapha et M. Hamidi Mansour pour le temps

accord lvaluation de ce travail.

Je remercie Mr Bezzeghoud pour les publications dun grand intrt quil nous a concdes.

Ce travail a t loccasion de collaborations avec un certain nombre de personnes.

Merci Bekhdadi Abdelkader (Chef de service lANRH/Oran), les discussions que nous

avons eues propos des grandes lignes de lhydrogologie en milieu instable, du rle de

leau dans la mcanique de la rupture et les grands principes de lhydromcanique avaient unetouche de posie.

Merci Kebdani Saad (Chef de section lANRH/Oran) pour son aide technique mais aussi

pour avoir t l tout simplement.

Merci Mr Benali (Chef de dpartement au LTPO), pour son aide prcieuse en ce qui

concerne linterprtation gotechnique et surtout sa grande gnrosit.

Merci Noureddine (chef de service la DUC dOran) et les membres de son service pour

mavoir offert de leur temps ainsi que de trs prcieux renseignements.

Merci Mr Benzeguir Amar (Directeur Gnral de lABH Oranie-Chott Ech Chergui) et Mr

Dakiche Ali (Directeur rgional Ouest de lANRH) pour mavoir ouvert leurs archives et pour

lintrt quils ont port mon travail tout en me faisant part de leur exprience.

Jai une pense toute particulire envers mon ami Abbes Snouci, avec qui jai dcouvert la

communaut des architectes dAlgrie. Grce cette communaut, jai pu consulter un

nombre impressionnant de publications pluridisciplinaires anciennes et rcentes, nationales et

internationales. Les discussions que nous avons eues, diffrents moments, nont pas manqu

de mouvrir les yeux sur les angoisses et les dlires de cette communaut.


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Remerciements

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Merci mon ami Bengoufa Sid Ahmed (Gnie-Forage, entreprise de ralisation de forage)

pour mavoir, par amour de la gologie, permis de consulter les ouvrages de son inestimable

collection scientifique.

Merci mes amis Bezza Yacine et Hadj Mohammed du bureau dtudes CAGEP pour leur

ouverture desprit, leur disponibilit, leur patience et leur professionnalisme.

Merci Bouabdelli Sahraoui (ANRH/Oran), Belhadj Houari (ANRH/Oran) et Tahrour

Houari, amoureux des grands espaces ou des grasses matines, davoir t mes compagnons

de terrain.

Un grand merci mes collgues du Magister risques naturels lIST/Oran : Serradj Amira

(ptrogaphe), Abbes Snouci (doctorant en architecture et hydrogologue), Zaagan Mansour

Kennan Youcef, Mahfoudi (sdimentologues) et Salhi Abdellah (hydrogologue), avec qui

nous avons beaucoup chang sur les paradigmes de nos diffrentes spcialits.

Malgr quelques moments un peu difficiles, jai toujours eu beaucoup de plaisir travaillerdans une ambiance chaleureuse avec Djebbari Fatima, Mariem Abed, Sebaa Nawel, Mdioni

Lamia Achachi Abdelhamid, Benabid Salim, Benali Amar Djilali, Djeraba Mohamed,

Hammoum Abdelhamid, Hadj Khouane, Mahidi Mohammed, Matar Said, Sidiyakoub

Abdelouahab et Sekkal Habib.

Un merci tout particulier mon oncle Driss pour ses encouragements tout au long de ce

travail.

Pour finir, un merci plus grand que tout mes parents, mes surs, mes frres et ma petite

famille qui mont accompagn, soutenu, support et qui ont partag mes moments de joies et

de doute.

Encore merci vous tous.


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Table des matires & listes des figures et tableaux

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Table des matiresRsum 18Introduction gnrale.19

Chapitre 1 :

GENERALITES : HISTOIRE PALEOGEOGRAPHIQUE DE LA PROVINCEMEDITERRANEENNE.. 21

1.1. Histoire gologique pri tthysienne 22

1.2. La cinmatique des plaques (convergence Afrique Eurasie). 34

1.3. Structurale rgionale. 39

1.3.1. Cadre structural de la mditerrane occidentale ..39

1.3.1.1. Le domaine saharien... 39

1.3.1.2. Le domaine atlasique.. 39

1.3.1.3. Le domaine des Hautes Plaines steppiques 39

1.3.1.4. Le domaine tello-rifain... 39

1.3.1.5. Le domaine occidental : La plaque Alboran et bloc rifain .40

1.3.1.6. Le couloir Nekor Melilla..401.4. Cadre structural de la marge nord algrienne43

1.4.1. Structure crustale .44

1.4.2. Structure lithosphrique... 45

1.4.3. Structure mantellique ...46

1.4.4. Mcanismes lithosphriques Influenant la dformation de la marge,.47

1.4.4.1. Carte des anomalies l'air libre ..47

1.4.4.2. Carte des anomalies isostatiques pour la marge algrienne.48

1.4.5. Modle structural de la marge algrienne ....48

Chapitre 2 :

CADRE STRUCTURAL DU LITTORAL ORANAIS51

2.1. Gologie rgionale ...52

2.1.1. Gologie des structures terre .52

2.1.1.1. Cadre gologique gnral du littoral oranais ...52

2.1.1.2. Cadre lithostratigraphique du littoral oranais...54

2.1.1.2.1. Les formations ant synchro nappes ..54

2.1.1.2.1.1. Palozoque.54

2.1.1.2.1.2. Secondaire..54

2.1.1.2.2. La couverture cnozoique..55

2.1.1.2.2.1. Le Miocne.55

2.1.1.2.2.2. Le Pliocne.55

2.1.1.2.2.3. Le Quaternaire552.1.1.3. Cadre gologique local.56

2.1.2. Gologie des structures en domaine marin...80

2.1.2.1. Stratigraphie du domaine marin...80

2.1.2.1.1. Plateau continental.80

2.1.2.1.2. Pente et plaine abyssale.80

2.1.2.1.3. Bassin profond algrien.84

2.1.2.1.4. Le socle..85

2.1.2.1.5. La pile stratigraphique...85

2.1.2.1.5.1. Un niveau infra-salifre..85

2.1.2.1.5.2. Un niveau vaporitique et salifre messinien.85

2.1.2.1.5.3. La pile sdimentaire plio-quaternaire.852.1.2.2. Les processus sdimentaires identifis dans la zone dOran...86


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2.1.3. Palogographie du littoral Oranais..............88

2.1.3.1. Premier cycle (PI).88

2.1.3.1.1. Stade PIA...88

2.1.3.1.2. Stade palogographique PIB89

2.1.3.2. Deuxime cycle (PII)...90

2.1.3.2.1. Stade palogographique PII A.902.1.3.2.2. Stade palogographique PII B.92

2.2. Structurale locale...93

2.2.1. Structurale locale terre...93

2.2.1.1. Morphostructures de soulvement...93

2.2.1.1.1. Morphostructure du Murdjadjo.93

2.2.1.1.2 Morphostructure dArzew.98

2.2.1.2. Morphostructures denfoncement..100

2.2.1.2.1. Les plateaux dOran100

2.2.1.2.2. La plaine des Andalouses102

2.2.1.2.3. La dpression Mlta-Habra.104

2.2.1.3. Les accidents majeurs terre.1052.2.1.3.1. Direction N10- N30 E..105

2.2.1.3.2. Direction N50-N70 E...105

2.2.1.3.3. Direction E-W et N140E105

2.2.2. Structurale marine de la zone d'Oran..107

2.3. Relation entre les structures terre et en mer..107

2.4. Conclusion...112

Chapitre 3 :TECTONIQUE & NEOTECTONIQUE.114

3.1. Cadre tectonique..115

3.1.1. Les phases tectoniques de lOranie115

3.1.1.1. Phase Infra-Crtace..115

3.1.1.2. Premire phase alpine115

3.1.1.3. Deuxime phase alpine..115

3.1.1.4. Transtension pendant le premier cycle sdimentaire poste

nappe (Serravalien Tortonien)...115

3.1.1.5. Transpression au cours du deuxime cycles poste nappe

(Tortonien suprieur- Messnien)...115

3.1.1.6. Transtension au cours du Pliocne et Plio-Plistocne infrieur...115

3.1.1.7. Transpression au cours du plistocne moyen lactuel...116

3.1.2. Les marqueurs de la dformation..116

3.1.2.1. Les dformations terre..116

3.1.2.1.1. Les principaux accidents.116

3.1.2.1.1.1. Accident de Kristel.116

3.1.2.1.1.2. Accident Ain Franin-Arbal.117

3.1.2.1.1.3. Accident de Ras El Ain - Chteau Neuf 117

3.1.2.1.1.4. Accident de Murdjadjo...117

3.1.2.1.1.5. La faille de Bousfer (F3).119

3.1.2.1.1.6. La faille de la Sebkha Nord (faille dOran) (F4)119

3.1.2.1.1.7. La faille de la Sebkha Sud (F5)..120


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3.1.2.1.2. Diaclases et fractures..122

3.1.2.1.2.1. Les Diaclases.132

3.1.2.1.2.1. Plissement local des couches...132

3.1.2.1.2.2. Prs des failles normales (rgime distensif).133

3.1.2.1.2.2. Les fractures cisaillantes134

3.1.2.2. Dformation en mer ..135

3.1.2.2.1. La faille active offshore de Yusuf...136

3.1.2.2.2. La faille suppose active Offshore F1.136

3.2. Cadre microtectonique.138

3.2.1. Tectonique cassante...138

3.2.1.1. Site de Mers El Kbir (Djebel Santon)..138

3.2.1.2. Site de la Calre dOran (Oran Ouest)...139

3.2.1.3. Site de la Frange maritime Oran Est (Seddikia)140

3.2.1.4. Site de la Frange maritime Oran Est (Les Genets)142

3.2.1.5. Site dAin Franin (montagne des lions)143

3.2.1.6. Site de Kristel1453.2.1.6.1. Dcrochement de Kristel...145

3.2.1.6.2. Les fibres de gypse des fentes de tension..147

3.2.1.7. Site du Ravin Blanc (carrire)...148

3.2.1.8. Site Passerelle de lHtel Sheraton149

3.2.1.9. Les failles normales inventories le long de la frange maritime Est 150

3.2.1.10. Essai de synthse structurale152

3.2.2. Tectonique souple..157

3.3. Notectonique en Oranie.160

3.4. Conclusion...167

Chapitre 4 :SEISMOTECTONIQUE & ALEA SISMIQUE 170

4.1. Gnralits...171

4.1.1. Sismicit historique de lAlgrie du Nord..171

4.1.2. Sismicit historique de lOranie..174

4.1.3. Sismicit instrumentale de lOranie176

4.1.4. Caractristiques de la sismicit...178

4.1.4.1. Sismicit actuelle de la rgion Ibro-Maghrbine178

4.1.4.2. Sismicit actuelle dans lOranie...184

4.2. Sismotectonique.188

4.2.1. Aperu gneral..1884.2.2. Sismotectonique rgionale..188

4.2.2. 1. Mesta oranaise..188

4.2.2. 2. Zone Tellienne..188

4.2.2. 3. Moyen Atlas..189

4.2.2. 4. Zone rifaine...189

4.2.2. 5. Bassin algrien..189

4.2.2. 6. Zone Sub-Btique Balares189

4.2.2.7. Le couloir Nekor-Melilla189

4.2.2.8. Sous plaque Alboran...189

4.2.3. Sismotectonique locale190

4.2.3.1. Massifs ctiers et Tell mridional..1914.2.3.2. Dpression Mleta-Habra.191


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6

4.2.3.3. Bassin du Bas Chlif..191

4.2.3.4. Massif des Bni-Chougrane...191

4.2.3.5. Sillon sud tellien.191

4.2.3.6. Chane orientale des horsts.191

4.2.3.7. Bordure du bassin nord algrien.191

4.2.4. Conclusion.191

4.3. Ala sismique.195

4.3.1. Ala sismique de lAlgrie du Nord195

4.3.1.1. Carte des intensits maximales observes..195

4.3.1.2. Carte des intensits maximales calcules (ICM)197

4.3.1.3. Parametres du mouvement du sol en Algrie du Nord..198

4.3.2. Ala sismique local.199

4.3.2.1. Approche probabiliste199

4.3.2.2. Approche dterministe201

4.3.3. Conclusion.202

Chapitre 5LA MORPHOLOGIQUE ACTUELLE :

RESULTAT DE LA SYNERGIE NATURELLE 203

5.1. Cadre morphologique de la rgion dOran terre...204

5.1.1. Aperu gnral204

5.1.2. Pente et altitude des terrains205

5.1.2.1. Indice des pentes..205

5.1.2.2. Altitude des terrains 206

5.2. Morphologie sous-marine de la marge algrienne...207

5.3. Mouvements de terrain.210

5.3.1. Instabilits terre210

5.3.1.1. Gnralits sur les mouvements de terrain..210

5.3.1.2. Classification des causes des mouvements de terrain..211

5.3.1.2.1. Classification de Flageolet... 211

5.3.1.2.2. Classification de Gervreau212

5.3.1.3. Morphologie et dynamique des mouvements de terrain..213

5.3.1.3.1. Chutes, croulements et basculements..214

5.3.1.3.2. Les glissements de terrain.216

5.3.1.3.2.1. Les glissements rotationels.2165.3.1.3.2.2. Les glissements plans ou translationnels222

5.3.1.3.2.3. Les glissements quelconques..223

5.3.1.3.3. Les affaissements et effondrements..227

5.3.1.3.4. Le fluage230

5.3.1.3.5. Les coules et les avalanches

(de dbris, de boue, de blocs, de terre).230

5.3.1.4. Cinmatique.233

5.3.1.4.1. Origine des glissements de terrain233

5.3.1.4.1.1. La pesanteur233

5.3.1.4.1.2. La loi de comportement du matriau susceptible de

glisser...2335.3.1.4.1.3. Les conditions aux limites..233


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5.3.1.4.2. Gense des glissements de terrain.234

5.3.1.4.2.1. Les facteurs de prparation.236

5.3.1.4.2.1.1. Facteurs gologiques...236

5.3.1.4.2.1.2. Facteurs gomorphologiques ..241

5.3.1.4.2.1.3. Facteurs physiques ..241

5.3.1.4.2.1.4. Facteurs anthropiques .2435.3.1.4.2.2. Facteurs de prdisposition..243

5.3.1.4.2.3. Facteurs dclenchants.248

5.3.1.4.2.3.1. Rle des secousses sismiques248

5.3.1.4.2.3.2. Rle de leau249

5.3.1.5. Influence des htrognits sur la localisation et la

dimension des mouvements de terrain .251

5.3.2. Instabilits en mer...263

5.4. Evolution du littoral 264

5.5. Conclusion ..266

Conclusion gnrale..268


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Table des figures

Fig.1:Schma tectonique gnral de la Mditerrane Occidentale (Domzig, 2006: daprs Alvarez-Marron, 1999,

MediMap Group, 2005, et Gracia et al., 2006).

Fig.2:Enchanement des vnements du dbut du Msozoque l'poque actuelle.

Abbrviations : CSM: Crise de Salinit Messinienne, calc-alc.: calco-alcalin.

Fig.3:Histoire godynamique alpine : du rifting louverture ocanique _ Permo -Trias (daprs Marthaler,

2001).

Fig.4:Histoire godynamique alpine : du rifting louverture ocanique_Jurassique (daprs Marthaler, 2001).

Fig.5:Evolution godynamique - rifting au Lias infrieur - moyen (daprs Bouillin, 1986 ; Le Roy, 2004).

Fig.6:Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_110 Ma (Dercourt et al., 1986).



Fig.9:Histoire godynamique alpine : du rifting louverture ocanique_Eocne (daprs Marthaler, 2001).

Fig.10:Modle cinmatique de la structuration de la chane des Maghrbides, illustrant le scnario propos sur

une transversale allant de la marge des Balares jusqu la Plateforme saharienne (Vergs et Sbat, 1999 ; Frizon

de Lamotte et al., 2000).




Fig.14:Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_ Actuel (Dercourt et al., 1986).

Fig.15:Carte de lvolution palo-tectonique Mditerranenne (30 Ma), (Carminati et Doglioni, 2004).

Fig.16:Carte de lvolution palo-tectonique Mditerranenne (Prsent). (Carminati et Doglioni, 2004).

Fig.17:Configuration actuelle des plaques tectoniques Amrique du Nord, Amrique du Sud, Afrique et Eurasie ;

les nombres sur les dorsales indiquent les vitesses relatives entre les plaques ; les chiffres entours indiquent les

vitesses dans un rfrentiel li aux points chauds d'aprs Tarling [1982] et Trmpy [1985]; les chiffres dans les

Alpes taient ceux attendus avant que les mesures godsiques ne dbutent. D'aprs Mueller et Kahle, 1993.

Fig.18:Vitesses calcules par les modles NUVEL1A et Model 1 dans les Maghrbides.

Fig.19:Zone de la limite de plaque Afrique-Europe en Mditerrane Occidentale, et quantit de dformation dans

les zones sismiquement actives (en surbrillance) (Nocquet et

Calais, 2004). Les flches blanches indiquent le rgime de contrainte et les flches grises, la direction de

mouvement par rapport l'Europe stable.

Fig.20:Principaux rgimes cinmatiques et tectoniques de la limite de plaque Nubie-

Eurasie (Serpelloni et al., sous presse). Les vitesses de dformation sont exprimes en mm/an.

Fig.21:Mouvements de l'Afrique par rapport l'Eurasie le long de la limite de plaque

en Atlantique oriental et en Mditerrane occidentale d'aprs des donnes GPS (McClusky et

al., 2003). B.M: Btiques, A.S: Mer d'Alboran, R.M: Rif, S.G: Dtroit de Gibraltar, C.T: fossede Calabre, T.B: bassin tyrrhnien.


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Fig.22:Carte structurale de la Mditerrane occidentale (SOCOTEC, 1986)

Fig.23:Profil schmatique Nord-Sud (Profil 1 sur la fig. 22) (Daprs SOCOTEC, 1986)

Fig.24:Principales structures tectoniques actives en Mditerrane (Nocquet, 2002).

Fig.25:Carte de la profondeur du Moho (Panza, 1984).

Fig.26:Carte de l'paisseur lithosphrique obtenue partir de la dispersion des ondes sismiques de surface

(Panza, 1984). Les chiffres en gras indiquent les vitesses des ondes S dans la lithosphre (infrieure et

suprieure) ; les chiffres plus petits indiquent l'paisseur de la lithosphre.

Fig.27:Coupe tomographique du manteau suprieur travers le Massif Central, le bassin Algro-Provenal et

l'Atlas tellien (Spakman, 1990).

Fig.28 : Carte des anomalies lair libre de la marge algrienne partir des donnes mondiales drives de

laltimtrie satellitaire et des donnes MARADJA 2003 (Domzig, 2006).

Fig.29:Carte des anomalies isostatiques le long de la marge algrienne (Domzig, 2006)

Fig.30:Modle de densit utilis par Domzig (2006) pour le calcul des anomalies isostatiques.

Fig.31:Schma montrant la formation de failles noformes par rapport lancienne suture Zones Internes

Zones Externes pendage vers la mer. Les nouvelles failles inverses sont supposes enracines en profondeur

sur une faille traversant toute la crote et dcalant le Moho (Domzig, 2006).

Fig.32:Carte gologique du nord de lAfrique montrant les diffrentes units gologiques (Wildi, 1983 ; Domzig

et al.,2006 ).

Fig.33 : Gologie au 1/50.000 du secteur dtude (Extrait de Carte)

Fig.34:Formations du jurassique (photo du haut) en contact anormal avec le Cnozoque (photo du bas : marnes

vertes du miocne) au niveau du site de la Calre (Port dOran)

Fig.35:Plan dimplantation des sondages gotechniques raliss par le LTPO (SOCOTEC, 1986)

Fig.36:Profile 1 de direction N-S (SOCOTEC, 1986)




Fig.40:Profile DD de direction E-W (SOCOTEC, 1986)

Fig.41:Lumachelles pliocnes (Ravin Blanc)

Fig.42:Coupe gologique de Gambetta (Thomas, 1985)

Fig.43:Niveau stratification alternativement parallle et oblique surmonte par un sol rouge

Fig.44:Sable dunaire grsifi stratification oblique scell par une crote calcaire.

Fig.45:Schma du Ravin Blanc (A. Claire, 1958)

Fig.46:Surface drosion SP1 (site de la Carrire du Ravin Blanc)

Fig.47:Coupe gologique au niveau du lac de la carrire du Ravin Blanc (voir fig.45)

Fig.48:Marnes blanches du Miocne suprieur (Gauche: Aval du pont Zabana ; Droite: Tour de Zabana)


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Fig.49:Coupe gologique BB de direction N-S (Demena, 1944)

Fig.50:Coupes gologiques des fondations de limmeuble EGA du stade Ex. Turin Oran (Clair, 1952)

Fig.51:Affleurement dun banc de grs dur au niveau du Pont de la route du Port

Fig.52:Coupe gologique schmatique des deux piles du pont sur le prolongement de la nouvelle route du portvers le Ravin Blanc Oran. (Clair, 1959)

Fig.56:Contact anormal Miocne -Permotrias (Montagne des Lions)

Fig.57:Coupe gologique au niveau du petit port de Kristel (Thomas, 1985)

Fig.58:Sondage de la raffinerie (X=228.650, Y=286.450)

Fig.59:Le massif dunaire plistocne moyen et suprieur ( ?) spar en deux fois par le sol rouge (Bahia Center)

Fig.60:Coupe gologique dans la rgion du port de Kristel (Thomas, 1985)

Fig.61:Schma montrant la rpartition des sdiments sur le plateau continental algrien (Leclaire, 1970).

Fig.62:Carte des contours bathymtriques montrant la localisation de carottes disponibles dans la zone dAlger

(Mercator, WGS 1984).

Fig.63:Distribution des espces de foraminifres planctoniques et interprtation hydrologique et climatique dansla carotte C4 - Gomde 1 (daprs Leclaire, 1970).

Fig.64:Schma montrant la stratigraphie du Quaternaire en Mditerrane Occidentale (daprs Leclaire, 1970).

Fig.65: A : Plioquaternaire, B1 : vaporites suprieures, B2 : sel, B3 : vaporites infrieures, C : sries

infrasalifres.

Fig.66: Coupe sismique-rflexion - 6 traces montrant la stratigraphie sismique typique de la rgion. PQ: Plio-Quaternaire , UE: Evaporites suprieures , S: Sel Messinien, IM1 et IM2: Sries Infrasalifres , B:Socle

(Polymde II)

Fig.67:Carte des processus sdimentaires identifis dans la zone dOran (Domzig, 2006).

Fig.68:Palogographie du bassin du Bas Chlif occidental, Cycle PI : stade initial A (Tabianien infrieur),

(Thomas, 1985)

Fig.69:Palogographie du bassin du Bas Chlif occidental, Cycle PI : stade final B(Tabianien suprieur),

(Thomas, 1985)

Fig.70:Palogographie du bassin du Bas Chlif occidental, Cycle PII : stade initial A (Plaisancien et Calabrien),

(Thomas, 1985)

Fig.71:Palogographie du bassin du Bas Chlif occidental, Cycle PII : stade final B (Plistocne infrieur),

(Thomas, 1985)

Fig.72:Extrait de la Carte gologique de la rgion dOran (SOCOTEC, 1986)

Fig.73:Profile gologique 2A sur la fig.62, foss de Mers El Kebir (SOCOTEC, 1986)

Fig.74:Coupe gologique du Dj. Murdjadjo (daprs Joseph, 1987)

Fig.75:Profile gologique 1 sur la fig.62, foss dOran (SOCOTEC, 1986)

Fig.76:Inclinaison des calcaires miocnes du Murdjado vers le SE (Sebkha dOran), carrire

Kouchet el Djir


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Fig.77:Profile gologique 2B sur la fig.62, foss dOran (SOCOTEC, 1986)

Fig.78:Carte gologique de la rgion montrant la morphostructure dArzew (Fenet, 1974)

Fig.79:Formes plicatives et linamentaires du plateau dOran dduites du MNT (pas de 50m) (Traits noirs

discontinus : faille probable, losange : limite de la zone effondre)

Fig.80:Image des pentes du Murdjadjo et de la plaine des Andalouses, IFTENE et al.

Fig.81:Graben de lOued Sidi Hammadi (NW de la plaine Bousfer-les Andalouses)

Fig.82:La dpression Mlta Habra, MNT (pas de 50 m)

Fig.83:La trame structurale du bassin du Bas Chlif occidental (Thomas, 1985)

Fig.84:MNT ombr de la zone comportant des linaments, au large de Mostaganem.

a : localisation du profil Chirp en Figure86, b : localisation du profil 24-traces en fig. 87 (Domzig. 2006)

Fig.85:Extrait du profil Chirp 63 (localisation : Figure 75) (figure de Bernard Mercier de Lpinay, Geoazur

Sophia-Antipolis). Exagration verticale : 50. Les tranes blanches ou noires sont des artfacts (Domzig, 2006)

Fig.86:Profil (b sur Figure 85) sismique 24-traces n65 travers la paleo-zone transformante au large de

Mostaganem. E.V. :6. En vert : vaporites suprieures, en bleu : sdiments plio-quaternaires, en rouge : socle

acoustique (Domzig, 2006)

Fig.87:Schma structural trs simplifi de la mer dAlboran et du bassin ouest algrien, Domzig, 2006 (modifi

de Comas et al., 1999, Masana et al., 2004, Domzig et al., 2006, et Gracia et al.,2006). La flche indique la

direction de convergence, avec la vitesse de convergence approximative cette longitude.

Fig.88:Localisation de laccident dcrochant dextre de Kristel (Thomas, 1985)

Fig.89:Carte gologique de lOranie centrale . La lgende donne des informations sur lge des formations et des

structures (In Yelles-Chaouche et al , 2004).

Fig.90: Accident du Murdjadjo, chelle de la carte 1/10.000, (modifie daprs SOCOTEC, 1986)

Fig.91:Les accidents actifs de la rgion oranaise : (a) MNT, (b) structures actives.

Fig.92:Dnomination gologique des fractures en fonction de la cinmatique.

a) Diaclases (mouvement en ouverture uniquement) ; b) fractures cisaillantes dilatantes (en plus du mouvement

en ouverture on a un mouvement cisaillant) ; c) bandes de cisaillement (mouvement principalement cisaillant)

Fig.93:Les trois modes de propagation dune fissure.

Fig.94:Principaux types de diaclases rencontres laffleurement dfinis en fonction de leur persistance verticale

(Bazalgette, 2004).

Fig.95:Fracture traversant plusieurs bancs.

Fig.96:Fractures limites lpaisseur dun banc (les 2 photos du haut sont situes au contrebas de Seddikia sur

la route menant vers Takhira, la photo du bas a t prise au niveau chantier de Bahia Center)

Fig.97:Illustration schmatique des relations gomtriques et classifications des familles de diaclases observes

en plan. a) Systmatiques continues et orthogonales ; b) systmatiques continues et non orthogonales ; c)

Orthogonales, une continue systmatique prcoce, lautre discontinue (intersection en T) secondaire ; d) une

famille systmatique prcoce ; e) une famille systmatique continue prcoce, lautre non orthogonale discontinue

postrieure ; f ) Deux familles orthogonales discontinues ; h) Deux familles discontinues non orthogonales.


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Fig. 98 : les lignes blanches reprsentent une famille systmatique continue et orthogonale se surimposant une

autre famille continue systmatique prcoce, les lignes discontinues (intersection en T) tant secondaires. Leslignes bleues sont des fractures obliques faisant partie dun rseau systmatique continu et non orthogonal.

Fig. 99:Station de la Calre, Port dOran

Fig.100:Station du Ravin blanc, Nouvelle route du Port dOran

Fig.101:Station du Sidi Mhamed.

Fig.102:Station Contrebas des falaises de Canastel

Fig.103:Dissolution des parois calcaro-grseuses.

Fig.104:Diaclases au niveau des zones extrados et intrados dun pli (prs du pont Zabana)

Fig.105:Fractures cisaillantes affectant la dalle calabrienne proximit de Sidi Mhamed.

Fig.106:Fractures cisaillantes conjugues (flches convergentes : Compression, flches divergentes :extension)

enregistres par la dalle calabrienne (falaise dOran)

Fig.107:Carte bathymtrique ombre de la rgion dOran, avec les principales structures gologiques identifies

(dmes de sel, linaments, failles en dcrochement). Lignes noires paisses : position des profils sismiques 6

traces et 24 traces (profils 2 et 1 respectivement) somms et migrs en temps (exagration verticale = 4). En bas

droite : carte de pentes, calcule partir du MNT 50 m (la pente augmente du fonc au clair) (A. Domzig,2006).

Fig.108: a) Carte tectonique de la mditerrane occidentale b) Schma interprtatif du profile 3S bas sur les

donnes du forage 977 ( M.C. Comas et al, 1999) VB = Acoustic basement (roches volcaniques).

Fig.109:Trace des joints du site de Mers El Kebir (A. Tahri, 2003)

Fig.110: Rpartition du champ des contraintes triaxiales des discontinuits D3. Nadji et al (1996)

Fig.111:Site de la Calre

Fig. 112: Rpartition du champ des contraintes triaxiales des discontinuits D4 (Nadji et al.,1996)

Fig.113: Plan de faille inverse senestre des Genets dOran ( LTPO, 1995)

Fig. 114 : Rpartition du champ des contraintes triaxiales des discontinuits D2 (Nadji et al.,1996)

Fig.115: a) plan de faille normale des Genets, b) striation verticale.

Fig. 116: Rpartition du champ des contraintes triaxiales des discontinuits D2 (LTPO, 1995)

Fig.117: a) Miroir de faille inverse senestre, b) stries verticales sur le bloc fixe (A. Tahri, 2003)

Fig. 118 : Rpartition du champ des contraintes triaxiales des discontinuits D1 ( Tahiri, 2003)

Fig.119:Miroir de la faille dcrochante dextre de Kristel (cartographie par Thomas en 1985).

Fig.120: a et b : Striation et ancrures pitch horizontal, c : inclusions cisailles

Fig.121: Le plan bissecteur est de 163 10 (Thomas, 1985).

Fig.122:Les fibres de gypse des fentes de tension dans les formations du Miocne.

Fig.123: Le plan bissecteur est de 145 E 10 (Thomas, 1985).

Fig.124: Les failles affectants le Miocne suprieur - Pliocne basal (carrire du ravin Blanc)


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Fig. 125: Rpartition du champ des contraintes triaxiales ( carrire )

Fig.126:Failles inverses affectant les couches sablo grseuses du Plio-Quaternaire

Fig. 127 : Rpartition du champ des contraintes triaxiales htel Sheraton

Fig.128:Les plans des cinq (5) failles normales sectionnes et affectant les parois de la falaise dOran Est, leshachures reprsentent le plan de faille, la flche noire la direction du dplacement du toit de la faille

Fig. 129: Rpartition du champ des contraintes triaxiales failles normales

Fig. 130: Distribution spatiale du champ de contrainte le long du littoral dOran

Fig.131:La sdimentation joue un rle lors de la tectonique polyphase.[1] forte influence lorsque la

sdimentation sur les structures ractives est faible, (2) linfluence est plus diffuse si lpaisseur des sdiments

augmente ou si les roches sont comptentes ;(3) linfluence disparat au dessus dun niveau de dcollement.

Fig.132:Origine cinmatique des failles de croissance

Fig.133:Pli des Genets, LTPO (1995).

Fig.134:Pli conique. Photo suprieure (LTPO, 1995), la photo infrieure (2007)

Fig.135:Les deux sortes de dispositions priclinales :a= terminaison conique d'une antiforme; b = ennoiementd'une antiforme cylindrique, sous la surface du sol, ici horizontale (H).

Fig.136:Canevas de Schmidt (LTPO, 1995)

Fig.137:Ondulations affectant les formations plioquaternaires

Fig.138:Schma explicatif montrant le jeu diffrentiel des horsts du socle de la ride littorale (Joseph, 1979)

Fig.139:Carte de la fracturation dduite partir du chevelu hydrographique parcourant le massif du Murdjadjo

Fig.140:Carte de la fracturation dduite partir du chevelu hydrographique du plateau dOran

Fig. 141: Les traits discontinus reprsentent des plans de failles probables (les falaises du Ravin Blanc avant les

travaux damnagement, 1870). Entre les deux plans, un petit glissement est visible (flche : sens du

mouvement).

Fig.142:Carte de la fracturation dduite partir du chevelu hydrographique parcourant le massif dArzew

Fig.143:Carte des sous bassins versants hydrologiques du plateau dOran

Fig.143 bis : superposition de la carte structurale sur la pizomtrie du plateau dOran

Fig.144:Extrait de la carte isosiste du sisme du 09/10/1790 (Ambraseys, 1982)

Fig.145:Extrait de la carte isosiste du sisme du 12/12/1959 (Benhallou et Roussel, 1971)

Fig.146:Localisation des stations sismiques dans la rgion Ibro - Maghrbine

Fig.147:Statistique sur des donnes de la rgion dOran 1920-1993 (CRAAG).

Fig.148:Sismicit de la rgion ibro maghrbine (ME2i, GEOMATRIX Consultants Inc et Tti Production, 2003).

Fig.149:Activit sismique intermdiaire (30 < h < 150 km) pour la rgion Ibro-Maghrbine. La priode

reprsente est 1965-1985 et les magnitudes >3.5, (Buforn et al, 1994). C = Cadiz; M = Malaga; Gr = Granada(Instituto Geogrfifico Nacional, Seismicity Data File, Spain),


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Fig.150:Coupe transversale verticale de la surface jusqu 150 km correspondant au profile AA' de la Fig. 149(Instituto Geogrfifico Nacional, Seismicity Data File, Spain), (Buforn et al, 1994).

Fig.151:Coupe transversale verticale de la surface jusqu 150 km correspondant au profileBB'' de la Fig. 149

(Instituto Geogrfifico Nacional, Seismicity Data File, Spain), (Buforn et al, 1994).

Fig.152:Solution des plans de failles des sismes de la rgion lbro -Maghrbine. (Buforn et al, 1994). Lesnumros se rfrent aux sismes. Les diagrammes reprsentent les hmisphres sud de la sphre focale avec des

cadrans assombris pour la compression et blancs pour les dilatations.

Fig.153:Mcanismes au foyer des principaux sismes instrumentaux du Maghreb (ANSS, NEIC, CRAAG)

Fig.154:Carte de localisation du sisme dOran du 06/06/2008

Fig.155:Glissement dclench par le sisme dOran du 06/06/2008, au contrebas de Canastel

Fig.156:Carte de localisation du sisme dOran du 24/07/2008

Fig.157:Solution du plan de faille du sisme 06/06/2008 (IGN, 2008).

Fig.158:Carte sismotectonique de la Mditerrane occidentale, SOCOTEC (1985).

Fig.159:Carte sismotectonique locale (Echelle de la carte 1/1.000.000), SOCOTEC EXPORT (1985).

Fig.160:Carte des intensits maximales observes (Roussel, 1973).

Fig.161:Carte des Intensits Maximales Observes (modifie par Bezzeghoud et al., 1996).

Fig.162:Carte des Intensits Maximales Calcules (IMC), (Boughacha et al 2000)

Fig.163:Carte d'ala sismique (CRAAG) produite avant le sisme de Boumerds.

Rsultat obtenu en terme de PGA avec 10% de probabilits de dpassement en 50 an (priode de retour de 475

ans), P.G.A. : Peak ground acceleration .

Fig.164:Carte dala sismique pour la priode de retour T=50 ans

Fig.165:Carte dala sismique pour la priode de retour T= 200 ans

Fig.166:Carte dala sismique pour la priode de retour T= 500 ans

Fig.167:Carte morphologique de lAlgrie.

Fig.168: Carte des pentes de la Wilaya dOran

Fig.169: MNT tir de la carte topographique dOran lchelle 1/50.000

Fig. 170: Bathymtrie ombre (rsolution du DEM : 50 m ) avec courbes (toute les 400 m)de la zone dOran

(Domzig, 2006).

Fig.171: La carte des gradients de pente pour la zone dOran. Les valeurs sont en degr (Domzig, 2006).

Fig.172:Chutes de blocs

Fig.173:Ecroulement dun pan rocheux en formation (prs de Fernand ville).

Fig.174:Dbut dcroulement dun pan rocheux (voisinage de la pointe Canastel).


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Fig.175:Modle idalis dun slump montrant la varit et la distribution de diffrentes structures de dformation

interne (Martinsen, 1989).

Fig.176:Structure de dformation interne (faille inverse tardive). Flche noire paisse : sens du mouvement de

terrain

Fig.177: Glissements rotationels (failles listriques) au contrebas de la mutuelle Canastel

Fig.178 : Glissement et chute de blocs (cercle : tributaires lamont du glissement, flche noire:sens du

mouvement)

Fig.179:Un mouvement de terrain complexe de grande taille prs dAin Franin

Fig.180:Glissement rotationel dAin Franin (les rides dextension menacent des habitations)

Fig.181:Glissement secondaire fossile (stabilis)

Fig.182:Glissement rotationnel prs dAin Franin avec nid darrachement (Son dclenchement pourrait tre li

au dcrochement Arbal-Ain Franin)

Trait en pointill (blanc) : limites du glissement, Trait noir discontinu: ride dextension

Fig.183:Rides dextension plurimtriques au contrebas de la batterie de Canastel

Fig.184:Modle de la dsintgration initiale des sdiments montrant lapparition de rides dextension (Laberg et

Vorren, 2000).

Fig.185:Glissement plan au niveau de la Pointe de Canastel

Fig.186:Glissements quelconques au contrebas de lagglomration de Canastel (glissements et glissements

secondaires, glissements actifs et inactifs)

Fig.187:Glissements quelconques au N de Canastel (prs de la pointe de Canastel)

(Glissements et glissements secondaires actifs et inactifs)

Fig.188:Glissement au contrebas du Bahia Center

Fig.189:Glissement au contrebas du palais de Justice dEs Seddikia

Fig.190:Glissement prs des Genets

Fig.191:Glissements quelconques cot du premier canal des eaux uses sur la frange

Fig.192:Glissement dclench par lactivit anthropique (extraction du sable)

Fig.193:Glissement quelconque prs des Genets

Fig.194:Glissements dclenchs par lactivit anthropique (ex. sablire des Genets)

Fig.195:Affaissements

Fig.196:Effondrement au niveau du rivage (prs des Genets).

Fig.197:Carte des zones anomaliques, LTPO (1995)

Fig.198:Fluage des marnes miocnes la Calre (pcherie dOran)

Fig.199:Ecoulement de boue

Fig.200:Coule de dbris et de blocs.


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Fig.201:Coules de boues et de dbris imbriques les unes sur les autres

Fig.202:Coules de dbris et de terre le long du chemin menant aux Genets.

Fig.203:Coules de dbris, de boue et de terre.

Fig.204:Coules de dbris, de boue et de blocs au contrebas de Sidi MHamed ( lEst du port dOran)

Fig.205:Dbris et blocs.

Fig.206:Coule de sable (Pliocne) au contrebas du front de mer de Canastel

Fig.207:Gense dun glissement de terrain par un graphique montrant les vitesses de dplacement du versant en

fonction du temps (In pollet, 2004)

Fig.208:Essai de cisaillement court terme (non drain et non consolid)

Fig.209:Essai lOedomtre

Fig.210:Carte pizomtrque de la rgion dOran (Joseph, 1979 )

Fig.211:Effets de lrosion torrentielle sur la morphologie su sol (accentuation de la pente, escarpement,

ravinement rgressif.)

Fig.212:Evolution des pluies- station dOran - srie 1905-2005 (ANRH)

Fig.213:Suppressions partielles de la bute en pied de talus ( cercle noir : zone dexcavation de sables et grs)

Fig.214:Coupe go-lectrique AA de direction W-E

Fig.215:Coupe go-lectrique BB de direction W-E

Fig.216:Coupe go-lectrique CC de direction W-E

Fig.217:Schma structural (minute) de la frange maritime Est, projet -1ere tranche ( LTPO, 1995).

Fig.218:Glissement de terrain dclench par le sisme dOran du 06/06/2008 (Mw=5.6)

Fig.219:Modification de la contrainte intergranulaire (Desvarreux, 1970).

Fig.220:Dveloppement d'une dstabilisation profonde, selon Feda (1973), a fentes de tension, b- plans de

cisaillement, c- zone de cisaillement avec comportement contractant.

Fig.221:Exprience 1. Modle avec parties homognes, gm= 500 m/s.a) Rsultat exprimental, b) coupe

verticale du modle (Bachmann, 2006).

Fig.222:Exprience 2. a) exprience avec des failles prexistantes (lignes discontinues) traversant tout le

modle de la surface la base et plongeant avec un angle=60 et c = 4500 Pa (Bashmann, 2006), b)

exprience avec des failles prexistantes (ligne discontinue) traversant entirement le modle de la surface la

base et plongement avec un angle=30 et c = 5300 Pa. (Bashmann, 2006)

Fig.223:Exprience 3, c = 4000 Pa. Modle avec une zone faible superficielle localement plane, circulaire et

parallle la surface de pente. (b) Aprs 100 pas d acclration (Bashmann, 2006)

Fig.224:Exprience 2. Modles avec des failles prexistences de grande chelle (Bashmann, 2006), Les

fractures sont perpendiculaire la surface de pente et recoupent la surface de pente avec diffrentes orientations :

a) Plongement des fractures parallle la pente, b) Fractures horizontales, c) Fractures obliques.


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Fig.225:Exprience 4. Modle contenant la fois une zone de faiblesse locale subparallle la surface de pente

et des fractures diffremment orientes perpendiculaires la pente, gm= 250 m/s (Bashmann, 2006) . a)Fractures avec des traces de surfaces horizontales, b) Fractures verticales, c) Fractures obliques.

Fig.226:Failles hypothtiques dduites de lanalyse de la forme des masses glisses (Au contrebas de Canastel)

Trait noir : failles subverticales N90 100E

Fig.227:Failles hypothtiques dduites de lanalyse de la forme des masses glisses (SW de la pointe Canastel),Trait en tir blanc : failles N80 N90E, Trait en tir noir : failles N110 N140E

Fig.228:Failles hypothtiques dduites de lanalyse de la forme des masses glisses ( Partie Ouest dAin Franin),

Direction des failles : N80 N90E et N140 N145E

Fig.229:Failles hypothtiques dduites de lanalyse de la forme des masses glisses (Rgion dAin Franin),

Directions des failles : N40 N50E et N140 N140E

Fig.230:Exprience 24 : Coupe verticale dun modle fractur compos de deux couches dpaisseur diffrentes

: 1cm (a) et 2cm (b). Le couplage entre les couches est maximal 1 = 1, 5 MPa; 3 = 0, 43 MPa; d = 1, 36

mm (C. Jorand, 2007)

Fig.231 Exprience 27 : Coupe verticale des modles fracturs : H = 1 cm. 1 = 1, 5 MPa; 2 = 0, 55 MPa; 3

= const = 0, 45 MPa. (a) d = 0, 32 mm; (b)d = 0, 78 mm; (c)d = 1, 36 mm.

Fig.232:Carte de localisation des dpts provenant des mouvements de masse rcents sur la marge algrienne

(Domzig, 2006). Donnes pour la rgion dAlger: Gaullieret al., 2004.

Fig.233:Schma montrant la propagation des surfaces de rupture (Torres, 1995 ; Mulder et Cochonat, 1996).

Fig.234:Propagation des surfaces de rupture au niveau de la frange maritime dOran.

Liste des tableaux

Tableau n1:Mesures microtectoniques relatives la rgion dOran.

Tableau n2:Sismicit historique (CRAAG, Roussel, Ambrasey,)

Tableau n3:Principaux sismes historiques de lOranie (I VII)

Tableau n4:Coordonnes Hypocentrales des sismes de la rgion Ibro-Maghrbine.

Tableau n5:valuation dterministe de lacclration horizontale maximale (g) :

Tableau n6:Les surfaces de sparation avec le substratum (Millies-lacroix, 1981)

Tableau n7:Tableau des causes directes de mouvements de versant (Flageolet, 1989).

Tableau n8:Causes de rupture de glissements de terrain (Gervreau, 1991).

Tableau n9:Vitesses des mouvements de terrain (Varnes, 1978 et Crozier, 1986).ER: extrmement rapide, TR: trs rapide, R: rapide, M: modr, L: lent, TL: trs lent, EL:extrmement lent.

Tableau n10 : Analyse physicochimique des eaux souterraines de la frange maritime dOran

Tableau 11:Causes dinitiation des glissements gravitaires (Hampton et al., 1996).


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Rsum

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Mise en vidence des phnomnes dynamiques contrlant le littoral oranais (de la Calre lapointe de Canastel) : tape fondamentale pour une cartographie des risques gologiques.

Rsum

Ce mmoire vise, tout dabord, identifier les phnomnes dynamiques qui contrlent le littoraloranais, de la Calre la pointe de Canastel. Cet espace, prsentant un fort hritage structural, a subiune histoire godynamique complexe. Afin de caractriser le style tectonique prvalant dans la rgion,la dimension de ses structures, leur fonctionnement, ainsi que linfluence potentielle de son hritagegologique, on sest bas sur une dmarche qui sappuie principalement sur lanalyse morpho-structurale, microtectonique et sismo-tectonique du secteur dtude. L'enjeu de la comprhension deces phnomnes savre important, tant du point de vue de la gologie structurale ou de lagomorphologie que de celui de la prvention des risques naturels.

Dans cette rgion, la dformation tectonique est lexpression de la convergence des deux plaquesAfricaine et Eurasiatique. Le long de la marge ouest algrienne, on trouve une portion de margerectiligne et abrupte sur plus de 100 km sur la pente l'Est d'Oran, interprte comme la trace de la

migration, au Miocne, du bloc Alboran vers l'Ouest, et une zone d'activit dcrochante dextrepotentiellement active l'Ouest d'Oran. Au niveau de la pente et sur le plateau continental, la sismicitest gnre par des accidents qui se prolongent parfois terre. Sur le continent, la sismicit sexprimesurtout le long des bordures des bassins nognes qui longent la cte. Ces bassins se dforment endonnant des structures plicatives (synclinaux, anticlinaux) et parfois cassantes (plifailles, faillesinverses, chevauchements) orientes NESW NNESSW. Ces dernires sont le plus souvent lorigine des violents tremblements de terre superficiels que connat la rgion. En plus, la tectoniquecassante concentre les instabilits sdimentaires prfrentiellement au niveau des escarpements,remodle la morphologie par la cration de bassins perchs sur la pente et dvie les cours deau et lespetites ravines. Des perturbations morphologiques sont galement engendres par la croissance desplis.

Pour ces raisons, les mouvements de terrains observs au niveau de la frange maritime dOran- Est,ont t considrs, par plusieurs auteurs, comme la consquence directe de la sismicit rgionale et dessoulvements affectant le littoral. Cependant, lanalyse morphologique de ces mouvements de terrain amontr que leur mise en mouvement est gnralement conscutive au vieillissement dun massif desols ou de roches favoris par linteraction entre les phnomnes combinant la fois les effets cumulsde lrosion, de la fracturation, du travail corrosif de leau, de la nature du sol, de la pesanteur et dessecousses sismiques. Il ressort des modles physiques que les htrognits parallles la pente ontla plus grande influence sur la localisation des dstabilisations gravitaires. Les fracturesperpendiculaires la surface de la pente n'ont, quant elles, pas d'effet aidant la dstabilisation alorsque les fractures verticales limitent latralement les units et les fractures obliques guident la directiondu glissement. Lapplication de ces constatations aux diffrentes formes gomtriques cres par lesmasses glisses, a permis de mettre en vidence des failles hypothtiques. Laccroissement du nombre

de ces failles hypothtiques en direction du glissement de Ain Franin laisse penser, daprs lesmodles mcaniques, quau niveau du glissement dAin Franin nous avons affaire un bloc mobilepouvant correspondre la transformante Arbal-Ain Franin. Les mouvements gravitaires peuvent,donc, tre lorigine des failles normales observes au contrebas des falaises dOran.

Parmi les types de risques naturels, ceux spcifiques Oran relvent des contextes gomorphologiquespropres au littoral mditerranen. la contrainte topographique (bande ctire ravine et pentue)sajoute la prsence de failles actives, les mouvements de terrain, le ruissellement superficiel etsouterrain des eaux, lrosion et les secousses sismiques.

Mots clefs : littoral oranais, marge algrienne, phnomnes dynamiques, convergence, diaclases,

fractures, plissement, microtectonique, notectonique, sismotectonique, ala sismique,morphostructurale, mouvements de terrain, facteurs dclenchants, Hydrogologie, Hydrochimie.


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Introduction gnrale

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Introduction gnrale

La rgion dOran est caractrise par une frange abrupte et ravine suivie dun plateau qui

culmine vers 110 mtres. Ses caractristiques gologiques, tectoniques, hydrologiques,

hydrogologiques et mtorologiques forment un systme physique complexe o le risque de

catastrophes naturelles est omniprsent.

Au cours de son histoire, le littoral algrien a connu des sismes des plus violents, voire des

plus meurtriers et cest grce aux tudes de sismicit historique que diffrents catalogues de

sismicit et diffrentes cartes (cartes de sismicit, dintensit maximale, de sismotectonique

et dala sismique) ont pu tre labors. La cartographie des vnements historiques, la

surveillance sismique, ainsi que les diffrentes investigations de terrain, menes aprs

loccurrence des sismes importants qui ont touch lAlgrie du Nord, ont permis la collecte

dimportantes indications sur lactivit sismique et la localisation des rgions sismognes.

Par rapport aux sismes, les mouvements de terrain sont trs varis, par leur nature

(glissements de terrains, boulements rocheux, coules de boues, effondrements de videssouterrains, affaissements, gonflement ou retrait des sols, ...) et par leur dimension (de

quelques mtres cubes plusieurs dizaines de millions de mtres cubes). Leur rpartition

spatiale, assez diffuse, est guide par l'environnement physique c'est--dire la topographie

(rgions montagneuses, rgions relief plus modr), lhydrogologie (sens dcoulement,

transport hydraulique souterrain,) et la gologie (nature et fracturation des formations

affleurantes, rgions rosion ctire, rgions de dissolution karstique). Leur occurrence

est trs marque par les variations climatiques (priodes de fortes pluies, fonte des neiges,

scheresse) mais peut aussi tre lie aux contrecoups de sismes ou encore consquences

d'interventions humaines. Leur dynamique rpond naturellement aux lois de la mcanique.

La recherche des facteurs dfavorables (gologiques, morphologiques, etc.) et lidentification

des indices de mouvement ou d'instabilit (fractures ouvertes, blocs ou masses rocheuses

dchausss, petits chenaux, sous-cavages, surplombs, ...), dans notre secteur dtude, se sont

bases sur les informations gologiques de base, les renseignements historiques sur les

vnements passs, les observations de terrain et les photographies ariennes (images google

earth).

Si certains grands phnomnes sont biens connus Oran, il n'est pas certain que tous soient

rpertoris. Raliser un inventaire exhaustif de l'ensemble de ces phnomnes quils soient

potentiels, actifs ou historiques tait devenu un acte ncessaire. Notre inventaire sintressera

en premier lieu lidentification, la localisation et la caractrisation des phnomnesdynamiques affectant la rgion en question.

Pour atteindre cet objectif, nous avons jug utile de traiter la problmatique partir de

l'analyse des phnomnes d'origine gologique (sismicit active) et godynamique

(tectonique, mouvements de terrain).

Cette dmarche constituera une tape fondamentale pour la cartographie des risques

gologiques ncessaire un amnagement du territoire, tenant compte de la prvention des

catastrophes naturelles.


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Introduction gnrale

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Ce mmoire comporte cinq chapitres :

Le premier chapitre a t consacr dune part lvolution godynamique de la zone dtudedans le contexte de l'histoire de la convergence Afrique-Eurasie en tenant compte de leur

cinmatique. Dautre part, le cadre structural de la Mditerrane occidentale, ainsi que les

diffrents aspects de la marge nord algrienne ont t prciss.

Le deuxime chapitre vise la prsentation de la zone dtude travers ses composantesgologiques terrestres et marines, locales et rgionales et la discussion de la relation

ventuelle qui peut exister entre les structures terre et celles en mer.

Le troisime chapitre sintresse au contexte tectonique, microtectonique et notectoniquedu secteur tudi. Il essaye de prciser et lvolution des lments structuraux majeurs et la

nature des mouvements tectoniques ayant structurs cette partie du littoral algrien. Ces

lments fournissent les hypothses de base pour la localisation des sismes potentiels et

lestimation de leur intensit maximale.

Lequatrime chapitre aborde les particularits des sismes qui frappent la rgion dOran,

examine les correspondances qui se dgagent entre traits structuraux (failles, chevauchement,

plis) et activit sismique (picentres des sismes connus, magnitudes, profondeur

focale,), dlimite les provinces et les caractrise en fonction de la spcificit de leur activit

sismique. Ces approches sont dune importance capitale pour lvaluation de lala

sismique Oran.

Lecinquime chapitre analyse la morphologie des instabilits affectant les falaises dOran-Est. La dmarche suivie pour lidentification des mcanismes et des processus qui les

gnrent a rvl que, en plus de la gravit, les mouvements gravitaires sont influencs

par des paramtres divers, depuis la structure gologique (lithologie, anisotropie, failles), les

paramtres climatiques (prcipitations), lcoulement souterrain ou encore le champ des

contraintes tectoniques, les sollicitations sismiques ou le rquilibrage isostatique.

Par ailleurs, lapplication, notre secteur dtude, des justifications avances pour la

validation des modlisations physiques ralises par Bashmann, a permis, malgr la

couverture quaternaire et lrosion, de dvoiler au grand jour lexistence probable dun rseau

de fractures trs complexe. Ce type de rseau, dduit thoriquement partir de la forme des

glissements, rvlerait, la lumire des modles exprimentaux de Jorand, que le glissement

dAin Franin conciderait avec une bordure mobile.


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Chapitre 1 Gnralits

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Chapitre 1

HISTOIRE PALEOGEOGRAPHIQUE DE

LA PROVINCE MEDITERRANEENNE


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Chapitre 1 Gnralits

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1.1. Histoire gologique pri tthysienneLa zone dtude, stendant de la pointe de Canastel jusquau port dOran, appartient au

littoral oranais lui-mme partie intgrante de la marge algrienne. Cette dernire, situe au

Nord de lAfrique, dans le bassin de la Mditerrane Occidentale, est limite lOuest par la

marge marocaine et lEst par la marge tunisienne. Au pied de la pente continentale oranaise,

nous avons le bassin algro-provenal dlimit lOuest par la mer dAlboran (fig.1)

On peut, donc, avancer que lvolution godynamique de notre zone dtude est troitement

lie l'histoire du mouvement relatif de l'Afrique, de l'Eurasie et de l'ocan qui les spare, la

Tthys.

La configuration actuelle des bassins mditerranens (fig.1), est le rsultat de limbrication de

multiples orogenses successives. Dans le dtail, il est extrmement complexe dtablir les

reconstructions palogographiques et tectoniques (Stampfli & Borel, 2004).

Fig.1: Schma tectonique gnral de la Mditerrane Occidentale (Domzig, 2006 : daprs

Alvarez-Marron, 1999, MediMap Group, 2005, et Gracia et al.,2006).

Nanmoins, les reconstitutions godynamiques, tentes ce jour, sappuient dans leur

majorit sur des faits (fig.2) qui sont, actuellement, admis par la plupart des scientifiques

mme sil subsiste des divergences sur lge des vnements, la position initiale des blocs ou

micro-plaques (AlKaPeCa) ou bien de leurs dplacements (ampleur, direction).


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Chapitre 1 Gnralits

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Fig. 2 : Enchanement des vnements du dbut du Msozoque l'poque actuelle.Abbrviations : CSM: Crise de Salinit Messinienne, calc-alc.: calco-alcalin (Domzig,

2006).

Le schma de lvolution palo-tectonique de la mditerrane tel que nous le proposons dans

ce mmoire est une synthse des principaux travaux publis par Illies, (1975), Bouillin,

(1986), Dercourt et al.,(1986), Dewey et al.,(1989), Mueller & Kahle (1993), Jolivet (1997),

Gueguen et al.,(1998), Marthaler (2001) et Carminati & Doglioni (2004). Il est bien entendu

que cette synthse essayera de hirarchiser lenchanement des vnements gologiques les

plus marquants qui ont affect la Mditerrane en gnral et l'Afrique du Nord en particulier,

et ce depuis la fragmentation de la Pange jusqu lactuel.


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Chapitre 1 Gnralits

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Elle servira la comprhension de lhistoire gologique de notre zone dtude dans un

contexte rgional, ensuite nous prsenterons les caractristiques de cette zone.

En consquence, les grands pisodes, ci-dessous abords, constituent les vnements les plus

marquants durant la longue histoire godynamique de la Mditerrane :

a. Rifting et ouverture dun bassin profondAu dbut du Trias, la Pange commence se scinder gnrant un dbut douverture de laTthys entre le Gondwana et lEurasie (fig.3)

Fig 3 : Histoire godynamique alpine : du rifting louverture ocanique _ Permo -Trias

(Marthaler, 2001).

A la fin du Trias et dbut Jurassique, la Tthys occidentale, sous leffet des contraintesextensives, continue souvrir. Les failles normales de lAtlas seraient les indices de cetteextension (Yelles-Chaouche et al., 2001).

Pendant le Jurassique (fig. 4), louverture de lAtlantique central entrane un mouvementdcrochant senestre entre lAfrique et lIbrie, crant une zone transformante ce niveau

(Roca et al., 2004 ). La plaque africaine se dplace, donc, vers lEst dune manire latrale.

Le mouvement, de composante coulissante senestre, persiste jusqu'au Crtac suprieur.

Fig. 4 : Histoire godynamique alpine : du rifting louverture ocanique_Jurassique(Marthaler, 2001).


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Chapitre 1 Gnralits

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Du ct africain, la marge du bassin concide avec les zones externes de la chane des

Maghrbides, alors que du ct europen nous avons la marge dorsale (fig.5) qui se

dveloppait la bordure mridionale dun domaine form par lAlKaPeCa (domaine Alboran,

Kabylies, Ploritains, Calabre) lui-mme rattach aux Balares et la Sardaigne (Bouillin,

1986).

Figure 5 : Evolution godynamique - rifting au Lias infrieur - moyen (Bouillin, 1986 ; Le Roy, 2004).

b. Au cours du Crtac infrieur(130 M.a), l'Espagne se spare du bloc Amrique-Europe.Par ailleurs, entre 118-84 Ma (fig. 6), le rgime passe en raccourcissement avec unmouvement de l'Afrique, par rapport l'Eurasie, vers le NE. Cette convergence de lAfrique

vers lEurope entrane la formation des chanes alpines autour de la Mditerrane

occidentale ; en Algrie, les socles des zones internes kabyles auraient subi un pisode

tectono-mtamorphique o-alpin. La subduction continue et restreint le domaine tthysienmme si des bassins continuent de s'ouvrir. A ce moment, le bassin maghrbin commence

recevoir la sdimentation profonde des flyschs. Par contre dans la partie nord de l'ocan alpin,

la collision dmarre et les premiers lments compressifs sont enregistrs dans les Alpes

orientales.

Fig. 6 - Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_110 Ma(Dercourt et al.,1986, In Nocquet, 2002).


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Dans le domaine alpin, durant la priode 84-65 Ma (fig.7), la lithosphre ocanique a tsubducte et le raccourcissement continue en domaine continental. Une branche du rift medio

- atlantique pntre dans le Golfe de Gascogne et la pninsule ibrique commence sa drive

vers le Sud : la drive de l'Espagne est responsable de la phase de compression fini jurassique

-ocrtace dont tmoignent les plissements rencontrs dans le Moyen Atlas. Cette ouverture

se prolonge l'Est l'emplacement des futures Pyrnes.

Fig. 7 -Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_80 Ma(Dercourt etal., 1986, In Nocquet, 2002).

Aussi, partir de la fin du Crtac, la Tthys maghrbine entre progressivement ensubduction (Lonergan et White, 1997 ; Vergs et Sabat, 1999 ; De Lamotte, 2000 ; Jolivet et

Faccenna, 2000; Bracne et De Lamotte, 2002,) sur une priode stalant, selon Gelabert et

al., (2002), de 84 Ma 35 Ma. Bien quil ny ait pas de preuves de dformation cette

poque dans les Kabylides, des minraux de haute pression ont t retrouvs en Alboran, ce

qui atteste de lexistence de cette subduction, du moins lOuest (Roca et al., 2004). Les

arguments gochimiques (Maury et al., 2000 ; Coulon et al., 2002) et tomographiques

(Spakman et al., 1993 ; Carminati et al., 1998 ; Spakman et Wortel, 2004) vont galement

dans ce sens.

Au passage Crtac -Tertiaire (65 Ma), une forte rduction de la vitesse absolue vers leNord de lAfrique sinitie, et le rgime tectonique change de faon importante (Jolivet et

Faccenna, 2000) : la convergence est relativement E-W (Dewey et al., 1989), permettant une

convergence faible sous les domaines calabrais, maghrbins et sous le futur domaine

dAlboran (fig.8). L'ensemble du domaine alpin est en compression, frontale dans les Alpes

septentrionales et orientales, oblique dans les Alpes franco-italiennes.

Le ralentissement du mouvement serait d probablement la premire collision des blocs

situs le plus lEst (Arabie, Anatolie) avec lEurasie.


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Fig. 8 -Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_65 Ma (Dercourt et al.,1986, In Nocquet, 2002).

Dans ce contexte godynamique, pourtant relativement simple, lvolution au Cnozoque de

la Mditerrane apparat trs complexe, voluant avec une dynamique propre qui nest pas

uniquement lie la convergence. En effet, des rmissions et reprises de convergence

alternes de phases plus ou moins distensives ont t enregistres.

c. Pendant l'Eocne(51-38 Ma), Il ne subsisterait, en Mditerrane occidentale, aucune zonede subduction active et le front de collision s'tend de l'Ouest vers l'Est sur toute la longueur

des Pyrnes (fig. 9). Ce sont les zones prsentant une faiblesse lithosphrique,principalement les zones des dformations du Crtac, qui absorbent les effets de la collision

(formation des chanes Pyrno-provenales par ractivation des structures extensives du

Crtac et du Palogne). Cette compression SSW-NNE gnralise provoque des

dformations intracontinentales importantes sur le bloc europen et sur l'Afrique nord-

continentale : dcrochements, plis et chevauchements.

Fig. 9 : Histoire godynamique alpine : du rifting louverture ocanique_Eocne (Marthaler, 2001).


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Durant la priodeEocne moyen Aquitanien, la chane de l'Atlas est souleve et ds la findu Palogne, la plupart des failles normales triasiques de lAtlas sont inverses (Bracne etDe Lamotte, 2002). Cependant, partir de lEocne suprieur une subduction de la Tthys

sous le bloc AlKaPeCa (bordure sud europenne), encore rattach aux Balares et la

Sardaigne, est signale en mme temps quune intensification de lrosion des reliefs (Vergset Sbat 1999; De Lamotte et al., 2000) (fig. 10-a)

Figure 10 : Modle cinmatique de la structuration de la chane des Maghrbides, illustrant le scnariopropos sur une transversale allant de la marge des Balares jusqu la Plateforme saharienne (Vergset Sbat, 1999 ; De Lamotte et al., 2000).

d. lOligocne (35 Ma.), comme consquence de la conjugaison de l'ouverture nordatlantique, l'Ouest, et de la collision Afrique-Europe orientale, l'Est, les rgions ouest

mditerranennes sont soumises un rgime tectonique gnral de distension (fig. 11). Celui-

ci est responsable des grands systmes de grabens intracontinentaux affectant toute l'Europe

de l'Espagne la Mer du Nord. A lOligocne moyen suprieur, nous avons le rifting dubassin algro-provenal (Speranza et al., 2002). Des datations 39Ar/40Ar dans les

"metamorphic core complexes" montrent un pisode de tectonique ductile extensive dans les

Kabylides vers 25-16 Ma (Moni et al.,1984 ; 1988 ; 1992 ; Saadallah et Caby, 1996).


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Fig. 11 -Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_35 Ma (Dercourt et al.,1986, In Nocquet, 2002) .

A partir de lOligocne suprieur, un prisme daccrtion (form des units de flyschs) sedveloppe entre les Kabylides et la marge africaine (Roca et al., 2004). A larrire de la

subduction de la Tthys souvre lactuel bassin algrien, entranant avec lui la drive du

domaine AlKaPeCa vers le S-E (fig. 12) (Lonergan et White, 1997 ;Vergs et Sabat, 1999 ;

De Lamotte et al., 2000 ; Mauffret et al, 2004). Cest probablement le roll-back de la

subduction de la Tthys qui provoqua la sparation de lAlKaPeCa du continent Eurasien (De

Lamotte et al., 1991 ; De Lamotte et al., 2000 ; Lonergan et White, 1997).

Fig. 12 -Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_20 Ma(Dercourtet al.,1986, In Nocquet, 2002).


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e. Entre -18 et -13 Ma, les Kabylides furent totalement accoles la plaque africainebloquant louverture du bassin algrien (Alvarez et al., 1974 ; Vergs et Sabat, 1999 ; De

Lamotte et al., 2000 ; Rosenbaum et al., 2002 ; Mauffret et al., 2004). Toutefois, la rotation

de la plaque corso-sarde a permis au bassin Nord-algrien de continuer souvrir durant le

Burdigalien. Cette collision des massifs de lAlKaPeCa avec la plaque africaine va provoquer

dans le bassin nord-algrien, le glissement, sous forme dolistostromes et de nappesgravitaires, dune partie des flyschs et des marnes des zones externes accumuls

tectoniquement au Sud de la Dorsale (Bouillin, 1978). A ce stade, la Tthys maghrbine est

compltement suture et les zones internes kabyles et ploritaines sont attaches lAfrique

(fig.10-d).

Par ailleurs, il y a lieu de signaler que la drive du bloc Alboran vers lOuest, survenue juste

aprs cette collision, est probablement loeuvre de mouvements dcrochants (Mauffret et al.,

2004). Il semble que ce soit le dtachement du slab sous le Nord de l'Algrie qui enclencha

le roll-back de la subduction vers l'Ouest, par dchirement de la lithosphre, d'o le

dplacement d'Alboran vers l'Ouest (Spakman et Wortel, 2004). Cette dchirure

lithosphrique samorce au niveau de la cte algrienne centrale et orientale, et se propage parla suite vers lOuest et vers lEst (Spakman et Wortel, 2004).

En outre, aprs le recul rapide de la subduction durant lOligocne suprieur - Miocne

moyen, une extension sinitie progressivement dans les plaques chevauchantes formant les

nombreux bassins extensifs dans les domaines gen, tyrrhnien, pannonien et alboran. Ces

domaines sont caractriss par des crotes continentales amincies voire des crotes

ocaniques (Gueguen et al., 1998).

Scells dans les zones internes au Langhien (-15 Ma) par les bassins sdimentaires, leschevauchements se poursuivent, dans les zones externes, au Serravallien et au Tortonien. Ils

indiquent la poursuite de la convergence entre les zones internes et la marge africaine

accompagne dune migration de la dformation vers le Sud (De Lamotte et al.,2000) (figure

10-d et e).

Il ne faut pas oublier que la fin de cette subduction correspond au dbut dun pisode distensif

post-collisionnel (Ate, 1995 ; Aite et Glard, 1997) qui comporterait, d'aprs Guiraud

(1977), deux (2) priodes:

- La premire est responsable de la formation des bassins du Cheliff et de la Mitidja (du

Burdigalien suprieur au Langhien )

- La deuxime affecte les zones externes (du Tortonien Suprieur - Zanclen jusqu'auPlistocne).

Cet pisode distensif, probablement li au rebond lithosphrique entran par le dtachement

de la plaque plongeante (Zeck, 1996) survenu la fin du Miocne, provoque au mmemoment, un soulvement gnral des Kabylides et du Tell (Spakman et Wortel, 2004). Aussi,

la remonte de la lithosphre est suppose responsable du magmatisme calco - alcalin qui

commence se manifester au Langhien (-15 Ma), le long de la marge, jusquau Plistocne

(Maury et al., 2000).


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f. du Miocne suprieur lActuel :Dans les Alpes, le Miocne suprieur (fig.13) se caractrise par la migration deschevauchements vers l'ouest sur le domaine de la Bresse. En Afrique du Nord, les contraintes

d'crasement engendrent les grandes nappes comme celles vergence sud de l'Atlas Tellien

dveloppes surtout entre El Asnam et Annaba (Biju-duval et al., 1977).

En outre, il y a lieu dindiquer que durant leMessinien, une crise de salinit est observe.Cette dernire a dbut il y a 5.96 Ma et sest termine par la remise en eau il y a 5.33 Ma

(Gautier et al.,1994 ; Cunningham et al., 1997 ; Krijgsman et al., 1999 ; Roger et al., 2000).

Cet vnement est la consquence du soulvement de la rgion de Gibraltar sous leffet de la

tectonique (Duggen et al., 2003). En effet, cette surrection a suspendu lapprovisionnement en

eau de la Mditerrane depuis lAtlantique. Ne se renouvelant plus, la Mditerrane, subit la

faveur dune vaporation progressive, une forte baisse du niveau de la mer ainsi que

dimportants dpts dvaporites. La baisse du niveau marin se retrouve non seulement

lorigine du creusement de nombreux canyons sur les pentes et la cration de Gilbert deltas,

mais galement du remodelage morphologique des marges mditerranennes (Clauzon et

Rubino, 1988). Cependant, depuis la remise en eau (Zanclen), les marges prsententquasiment les mmes morphologies et dispositions qu lheure actuelle (Domzig, 2006).

Fig. 13 -Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_10 Ma (Dercourt et al.,

1986, In Nocquet, 2002).

Par ailleurs, il faut retenir que du Miocne suprieur lActuel (fig.14), la convergence de

l'Afrique vers l'Europe continue impliquant la continuit des dformations tectoniques en

Mditerrane occidentale. Le mouvement de l'Afrique par rapport l'Eurasie stable prend sa

direction actuelle vers le N-W. L'ouverture des bassins de la Mditerrane occidentale est

maintenant localise dans la partie S-E de la mer tyrrhnienne.

Dautre part, les zones de subduction continuent migrer vers les bordures libres et

consument lheure actuelle les derniers restes ocaniques de lOcan Tthysien. La

subduction active concerne de nos jours, larc de Calabre et la fosse hellnique, en arrire de

la ride mditerranenne. Cette dernire est dailleurs en train de chevaucher le pied de lamarge libyenne (fig.14)


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Alors quune poque de stabilit relative rgnait durant le Pliocne terminal, au Quaternaire,

le bloc Alboran entre en collision avec une saillie du Maghreb, et le bloc tyrrhno-corso-sarde

avec lItalie. La tectonique superficielle nest plus en rapport direct avec la tectonique

miocne mais relve dune tectonique intracontinentale de compression gnralise (Vidal,

1977).

Fig. 14 -Reconstitution palogographique de l'histoire de la Mditerrane_ Actuel(Dercourt et al.,1986, In Nocquet, 2002).

Cette seconde phase tectonique est principalement enregistre dans les chanes atlasiques (De

Lamotte et al., 2000 ; Benaouali - Mebarek et al., 2006). En Algrie, par contre, elle affecteaussi bien le bassin du Chliff (Megrahoui et al., 1986) que lAlgrois (Boudiaf, 1996) en

dveloppant des chevauchements, des plis de rampe et des dcrochements (fig.10-e).

Pour conclure, on peut dire que les grands traits de la gologie mditerranenne apparaissent

comme le rsultat dune succession dtapes gouvernes par les mouvements relatifs de

lAfrique et de lEurope.

Entre -67 et - 49 Ma , la convergence est relativement E-W (Dewey et al., 1989), permettant

une convergence faible sous les domaines calabrais, maghrbins et sous le futur domaine

dAlboran. De lEocne Suprieur lOligocne infrieur (-35 -30 Ma), la subduction de

locan situ au Nord de la future plaque arabe sachve et la collision directe entre lAfriqueet lEurope dbute. Une forte rduction de la vitesse absolue vers le Nord de lAfrique

sinitie, et le rgime tectonique change de faon importante (Jolivet et Faccenna, 2000). Les

dernires roches de haute pression (HP) des Alpes sont exhumes de mme que les schistes

bleus cycladiques. Sur ce transect, lextension est dj active dans le Rhodope.

Cependant, Carminati et Doglioni (2004) affinant les reconstitutions palogographiques de

Dercourt et al.(1986) et Gueguen et al., (1998) pour les derniers 45 Ma, confirment que la

migration vers l'Est de l'arc de subduction apenninique depuis 25 Ma a parcouru 775 km

contre 135 km de raccourcissement entre l'Afrique et l'Europe pendant la mme priode. Ces

auteurs concluent que la migration de larc des Apennines-Mahgrbides ne peut pas tre

considre comme la consquence de la relative convergence N-S entre lAfrique et lEuropemais comme plutt le rsultat du retrait du slab qui est le phnomne godynamique


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majeur pendant cette priode. Ce retrait du slab, aujourd'hui sous les Apennins, a t

associ l'ouverture simultan des bassins ligure et tyrrhnien qui sest produite il y a -30 Ma

alors que la convergence N-S Afrique/Europe se poursuivait et que le front de dformation

alpin avanait vers les avant-pays (fig. 15 et 16).

Fig.15 : Carte de lvolution palo-tectonique Mditerranenne (-30 Ma), (Carminati et Doglioni,2004).

Fig.16 : Carte de lvolution palo-tectonique Mditerranenne (Prsent). (Carminati et Doglioni,

2004).


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1.2. La cinmatique des plaques (convergence Afrique Eurasie)

La convergence Afrique-Eurasie, lie l'expansion ocanique au niveau de la dorsale

Atlantique, dtermine la condition cinmatique aux limites du systme Mditerrane -

Chanes alpines. La comprhension de la cinmatique de ces frontires de plaques se heurte

deux problmes majeurs : la direction et la vitesse de convergence Afrique/Europe restent malconnues.

En ce qui concerne la vitesse d'extension, entre les plaques Eurasie - Amrique du Nord,

Afrique -Amrique du Nord et Afrique - Amrique du Sud, a pu tre mesure partir des

anomalies magntiques portes par les basaltes nouvellement cres au niveau de la dorsale.

Les vitesses, ainsi obtenues, indiquent une ouverture moyenne pour l'Atlantique nord de

25 mm/an et 40 mm/an pour l'Atlantique sud (fig.17). Consquence de cette diffrence de

vitesse d'ouverture, l'Afrique prsente un mouvement de rotation antihoraire par rapport

l'Europe avec un ple de rotation situ au large du Maroc.

Par ailleurs, il y a lieu de signaler que le manque d'quipement en sites godsiques de bonnequalit sur la plaque africaine a empch toute estimation prcise de la cinmatique

Afrique/Eurasie. Cependant, les estimations publies ce jour sur la vitesse de convergence

correspondent uniquement des valeurs prdites par des modles cinmatiques.

Daprs les modles NUVEL1A et Model 1 (fig. 18), les vitesses calcules dans les

Maghrbides, sur le long terme (sur les 9 derniers Ma), varieraient entre 4 mm/an ( 0E de

longitude) et 6 mm/an ( 10E de longitude) (DeMets et al., 1990 et 1994 ; Sella et al., 2002).

Concernant les mthodes godsiques, les vitesses sont calcules pour le court terme (les 10

dernires annes) : la convergence aurait une vitesse de 5.1 mm/an vers le N-W la longitude

d'Alger (Calais et al.,2003 ; Nocquet et Calais, 2004) (fig. 19).

Cette diffrence dans les valeurs peut s'expliquer, entre autres, par un ralentissement rcent du

mouvement de convergence ou une sismicit non homogne, et des clusters dans le temps.

Il est donc possible que cela corresponde une priode de relative quiescence.

La part de la convergence totale Afrique/Eurasie absorbe dans les chanes du Maghreb reste

inconnue. Les estimations bases sur la sommation du tenseur des moments sismiques, la

sismicit connue sur la cte nord de l'Algrie, l'absence de mouvement relatif du bloc Corso-

Sarde par rapport au continent europen, la faiblesse de la dformation dans les Alpes, sont

autant d'indices qui suggrent que la quasi-totalit de la convergence doit tre absorbe par la

marge algrienne, dans les Kabylides et le Tell (Yieldinget al.,

1989 ; Meghraouiet al

.,1996).

Depuis au moins le dbut du Pliocne, la dformation active est principalement concentre au

Nord de lAfrique. Toutefois, les incertitudes sur les vitesses de dformation restent trs

grandes.


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Fig. 17 : Configuration actuelle des plaques tectoniques Amrique du Nord, Amrique du

Sud, Afrique et Eurasie ; les nombres sur les dorsales indiquent les vitesses relatives entre les

plaques ; les chiffres entours indiquent les vitesses dans un rfrentiel li aux points chauds

d'aprs Tarling [1982] et Trmpy [1985]; les chiffres dans les Alpes taient ceux attendus

avant que les mesures godsiques ne dbutent. D'aprs Mueller et Kahle, 1993.


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Fig. 18 : Vitesses calcules par les modles NUVEL1A et Model 1 dans les Maghrbides.

Fig.19:Zone de la limite de plaque Afrique-Europe en Mditerrane Occidentale, et quantitde dformation dans les zones sismiquement actives (en surbrillance) (Nocquet et Calais,

2004). Les flches blanches indiquent le rgime de contrainte et les flches grises, la direction

de mouvement par rapport l'Europe stable.


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En effet, des tudes utilisant les mcanismes au foyer ont donn les taux de dformation

suivants :

- Daprs Meghraoui et al., (1996), le Rif et le Tell peuvent accommoder entre

1 et 2.3 mm/an.

- Selon Buforn et al., (2004), la rgion situe entre Oran et Alger peut accommoder

2.7 mm/an.

Cela suppose donc qu'une grande partie de la dformation est situe ailleurs, ventuellement

plus au sud, dans l'Atlas, ou bien en mer. Avec un modle notectonique, Jimenez-Munt et

Negredo (2003) prvoient des failles inverses tout le long de la marge algrienne avec des

vitesses de glissement de 4.7 5.9 mm/an. En tudiant les sismes et les donnes GPS,

Serpelloni et al., (2007) et Stich et al., (2006), obtiennent des vitesses de 2.7 3 mm/an au

N-W de lAlgrie, et jusqu 3.9 mm/an au N-E (fig. 20)

Fig. 20 : Principaux rgimes cinmatiques et tectoniques de la limite de plaque Nubie-

Eurasie (Serpelloni et al., 2007). Les vitesses de dformation sont exprimes en mm/an.

Les Pyrnes et les Alpes naccommodent quune trs petite partie de la dformation actuelle

(fig. 21) entre lAfrique et lEurope. Les derniers travaux de Nocquet et Calais (2004),apportent des valeurs plus faibles que celles du modle Nuvel 1A, et que leurs principaux

rsultats sont une extension de l'ordre de 1 mm/an perpendiculairement l'axe de la chane, et

une possible extension de 0,5 mm/an NNE-SSW dans les Pyrnes et ESE-WNW dans le

Foss Rhnan. Le taux de dformation au niveau de la chane pyrnenne et dans les Alpes

est donc nettement infrieur celui de l'Afrique du Nord et de l'Italie. En Italie, par contre,

l'accommodation de la convergence s'exprime par une rotation anti-horaire de la plaque

adriatique et par une sismicit assez importante au niveau des Apennins.

Enfin, les donnes godsiques s'accordent proposer une direction de convergence

Afrique/Eurasie autour N45W la longitude de la Sicile.


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En conclusion, on peut dire que le Nord de lAlgrie volue, depuis probablement la fin duMiocne, dans une phase clairement post-collisionnelle avec un serrage actif au centre et

lEst de lAlgrie. Dans la partie occidentale du bassin algrien, la transition ocan - continent

est trs abrupte, ce qui joue trs probablement un rle cl dans la rpartition latrale de la

dformation. Aussi, la transition entre le rgime extensif (Terceira ridge) - dcrochant (faille

de Gloria) - compressif (Maghrebides) indique que le rgime de dformation est domin parla rotation de l'Afrique par rapport l'Eurasie. Cependant, partir de la Tunisie, ce schma se

complique avec l'extension le long des Apennins et suggre que d'autres processus

godynamiques modifient le champ de dformation associ la convergence.

Fig.21 : Mouvements de l'Afrique par rapport l'Eurasie le long de la limite de plaque en

Atlantique oriental et en Mditerrane occidentale d'aprs des donnes GPS (McClusky et al.,

2003). B.M: Btiques, A.S: Mer d'Alboran, R.M: Rif, S.G: Dtroit de Gibraltar, C.T: fosse de

Calabre, T.B: bassin tyrrhnien.


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1.3. Structurale rgionale

1.3.1. Cadre structural de la Mditerrane occidentale :

LAfrique du nord englobe la bordure du craton africain (le domaine saharien), la zone de

transition avec la chane alpine (le domaine atlasique) et une portion mridionale de la chanealpine (le domaine tello-rifain). Le modle se complique vers lOuest par lindividualisation

de sous plaques (bloc rifain, plaque Alboran) et dun faisceau de failles (couloir Nekor-

Melilla) au contact des deux ensembles africain et eurasiatique (fig. 22). Ci aprs, un aperu

sur ces units structurales:

1.3.1.1. Le domaine saharien :Cette unit forme une large barrire qui spare le domaine mditerranen au Nord du domaine

tropical au Sud. Elle correspond la partie septentrionale reste stable de la plaque africaine.

Le massif des Eglab l'Ouest et le massif du Hoggar l'Est forment, pratiquement, la limite

mridionale du Sahara algrien. Laccident sud atlasique, linament qui se prolonge sur plus

de 2000 km dAgadir au Sud tunisien, constitue la limite Nord de ce domaine.

1.3.1.2. Le domaine atlasique :LAtlas saharien (qui forme une longue suite de reliefs orients NE-SO s'tendant de la

frontire marocaine celle de la Tunisie) et le Haut Atlas forment la partie mridionale du

domaine atlasique. Quant au Moyen Atlas, il sy accole au Sud. Vers le N-E, le Moyen Atlas

sloigne du domaine atlasique dune manire incline et forme une sparation nette entre la

meseta marocaine et la meseta oranaise. Dans la meseta oranaise, les quelques bombements

ou horsts favorisent lapparition du socle qui se termine, la limite du domaine tellien, par

une bordure tectonise.

1.3.1.3. Le domaine des Hautes Plaines:Ce domaine est localis entre lAtlas Tellien au Nord et lAtlas saharien au Sud, des

altitudes moyennes de 900 1 200 m. Ces hautes plaines sont parsemes de dpressions

sales, Chotts et Sebkhas. Ces lacs continentaux ont t forms au Plistocne sous le

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Mise en Évidence Des Phénomènes Dynamiques Contrôlant Le Littoral Oranais Fondamentale Pour Une Cartographie Des Risques Géologi ( de La Calère à La Pointe de Canastel )