1. Analyses des données, interprétations

• Plateau continental, pente supérieure à moyenne

L'étude détaillée du plateau continental et du haut de pente au large de Boumerdès (lieu du séisme de 2003) amène à proposer une géométrie en plat et rampe du prolongement vers la surface de la faille activée en 2003, faisant émerger la faille à 5-10 km au large (Déverchère et al., 2010, illustration 1), invalidant ainsi l'hypothèse d'une continuité entre les failles de Blida à terre et de Boumerdès en mer. Sur le rebord du plateau, un corps sédimentaire biseauté d'âge Holocène (écozones à foraminifères et datations ¹⁴C) représente un prisme de haut niveau mis en place après la dernière remontée du niveau marin du Quaternaire. Sous le prisme, un cortège transgressif limité à la base par une surface irrégulière représente probablement la surface d'érosion subaérienne du dernier maximum glaciaire. Le prisme sédimentaire de haut niveau est affecté localement par des ondulations du fond de la mer et de la subsurface, dont l'origine est attribuée aux courants sous-marins (Urgelès et al., 2011).

Les cicatrices d'arrachement sur la pente soulignent de grands accidents tectoniques (Dan et al., 2008, 2010, sous presse ; Lepillier, 2007 ; Nouguès et al., 2010). Cette relation n'est pas évidente au large de Ténès et d'Oran (Domzig et al., 2009), suggérant des failles plus profondes ou des taux de déformation différents.

À l'échelle générale, les zones incisées, ou dominées par des instabilités, cartographiées en détail pour la première fois, montrent que d'autres facteurs que la tectonique sont responsables de la mise en place d'instabilités sédimentaires, notamment l'activité propre des canyons, le flux sédimentaire et la pente locale (Domzig et al., 2009 ; Cattaneo et al., 2010) ;

L'analyse des zones de rupture de câbles de télécommunication a permis d'identifier les sources du courant de turbidité déclenché par le séisme de 2003 : elles sont multiples, issus d'escarpements sur la pente et des têtes de canyon. Un modèle numérique original d'écoulement (Jamet et al, 2010) confirme cette interprétation et permet de décrire en détail l'écoulement et la complexité du processus.

Un modèle de faille segmentée à mi-pente dans le secteur de Jijel (séisme de 1856, magnitude 6.6 à 7.5), sans formation de bassin perché, a permis de proposer une modélisation du tsunami (Yelles-Chaouche et al., 2009), montrant des effets importants dans les ports algériens voisins et aux Baléares.

L'analyse micropaléontologique et des isotopes de l'oxygène sur les carottes de haut de pente a permis de comparer la sédimentation hémipélagique de la marge algérienne avec les études disponibles sur les marges continentales adjacentes (mer d'Alboran, Méditerranée centrale). Sur le banc de Khayr al Din, le signal climatique identifié est ainsi comparé à celui obtenu en mer d'Alboran, permettant d'établir une corrélation de l'évolution sédimentaire pendant les derniers 60 kans entre les bassins occidental et oriental de la Méditerranée (Cattaneo et al., 2009 ; Annexe 1B). A mi-pente au large d'Annaba, l'enregistrement en continu de la sédimentation depuis 50 kans fournit une chronostratigraphie détaillée, basée sur les isotopes de l'oxygène et des datations au radiocarbone, et permet de montrer des épisodes d'accélération de la sédimentation liés aux pics de flux de carbonate pélagique des intervalles d'eaux chaudes (Giresse et al., en révision).

• Partie profonde : néotectonique

Nous avons pu caractériser directement l'activité des failles et évaluer des taux unitaires et cumulés : au large d'Annaba, des escarpements tectoniques sous-marins unitaires ont été reconnus pour la première fois (Kherroubi et al., 2009), dans une zone pourtant réputée peu sismique. La déformation cumulée est visible par des ruptures de pente et des plis-failles caractéristiques au large d'Annaba, Boumerdès-Dellys, Khayr-Al-Din (illustration 1), montrant une inversion généralisée de la marge au Plio-Quaternaire, peut-être diachrone (Kherroubi et al., 2009 ; Yelles et al., 2009 ; Strzerzynski et al., 2010). Les taux de raccourcissement horizontaux sont de 0.1-0.6 mm/an par pli-faille, indiquant une déformation totale en mer de ~2 mm/an, proche des estimations géodésiques (Serpelloni et al., 2007).

Les indices indirects de l'activité tectonique sont nombreux :

• Bassins perchés en pied de marge à Annaba et Boumerdès-Dellys (Kherroubi et al., 2009 ; Strzerzynski et al., 2010 ; illustration 1);
• Accumulations sédimentaires en pied de marge (debris flows et slumps) dont la distribution est en partie contrôlée par les failles actives (Domzig et al., 2009 ; Dan et al., sous presse);
• Dépôts liés à des instabilités sédimentaires « profondes » dans la zone des rides sédimentaires de Kramis, d'Alger et de Boumerdès, résultant de l'interaction entre plis actifs, dynamique des courants et diapirisme salifère (Lepillier, 2007 ; Cattaneo et al., 2010, 2012 ; Babonneau et al., 2012);
• Unités chaotiques messiniennes plissées en pied de marge (Capron et al., 2011a,b ; Odone Zue Obame et al., 2011) par les rampes tectoniques sous-jacentes (Annexe 2C).

Des analyses géotechniques et une modélisation numérique de stabilité des sédiments superficiels menées sur 2 glissements au large de Dellys (Dan, 2007) et Alger (Nouguès et al., 2010) montre que, en conditions statiques, la pente continentale aurait été stable, et que l'origine des glissements est probablement lié à la liquéfaction de couches silteuses d'épaisseur millimétrique au sein de dépôts essentiellement vaseux, causée par l'effet d'un séisme.

La combinaison des indices directs et indirects de l'activité des failles permet de préciser le schéma néotectonique de la marge : il existe une bonne cohérence entre les études de sismicité historique et instrumentale et les estimations de dimension des failles (Kherroubi et al., 2009 ; Strzerzynski et al., 2010 ; Déverchère et al., 2010) ; les accidents NE-SO dominent, au contraire des décrochements E-O ou NO-SE, qui sont plutôt des structures héritées « mortes » (Strzerzynski et al., 2010, illustration 1). Ce résultat corrobore les informations des mécanismes au foyer disponibles et infirme ainsi les modèles de déformation finis de la marge en « book-shelf faulting ».

• Partie profonde : turbidites, paléosismicité

Ont été obtenus : (1) un cadre morpho-sédimentaire précis le long de la marge (zones d'érosion, édifices sédimentaires, témoins d'instabilités en fond de mer ou enfouis) ; (2) une analyse détaillée des systèmes sédimentaires d'Alger et de Kramis-El Marsa (Babonneau et al., 2012) ; (3) une première estimation des taux de sédimentation ; et (4) une chronologie des événements turbiditiques.

Nous montrons que la fréquence des turbidites est très dépendante des variations glacioeustatiques et que le toit des turbidites est fréquemment érodé, notamment en position proximale. La sédimentation est généralement moins perturbée par les événements gravitaires sur la marge occidentale de l'Algérie.

Durant l'Holocène, 10 à 12 turbidites distales reconnues et corrélées sur de grandes distances au large d'Alger montrent une bonne cohérence avec la paléosismicité connue à terre. Les traces du courant de turbidité déclenché par le séisme de 2003 et la modélisation numérique (Jamet, 2010) ont montré que plusieurs systèmes sédimentaires adjacents ont été activés (Dan et al., 2011 ; Cattaneo et al., 2012). Le courant de turbidité au sein du canyon d'Alger a activé plusieurs glissements et a cannibalisé des sédiments tout en débordant au-dessus de la levée de la vallée sous-marine d'Alger (Cattaneo et al., 2012). Au large de Bejaia et Annaba, une accélération du « rythme » des turbidites entre 2300 et 1150 BP suggère une activité sismique plus intense (Giresse et al., en révision).

2. Modélisations expérimentales des interactions Erosion-Sédimentation-Tectonique-Gravité (E-S-T-G)

Afin d'accéder à l'étude de la dynamique de la déformation (tectonique sensu stricto et salifère) de la marge algérienne, ont été développées en parallèle à Lille et Montpellier des approches expérimentales innovantes permettant de modéliser conjointement (1) l'évolution stratigraphique complexe en pied de marge, notamment sous l'action d'effets de la charge sédimentaire, et (2) l'évolution structurale et géomorphologique de la marge prenant en compte la déformation tectonique et la crise de salinité messinienne.

• Modélisation expérimentale stratigraphique des interactions E-S-T-G

Les expériences à l'Université de Lille 1 (dirigées par B. Vendeville) ont permis de :
1) caractériser une déformation gravitaire spontanée au pied de marge, en réponse aux dépôts des lobes turbiditiques et cônes d'épandage sur une couche de sel mobile (atectonique), dès les premiers apports terrigènes au-dessus du sel ;
2) confirmer expérimentalement la mobilisation précoce du sel (diapirisme) et de sa couverture (subsidence, translation, extension) en réponse à la sollicitation gravitaire des turbidites ;
3) comprendre la formation de mini-bassins (dépôts-centres sub-circulaires et de rides et diapirs de sel: application au secteur au large d'Alger ;
4) et apprécier la variabilité du résultat en fonction du volume et de la fréquence des apports sédimentaires à moyen et long termes, et ainsi l'influence indirecte du climat.

• Modélisation expérimentale morphologique et structurale de la marge

Le nouveau protocole expérimental à Géosciences Montpellier (direction : S. Dominguez) est basé sur des travaux sur les avant-pays de chaîne (Graveleau et Dominguez, 2008) au cours desquels un nouveau matériau expérimental développant des processus de surface (érosion, sédimentation) réalistes a été conçu. Ce matériau analogique, mécaniquement dimensionné, a été amélioré et adapté aux conditions aux limites spécifiques de la marge algérienne, à savoir une modélisation conjointe des processus géologiques à terre et en mer. Il a permis de proposer plusieurs modèles d'évolution de la marge algérienne depuis le Messinien, en faisant varier en particulier l'âge du début de la reprise en compression de la marge. Les résultats démontrent que les bouleversements morphologiques liés à la crise messinienne sont susceptibles d'avoir masqué les traces d'une tectonique compressive antérieure et que la forte pente de la marge algérienne est contrôlée par le fonctionnement des premières failles inverses marquant le début de la compression. Ces failles potentiellement encore actives, de par leur localisation, sont malheureusement impossibles à visualiser sur les profils sismiques en raison d'une bathymétrie trop pentée.

• Rôle du sel

Les expériences analogiques confirment les observations de terrain sur le fait que la combinaison de structures multidirectionnelles (grabens dans la couverture sédimentaire plio-quaternaire et rides de sel) résulte de l'anisopacité des apports. L'application d'une contrainte compressive régionale provoque de fait l'arrêt de la croissance de structures E-O, alors que les structures N-S ne sont pas affectées par la compression qui leur est parallèle.

L'existence d'un haut de socle anté-salifère en pied de marge ne détermine pas le style structural en carte du sel et du Plio-Quaternaire. Dans les modèles comprenant une marche de socle, le décalage de la base du sel induit une différence d'épaisseur de sel associée, ainsi qu'une intensité variable de la déformation salifère, observés d'ouest en est entre le secteur de Khayr-Al-Din et la zone de Boumerdès. Enfin nous avons pu montrer qu'une déformation du socle (basculement, rupture, plissement) induit une réaction synchrone de la couche salifère.

Illustration 1 : Vue interprétée en 3D de la zone de passage océan-continent au niveau d'Alger, en regardant d'ouest en est. Les lignes rouges représentent les chevauchements actifs (plis-failles). Les lignes noirs en tireté représentent d'anciens accidents tectoniques. FKAD : Faille de Khayr-Al-Din ; FB : Faille de Blida ; FS : Faille du Sahel ; FC : Faille du Chenoua ; FT : Faille de Thénia ; SS : Structure du Sahel ; MA : Massif d'Alger. L'exagération verticale est de 8 environ. Figure modifiée d'après Yelles et al. (2009).

Illustration 2 : Vue de la marge algérienne investiguée, avec en haut, les zones couvertes au cours des campagnes MARADJA en 2003 (zones NC1, NC2, NC3) et MARADJA2/SAMRA en 2005 (à l'est), et en bas, la zonation morphologique de la pente reconnue en mer (A : canyons rapprochés, rectilignes, petits; B : canyons espacés, rectilignes, larges; C : morphologie irrégulière avec nombreux arrachements sous-marins et canyons sinueux; D : morphologie lisse avec gradient bathymétrique homogène). D'après Cattaneo et al. (2010).