Contribution à l’étude des risques naturels (sismiques et ...Ainsi, l’objet d’étude de...

REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE MINISTERE DE L’ENSEIGNEMENT SUPERIEUR ET DE LA

RECHERCHE SCIENTIFIQUE UNIVERSITE FERHAT ABBAS-SETIF

FACULTE DES SCIENCES DEPARTEMENT DES SCIENCES DE LA TERRE

Mémoire de fin d’études présenté en vue de l’obtention du diplôme d’ingénieur d’état en Géologie

Option : Géologie de l’Ingénieur

Thème :

Contribution à l’étude des risques naturels (sismiques et mouvements de terrain) dans la

Wilaya de Sétif

Présenté par :

KAABECHE Tahar

MEBRAK Abderraouf

Soutenu devant le jury: Président: HAMZAOUI Abbas Maître assistant A UFAS Encadreur: CHABOU Moulley Charaf Maître de Conférences B UFAS Examinateur: HAMLAOUI Mahmoud Maître assistant A UFAS

Promotion : 2009/2010

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SOMMAIRE

Introduction générale ………………………………………………………………….

CHAPITRE I : Généralités sur les risques naturels I.1. Définitions ………………………………………………………………………………. I.2. Les phénomènes naturels dangereux ……………………………………………………..

I.2.1. Les cycles naturels……………………………………………………………… I.2.2. Les phénomènes naturels dangereux…………………………………………….

I.3. Les mouvements de terrain ………………………………………………………………. I.3.1. Les mouvements de pente ……………………………………………………….

I.3.1.1. Les écroulements ……………………………………………………… I.3.1.2. Mouvements lents et continus ………………………………………… I.3.1.3. Les glissements ……………………………………………………….. I.3.1.4. Les coulées ……………………………………………………………..

I.3.2. Les mouvements verticaux……………………………………………………….. I.3.2.1. Les affaissements………………………………………………………. I.3.2.2. Les effondrements……………………………………………………….

I.4. Les séismes et le risque sismique …………………………………………………………. I.4.1. Définitions……………………………………………………………………….. I.4.2. Classification des séismes………………………………………………………… I.4.3. Enregistrement des séismes……………………………………………………… I.4.4. Distribution mondiale des séismes………………………………………………. I.4.5. Les séismes en Algérie…………………………………………………………… I.4.6. Les grands séismes dans le monde ………………………………………………. I.4.7. Le risque sismique………………………………………………………………...

I.5. Relation entre les séismes et les mouvements de terrain ………………………………….. I.5.1. Glissement de terrain ……………………………………………………………. I.5.2. Eboulements et écroulements rocheux …………………………………………… I.5.3. Liquéfaction ………………………………………………………………………

CHAPITRE II : Contexte géographique et géologique de la région d’étude

II.1. Cadre Géographique……………………………………………………………………

II.1.1. Localisation géographique de la Wilaya de Sétif………………………………... II.1.2. Le climat…………………………………………………………………………. II.1.3. Le relief………………………………………………………………………….. II.1.4. Le réseau hydrographique ………………………………………………………. II.1.5. La végétation …………………………………………………………………….

II.2. Cadre Géologique …………………………………………………………………….. II.2.1. Cadre Géologique régional……………………………………………………….

II.2.1.1. Le domaine interne…………………………………………………….. II.2.1.2. Le domaine des flyschs………………………………………………… II.2.1.3. Le domaine externe…………………………………………………….. II.2.1.4. L’avant pays autochtone………………………………………………..

II.2.2. Cadre Géologique local…………………………………………………………..

8 38 39 39 40 40 41 41 42 42 46 46 46 46 48 48 50 50 50 50 51 52 53 54 54 54 56 57 57 61 61 61 62 62 62 65 65 65 65 66 66 67

II.2.2.1. Formations peu ou pas tectonisées……………………………………... a. Le Quaternaire………………………………………………………. b. Mio-Pliocène…………………………………………………………

II.2.2.2. Les formations tectonisées……………………………………………... a. Les nappes de flysch………………………………………………… b. Les nappes telliennes……………………………………………….. c. Les nappes issues de l’avant-pays tellien…………………………… d. Le parautochtone et l’autochtone hodnéens…………………………

II.2.2.3. Trias exotique ou extrusif…………………………………………….. II.2.3. Les phases tectoniques majeures dans la région d’étude ………………………... II.2.4. Cadre hydrogéologique de la région d’étude…………………………………….

II.2.4.1. La partie Nord montagneuse de la wilaya de Sétif…………………….. II.2.4.2. La partie centrale et la moitié sud de la wilaya………………………… II.2.4.3. La limite sud de la wilaya………………………………………………

CHAPITRE III : Contribution à l’étude du risque sismique dans la Wilaya de Sétif : sismologie historique

III.1. Introduction……………………………………………………………………………….. III.2. Sismicité de la région……………………………………………………………………... III.3. Chronologie et description des principaux séismes survenus dans la Wilaya de Sétif……

III.3.1. Le séisme de l’Eulma du 19 juillet 1867……………………………………….. III.3.2. Le séisme de Tizi N’béchar du 19 juillet 1924…………………………………. III.3.3. Les séismes de Sétif de novembre 1957………………………………………… III.3.4. Séisme de Mahouan du 18 février 1958………………………………………… III.3.5. Le séisme de Behagle (Bir Hadada) du 4 septembre 1963…………………….. III.3.6. Le séisme de Sétif du 2 mars 1967……………………………………………… III.3.7. Le séisme d’El Mahdia du 26 septembre 1967…………………………………. III.3.8. Le séisme de Bir Hadada du 27 janvier 1968…………………………………… III.3.9. Le séisme d’Ain Abessa-El Ourcia du 11 juillet 1975………………………….. III.3.10. Le séisme de Djemila du 14 avril 1977………………………………………... III.3.11. Les séismes de Djemila des 21 et 22 juin 1977………………………………... III.3.12. Le séisme de Beni-Ourtilane du 10 novembre 2000…………………………...

III.4. Les caractéristiques sismotectoniques des sources sismiques dans la Wilaya de Sétif….. III.4.1. Faille de Tachaouaft (ou Béni-Ourtilane)………………………………………. III.4.2. Faille de Kherrata………………………………………………………………. III.4.3. Faille de Djebel Youcef, faille de Djebel Tella………………………………… III.4.4. Réseau Guergour-Anini………………………………………………………… III.4.5. Faille du nord de Djemila……………………………………………………….

CHAPITRE IV : Le risque mouvements de terrain dans la Wilaya de Sétif

IV.1. Introduction………………………………………………………………………………. IV.2. Localisation et description des principaux glissements de terrains survenus dans la wilaya de Sétif…………………………………………………………………………………..

IV.2.1. Glissements de Bougaa…………………………………………………………. IV.2.1.1. Glissement abattoir-cimetière………………………………………… IV.2.1.2. Glissement station d’essence………………………………………….

IV.2.1.3. Glissement parc Auto Ecole …………………………………………. IV.2.1.4. Glissement versant ouest de l’oued ………………………………….

67 68 68 68 69 69 69 69 70 70 70 70 71 71 71 71 71 72 72 72 73 73 73 73 73 76 76 76 76 76 78 78 78 83 84 85 86

IV.2.1.5. Glissement en amont de l’hôpital…………………………….. IV.2.1.6. Glissement en amont des logements évolutifs………………... IV.2.1.7. Glissement ancien……………………………………………. IV.2.1.8. Glissement sommet Oued…………………………………….. IV.2.1.9. Glissement en amont du stade………………………………... IV.2.1.10. Glissement CEM Taklit……………………………………...

IV.2.2. Glissements de Béni Aziz………………………………………………. IV.2.2.1. Glissements de Bahbaha ……………………………………… IV.2.2.2. Glissement de chemin M’zaourou…………………………….. IV.2.2.3. Glissement à coté du bloc OPGI……………………………… IV.2.2.4. Glissements de Beni Aziz centre……………………………… IV.2.2.5. Glissements de Beni Aziz Nord……………………………….

IV.2.3. Glissements de Babor…………………………………………………… IV.2.4. Glissements de Bousselem (Ain Dokar)………………………………...

IV.2.4.1. Glissement au niveau d’Oued Alia……………………………. IV.2.4.2. Glissement Sud du stade……………………………………….

IV.2.5. Glissement Ait Naoul-M’zada (Beni Khellad)………………………….. IV.2.6. Glissements d’Ain El Kebira……………………………………………. IV.2.7. Glissement de Serj El Ghoul (de Beida)………………………………... IV.2.8. Glissement de Djemila Centre…………………………………………... IV.2.9. Glissement d’Ain Arnat………………………………………………… IV.2.10. Glissements d’Oued El Bard………………………………………….. IV.2.11. Glissements de Timerguine Nord (Bouandas)…………………………

IV.2.11.1. Glissement au Nord de secteur……………………………… IV.2.11.2. Zone d’ancien glissement…………………………………..

IV.2.12. Glissement de Beni Ourthilene (N’tala Lota)…………………………. IV.3. Etude de cas : les glissements de Bougaa…………………………………………

IV.3.1. Introduction…………………………………………………………….. IV.3.2. Contexte géologique local de la région de Bougaa…………………….

IV.3.2.1. Le Quaternaire………………………………………………… IV.3.2.2. La Nappe de Djemila…………………………………………

IV.3.3. Hydrogéologie du site de la ville de Bougaa…………………………… IV.3.4. Relation géologie – Glissements de terrain dans la région de Bougaa…. IV.3.5. Photos commentées de quelques glissements de terrain de la ville de

Bougaa………………………………………………………………………………… IV.3.6.Localisation des glissements sur la carte géologique de Bougaa………

Conclusion Générale …………………………………………………………… Bibliographie……………………………………………………………………. Annexes …………………………………………………………………………..

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Liste des figures

Figure I.1. Schémas explicatifs des notions d’aléa, enjeu et risque……………………….. Figure I.2. Classification des cycles naturels……………………………………………… Figure I.3. Schéma récapitulatif des manifestations en surface de la Géodynamique interne Figure I.4. Schéma récapitulatif des manifestations de la Géodynamique externe………… Figure I.5. Le cycle de l’eau………………………………………………………………… Figure I.6. Classification des phénomènes naturels « dangereux »…………………………. Figure I.7. Classification des mouvements de terrain………………………………………. Figure I.8. Ecroulement……………………………………………………………………. Figure I.9. Exemple de reptation……………………………………………………………. Figure I.10. Exemple de fluage………………………………………………………………. Figure I.11. Principaux éléments de description d’un glissement de terrain ……………….. Figure I.12. Glissement plan………………………………………………………………… Figure I.13. Glissement rotationnel………………………………………………………….. Figure I.14. Coulée de boue…………………………………………………………………. Figure I.15. Les affaissements………………………………………………………………. Figure I.16. Les effondrements……………………………………………………………… Figure I.17. Foyer, épicentre et lignes isoséistes…………………………………………….. Figure I.18. Schéma simplifié d’un sismographe…………………………………….………. Figure I.19. Carte de la distribution mondiale des tremblements de Terre…………………… Figure I.20. Glissement ; rapport surface affectée en km2-magnitude……………………….. Figure I.21. Glissement de Beni Rached (séisme d’El Asnam, 1980)……………………….. Figure I.22. Liquéfaction : rapport magnitude-distance à l’épicentre……………………….. Figure II.1. Carte montrant les principales communes de la Wilaya de Sétif et les wilayas limitrophes…………………………………………………………………………………….. Figure II.2. Répartition des niveaux de pluies dans la Wilaya de Sétif……………………… Figure II.3. Carte des reliefs de la Wilaya de Sétif…………………………………………… Figure II.4. Le réseau hydrographique de la Wilaya de Sétif…………………………………. Figure II.5. L’orogène alpin péri-méditerranéen……………………………………………… Figure II.6. Rapports structuraux entre les différentes unités de la chaîne des Maghrébides…. Figure II.7. Position des nappes de flyschs par rapport aux unités de la chaîne des Maghrébides…………………………………………………………………………………….. Figure II.8. Coupe générale synthétique des Maghrébides de l’Est algérien (région du Constantinois)…………………………………………………………………………………... Figure II.9. Carte géologique et structurale de la Wilaya de Sétif…………………………….. Figure II.10. Coupes interprétatives au 1/200.000…………………………………………….. Figure III.1. Carte de zonage sismique du territoire nationale………………………………… Figure III.2. Sites où le séisme de Tizi N’Béchar du 19 juillet 1924 a été ressenti…………… Figure III.3. Carte isoséiste du séisme d’El Ouricia du 13 novembre 1957…………………… Figure III.4. Carte d’intensité du séisme de Mahouan du 18 février 1958…………………….. Figure III.5. Carte isoséiste du séisme de Behagle du 4 septembre 1963……………………... Figure III.6. Carte isoséiste du séisme de Bir Hadada du 27 janvier 1968……………………. Figure III.7. Carte isoséiste du séisme d’El Ouricia du 11 juillet 1975………………………. Figure III.8. Carte isoséiste du séisme de Djemila du 14 avril 1977…………………………. Figure III.9. Carte montrant la surface de maximum intensité lors du séisme du 10 novembre 2000 de Beni-Ourtilane………………………………………………………………………….

3 77 83 21 22 24 24 59 74

Figure III.10. Carte sismo-tectonique montrant les failles actives et potentiellement actives dans la Wilaya de Sétif………………………………………………………………………….. Figure IV.1. Carte géologique de la région de Bougaa ………………………………………... Figure IV.2. Localisation des principaux glissements de terrain sur la carte géologique de la région de Bougaa ……………………………………………………………………………….

Liste des tableaux

Tableau I.1. Echelle M.S.K……………………………………………………………………. Tableau I.2. Echelle de Richter………………………………………………………………… Tableau I.3. Les séismes les plus importants (M>6) en Algérie depuis un siècle……………... Tableau I.4. Les séismes les plus meurtriers dans le monde ces dix dernières années………… Tableau III.1. Liste des principaux séismes survenus dans la Wilaya de Sétif ……………….. Tableau IV.1. Tableau récapitulatif des principaux mouvements de pentes dans la wilaya de Sétif……………………………………………………………………………………………...

Introduction générale

Introduction générale

Dans la Wilaya de Sétif, les risques naturels majeurs les plus importants

sont le risque sismique et le risque mouvements de terrain (glissements de terrain). Au premier stade d’évaluation des risques naturels d’une région donnée, les catastrophes antérieures doivent être examinées suivies d’une reconnaissance de terrain. Pour étudier les catastrophes antérieures, il est important et efficace de rechercher l’historique des catastrophes antérieures. Cela peut être effectué en examinant les documents existants, les précédents dossiers géotechniques, les levés sur le terrain et les déclarations des riverains…..

Ainsi, l’objet d’étude de notre travail est d’apporter une contribution à l’étude des risques naturels (sismique et mouvements de terrain) dans la Wilaya de Sétif en procédant à la première étape d’étude des risques naturels, c’est-à-dire effectuer une recherche historique des catastrophes antérieures. Nous avons ainsi rassemblé et synthétisé l’ensemble des séismes historiques et glissements de terrain qui ont affectés la Wilaya de Sétif. Une synthèse sur les risques naturels et sur le cadre géographique, géologique et hydrogéologique de la région a également été effectuée. Enfin, une visite sur le terrain (ville de Bougaa) nous a permis d’étudier in situ des cas de glissements de terrain. Ce travail pourrait servir de base pour de futures études approfondies sur les risques sismiques et mouvements de terrain dans la région.

Ce mémoire est subdivisé comme suit :

- le premier chapitre sera consacré à des généralités sur les risques naturels notamment sur les risques sismiques et mouvements de terrains qui sont l’objet de cette étude ;

- la deuxième partie sera consacrée au contexte géographique, géologique et hydrogéologique de la région d’étude (Wilaya de Sétif) ;

- la troisième partie portera sur la sismicité historique de la Wilaya de Sétif ;

- enfin, le quatrième chapitre sera consacré au risque mouvements de terrain dans la Wilaya de Sétif où on passera en revue l’ensemble des glissements de terrain qui ont affecté la région d’étude ces dix dernières années. Une étude de cas (glissements de la région de Bougaa) sera également abordée dans ce chapitre.

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Chapitre I

Généralités sur les risques naturels

Chapitre I Généralités sur les risques naturels

I.1. Définitions (BRGM, 2006 ; figure I.1)

Le risque est la possibilité de survenance d'un évènement susceptible de porter

atteinte à l'équilibre naturel. Le risque résulte de la conjonction d'un aléa et des enjeux en présence.

o L'aléa est la probabilité d'occurrence d'un phénomène donné. On parle toujours

d'un aléa pour un phénomène et une durée donnés : aléa volcanique, aléa sismique, aléa mouvement de terrain, aléa inondation.

o Les enjeux sont les personnes, les biens, les équipements et l'environnement menacés par l'aléa, et susceptibles de subir des préjudices.

Figure I.1. Schémas explicatifs des notions d’aléa, enjeu et risque (BRGM, 2006)

Il y a risque naturel lorsqu'un enjeu est menacé, même potentiellement, par un phénomène naturel.

Un phénomène naturel ne menaçant aucun enjeu reste un phénomène naturel. Par exemple : une avalanche au fond d'une vallée non fréquentée n'est pas un risque naturel.

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I.2. Les phénomènes naturels dangereux (Martin, 2006)

Les chutes de météorites, les éruptions volcaniques, les séismes, les tsunamis, les cyclones, les crues, les mouvements de terrain….sont des événements intempestifs de phénomènes naturels qui peuvent être plus ou moins fréquents et se révéler plus ou moins dangereux en certaines circonstances dans certains sites.

I.2.1. Les cycles naturels Les phénomènes naturels sont généralement liés aux cycles naturels qui peuvent être

résumés dans le schéma de la figure I.2.

Figure I.2. Classification des cycles naturels (schéma réalisé d’après la classification de Martin, 2006)

Les cycles astronomiques : qui sont liés aux mouvements des astres dans le Système

solaire. On distingue :

o Les cycles extraterrestres, liés aux mouvements des planètes (excepté la Terre), astéroïdes et comètes autour du Soleil et de la Lune autour de la Terre. La chute de météorites en tant que risques naturels est liée à ce cycle.

o Les cycles de la Terre, liés aux mouvements de la Terre autour du Soleil et autour de son axe de rotation. A ces cycles sont liés le climat et les glaciations.

Le cycle géologique : le cycle géologique est le modèle schématique de

comportement du système terrestre selon lequel, depuis l’origine de la Terre, des reliefs se créent et se détruisent incessamment à la surface du globe. On distingue des phases interne d’orogenèse et surrection et externe d’érosion, altération, ablation, transport, sédimentation et diagenèse.

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o Géodynamique interne (la production des reliefs), liée à la tectonique des plaques et due à la dissipation de l’énergie interne de la Terre. Selon la théorie de la tectonique des plaques, la partie superficielle de la Terre est formée de plaques rigides d’une centaine de kilomètres d’épaisseur, flottant sur l’asthénosphère. Ces plaques sont en mouvement les uns par rapport aux autres et peuvent comporter une croûte océanique ou continentale ou les deux. La croûte océanique est formée au milieu des océans au niveau des dorsales océaniques et peut disparaître par plongement au niveau des zones de subduction (figure I.3). Quand deux plaques continentales se rencontrent, une chaîne de Montagnes se forme. Le mouvement des plaques se manifeste en surface par les séismes et les éruptions volcaniques, événements naturels les plus dangereux.

Figure I.3. Schéma récapitulatif des manifestations en surface de la Géodynamique interne (Martin, 2006).

o Géodynamique externe (la destruction des reliefs), qui concerne la dynamique des

enveloppes externes telles que l'hydrosphère, l'atmosphère et les interactions entre ces enveloppes et la lithosphère : érosion, transport, sédimentation, diagenèse (figure I.4). Ces phénomènes sont susceptibles d’être des facteurs de risques « naturels » ; on rattache par exemple les glissements et les écroulements à l’érosion, les subsidences et les tassements à la diagenèse.

o

Figure I.4. Schéma récapitulatif des manifestations de la Géodynamique externe (Martin,

2006).

Les cycles atmosphériques : L'activité solaire est à l'origine des cycles atmosphériques. Des écarts d'apport énergétique solaire entre les différents points du globe naissent les phénomènes météorologiques les plus divers.

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Le cycle de l’eau : provoque et entretient en grande partie la destruction des reliefs. L’eau s'évapore depuis la surface des océans dans l'atmosphère où, sous forme de nuages, elle se déplace sur des distances importantes. Au-dessus des continents, l'eau en suspension dans les nuages se condense et retombe sous forme de précipitations, s'infiltrant dans le sol et alimentant les lacs et les cours d'eau. Cette eau finit par retourner aux océans et le cycle recommence (figure I.5).

Figure I.5. Le cycle de l’eau (Martin, 2006). I.2.2. Les phénomènes naturels dangereux Une classification simplifiée des phénomènes naturels susceptibles d’être dangereux

est donnée dans la figure I.6.

Les chutes de météorites : des chutes de météorites peuvent se produire partout, n’importe quand, de n’importe quel volume et sont imprévisibles. Comme exemple, citons l'événement de la Toungouska survenue le 30 juin 1908 en Sibérie, qui a détruit la forêt sur un rayon de 20 kilomètres et fait des dégâts jusqu'à une centaine de kilomètres.

Les phénomènes d’origine interne : les effets de la tectonique des plaques sont les

éruptions volcaniques et les séismes qui se produisent à la limite entre les plaques tectoniques. Exemple : la ceinture de feu à la périphérie du Pacifique connue pour ses séismes destructeurs et son volcanisme actif.

o Eruptions volcaniques : plus de six cents volcans sur Terre ont eu des

éruptions pendant la période historique. Ces éruptions sont rares même près des volcans actifs. Comme exemple, citons le réveil du volcan Pinabuto aux Philippines qui a fait plus de 800 victimes en 1991, décimant des dizaines de milliers d'hectares.

o Séismes : on appelle séismes les vibrations terrestres naturelles et résultent de

la libération brusque d'énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Il se produit de très nombreux séismes tous les jours, mais la plupart ne sont pas ressentis par les humains. Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices. Citons comme exemple le séisme qui frappa la capitale haïtienne Port-au-Prince en 2010 et qui a fait plus de 230 000 morts.

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o Tsunamis : ce sont des ondes isolées du large qui s’amplifient démesurément à l’approche des côtes et pénètrent souvent très loin du rivage, provoquant alors des dommages bien plus considérables que les tempêtes. Comme exemple, citons le Tsunami qui ravagea les côtes des pays de l’océan indien en 2004 et fait plus de 230.000 morts.

Les phénomènes atmosphériques : les événements atmosphériques (cyclones,

tempêtes, tornades…) et les événements naturels qui en sont les sous-produits (inondations, mouvements de terrains…) sont les aléas les mieux connus et les plus suivis.

o Les phénomènes climatiques : les phénomènes climatiques glaciations,

eustatisme, sécheresse affectent une partie voire l’ensemble du globe pour des durées qui dépassent largement le temps humain et même historique. Exemple : la sécheresse qui a eu lieu dans les années 1970 et 1980 au Sahel et qui a fait des centaines de milliers de morts.

o Les phénomènes météorologiques : les phénomènes météorologiques,

moussons, cyclones, tornades, orages … affectent des régions bien déterminées et sont plus ou moins saisonniers. Exemple : l’ouragan Katrina qui dévasta le Sud-Est des Etats-Unis en 2005 a fait 1 836 morts.

Phénomènes liés aux conditions atmosphériques

o Inondations, crues, tempêtes littorales : ces phénomènes provoquent et

entretiennent, l’érosion, le transport et la sédimentation à l’échelle régionale, et des déplacements de lits, de côtes, des modifications de paysages… à l’échelle locale. Exemple : les inondations liées à la mousson qui ont eu lieu en 2010 au Pakistan et qui ont fait 1600 morts et 12 millions de sinistrés.

o Avalanches : sont des aléas naturels extrêmement fréquents en Montagne et

souvent très graves.

Les mouvements de terrain : ce sont les effets de la gravité sur le matériau terrestre, associée à ders événements déclencheurs, séismes, fortes précipitations, excavations naturelles ou artificielles.

o Mouvements de pente : constituent la classe la plus vaste d’aléas. Ce sont des

mouvements obliques, qui affectent les pentes tant naturelles qu’artificielles, écroulements, coulées, glissements ….

o Mouvements verticaux : comprennent les affaissements, effondrements,

tassements… qui résultent de la consolidation progressive de sédiments, sous l’effet de leur propre poids, à laquelle s’ajoute parfois la subsidence, d’effondrements de voûtes de cavités de formations karstiques, gypseuses… ils peuvent être provoqués soit par surcharge locale de la surface du sol, comme celle résultant de la construction d’un ouvrage, soit par extraction de matériau du sous-sol, comme lors de l’exploitation de pétrole, d’eau, de matériaux, de minerai, la construction de galeries…

Figure I.6. Classification des phénomènes naturels « dangereux » (schéma réalisé d’après la classification de Martin, 2006)


Dans ce qui suit, nous développerons en détails les phénomènes naturels susceptibles d’être dangereux liés au cycle géologique et qui font l’objet de ce mémoire (qui concernent la région d’étude) : mouvements de terrain et séismes.

I.3. Les mouvements de terrain

Les mouvements de terrain regroupent tous les cas de déplacement de masses de terrain sous l’action de la pesanteur. Ils peuvent être très lents ou extrêmement rapides. On peut classer les mouvements de terrain en deux grands types (figure I.7) :

Le premier groupe concerne les déplacements obliques vers des surfaces libres inclinées ; ils affectent les pentes naturelles ou terrassées : c’est les mouvements de pente.

Le second groupe concerne les déplacements verticaux confinés abaissant sans rupture des surfaces horizontales : c’est les mouvements verticaux.

I.3.1. Les mouvements de pente

Les mouvements de pente constituent la classe la plus vaste d’aléas. Ce sont des

mouvements obliques qui affectent les pentes tant naturelles qu’artificielles. De nombreuses classifications ont été proposées pour rendre compte de la diversité des mouvements de pente. Les principaux critères de classification retenus sont :

Types de terrain affectés. Types de mouvements. Vitesse des processus. Taux de remaniement des matériaux après le mouvement.

Les mouvements de pente les plus fréquents sont classés en :

Ecroulement rocheux. Mouvements lents et continus (reptation et fluage). Glissements. Coulées, laves et lahars.

Les causes des mouvements de pente sont nombreuses ; les principales sont d’ordre :

Hydrogéologique : altération de matériau, accumulation d’eau souterraine… Mécanique : vibrations, suppression de butée, affouillement en pied de pente et/ou

accroissement de poussée, surcharge en tête…..

Les mouvements de pente peuvent être activés par : (1) un séisme ; (2) des précipitations excessives ; (3) une crue ; (4) une tempête ; (5) des ruptures de canalisations d’eau ou d’assainissement ; (6) un défaut de drainage ; (7) un dégel rapide ; (8) un terrassement mal étudié ou intempestif ; (9) une construction mal implantée ou mal conçue ; (10) un soutènement inadapté ….

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Figure I.7. Classification des mouvements de terrain (schéma réalisé d’après la classification de Martin, 2006)


I.3.1.1. Les écroulements

Ce sont des chutes soudaines de masses rocheuses (Figure I.8). On utilise le terme de chute de pierres lorsque des fragments ou des blocs de petite taille se détachent d’une paroi rocheuse. Le terme écroulement (ou éboulement) est utilisé lorsque la chute affecte, simultanément, une masse importante de matériaux de gros calibre. Les écroulements ont deux origines : présence de fractures préexistantes et de niveaux tendres sous-jacents.

Falaise initiale

Etat final

Figure I.8. Ecroulement I.3.1.2. Mouvements lents et continus

Les mouvements lents et continus affectent soit la couverture meuble de talus, soit l’altérite et/ou le substratum plus ou moins décomprimé de versants montagneux.

a. Reptation

La reptation consiste en un déplacement et une redistribution des particules, au sein d’une formation meuble, sous l’action de la pesanteur ce qui se traduit par une lente descente de l’ensemble. Elle s’exprime, le long des versants en pente par la courbure de la base des troncs d’arbre, l’inclinaison des piquets des pâtures, et le fauchage de la partie sommitale des affleurements de roches meubles (figure I.9).

b. Fluage Le fluage se produit généralement au sein de formations (marnes, argiles plastique,

etc.) de grande épaisseur, supportant une surcharge (naturelle ou anthropique). Ce type de phénomène s’observe également dans des remblais constitués d’argiles, qui ont été amenées à des teneurs en eau élevées au cours du temps et fluant sous leur propre poids. Dans l’exemple de la figure I.10, le banc de marne flue sous le poids de la falaise calcaire. Ceci peut provoquer une fissuration du banc calcaire peu déformable et un risque d’écroulement de la falaise.

12


Figure I.9. Exemple de reptation

Fissure

Falaise calcaire

Ventre

Figure I.10. Exemple de fluage

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I.3.1.3. Les glissements Les glissements consistent en une descente massive et relativement rapide de

matériaux le long d’une surface bien définie. Ils se produisent généralement dans des matériaux faiblement cohérents (marnes, argiles..). Un glissement de terrain se produit lorsque les contraintes de cisaillement, dues aux forces motrices telles que le poids, excèdent la résistance du sol le long de la surface de rupture. Les glissements sont les mouvements qui affectent le plus fréquemment les ouvrages de génie civil et génie minier.

Les principaux éléments morphologiques d’un glissement sont représentés sur la

figure I.11.

Figure I.11. Principaux éléments de description d’un glissement de terrain (Durville et Sève, 1996)

La forme de la surface de rupture a permis de définir deux grandes catégories de

glissement :

Glissement plan ; Glissement rotationnel simple ;

a. Glissement plan

Il se produit suivant un plan, le plus souvent au niveau d’une zone de discontinuité

entre deux matériaux de nature différente par exemple limite entre une altérite et son substrat (figure I.12). La ligne de rupture suit une couche mince de mauvaises caractéristiques sur laquelle s’exerce souvent l’action de l’eau. Une telle couche est appelée « couche savon ».

b. Glissement rotationnel Ce type de glissement est très fréquent. Le terrain glisse le long d’une surface concave

ayant la forme d’une cuillère (figure I.13). La partie supérieure affaissée se scinde en blocs surmontés d’escarpement de failles. La partie inferieure évolue en une coulée plus ou moins développée.

14


Figure I.12. Glissement plan

Figure I.13. Glissement rotationnel

15


16

I.3.1.4. Les coulées

Les coulées sont assimilables à l’écoulement d’un fluide visqueux charriant des éléments de tailles diverses (depuis les fines jusqu’aux blocs) sur des distances parfois importantes. Elles se produisent à partir de matériel meuble, momentanément saturé en eau, prenant alors une consistance plus ou moins visqueuse, parfois proche de la fluidité. On distingue plusieurs types de coulées telle que : (i) coulées boueuses (incluant coulée de blocs, de terre, de boue, lave torrentielle, lahar : coulée boueuse d’origine volcanique, avalanche de débris et se produisant surtout en montagne) (Figure I.14), (ii) coulées de solifluxion (déplacement lent des sols en milieu périglaciaire, résultant de l’instabilité de la partie dégelée du sol, en surface, au cours de l’été).

Figure I.14. Coulée de boue


I.3.2. Les mouvements verticaux

Les affaissements et effondrements sont aussi des mouvements naturels provoqués ; naturels, ils résultent de la consolidation progressive de sédiments, sous l’effet de leur propre poids, à laquelle s’ajoute parfois la subsidence, d’effondrements de voûtes de cavités de formations karstiques, gypseuses… ils peuvent être provoqués soit par surcharge locale de la surface du sol, comme celle résultant de la construction d’un ouvrage, soit par extraction de matériau du sous-sol, comme lors de l’exploitation de pétrole, d’eau, de matériaux, de minerai, la construction de galeries… I.3.2.1. Les affaissements Les affaissements sont des mouvements verticaux de terrain qui abaissent lentement et sans rupture, la surface du sol, la plupart résultent d’un processus naturel, la consolidation ; ils produisent des cuvettes et dépressions parfois très vastes et des tassements d’ouvrages. Les effondrements de cavités profondes comme les mines peuvent produire de vastes zones d’affaissements en surface. Les mouvements provoqués par le dégel ou la sécheresse sont des cas particuliers plus limités mais néanmoins souvent dommageables.

La consolidation : elle affecte des matériaux meubles récemment déposés, sédiments subactuels, remblais…Elle est le résultat de l’écrasement des interstices d’un matériau granuleux, sous l’effet de son propre poids

Les tassements d’ouvrages : un ouvrage construit dans un site dont le sous-sol est

rocheux ou meuble, induit un champ de contraintes qui provoque sous lui des déformations progressives et permanentes. l’ouvrage s’enfonce plus ou moins dans le sol et peut subir des distorsions qui entrainent sa fissuration, voire son inclinaison.

Les affaissements miniers : Le sol des régions de mines s’affaisse généralement de

façon irrégulière et sur de grande surface. Certaines techniques d’exploitation des mines créent des vides souterrains importants qui se comblent par effondrement du toit, cela entraine la décompression et la fragmentation des matériaux stériles coiffant le gisement.

I.3.2.2. Les effondrements

Les effondrements sont des écroulements subverticaux entraînés par des ruptures

brusques de toits de cavités naturelles résultant de dissolutions de roches, calcaire ou gypse ou de soutènements de carrières souterraines ou de mines ; selon la surface, la hauteur et la profondeur de la cavité, ils aboutissent en surface à des dépressions, des cuvettes, des avens, des gouffres ou des fontis, après s’être propagés à travers toutes sortes de matériaux, entre la cavité et le sol, en les fracturant et en les faisant foisonner.

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Figure I.15. Les affaissements

Figure I.16. Les effondrements

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I.4. Les séismes et le risque sismique

I.4.1. Définitions

On appelle tremblement de terre ou séisme toute secousse (vibration de la surface de la Terre) ou série de secousses plus ou moins violentes du sol.

Les séismes sont provoqués par la libération d’une grande quantité d’énergie

accumulée depuis des dizaines ou des centaines d’années ans une région donnée. Cette énergie libérée se propage sous forme d’ondes sismiques qui provoque des vibrations à la surface de la terre. En général, l’énergie est libérée lors de la fracturation des roches en profondeur.

On appelle foyer ou hypocentre le lieu ou se produit le premier choc en profondeur

(C’est le lieu de la rupture des roches en profondeurs) (figure 1). On appelle épicentre, le point de la surface situé à la verticale du foyer (figure 1). A

l’épicentre, la force d’un tremblement de terre est maximale, et à mesure qu’on s’éloigne elle diminue.

L'intensité d'un séisme est définie en un lieu par rapport aux effets produits par ce séisme (effets et conséquences du séisme en un lieu donné).

Les lignes d’égale force (intensité) d’un tremblement de terre s’appellent isoséistes (figure 1).

L’instrument utilisé pour enregistrer les séismes s’appelle : le sismographe.

Figure I.17. Foyer, épicentre et lignes isoséistes.


I.4.2. Classification des séismes

La classification des tremblements de terre se base sur un nombre de critères. Les plus importants sont : (1) la profondeur du foyer ; (2) l’origine du séisme et (3) l’intensité et la magnitude des tremblements de terre.

Selon la profondeur du foyer, on distingue :

o Les séismes superficiels : la profondeur du foyer est inférieure à 60 km.

o Les séismes intermédiaires : le foyer est situé entre 60 et 300 km de profondeur.

o Les séismes profonds : la profondeur du foyer dépasse 300 km.

Selon l’origine du séisme, on distingue les séismes d’origine tectonique et ceux d’origine non-tectonique.

o Les séismes d’origine tectonique sont directement liés aux

mouvements de l’écorce terrestre le long de failles. C’est les plus importants (95 % des séismes enregistrés), les plus destructeurs et peuvent affecter de grandes superficie.

o Les séismes d’origine non-tectonique peuvent être provoqués par des éruptions volcaniques, l’effondrement de cavités souterraines naturelles ou par de gros glissements de terrain. Ces séismes sont en général de faible intensité et concernent des superficies limitées.

Une autre classification se base sur l’intensité ou la magnitude d’un séisme. Nous

avons déjà indiqué que l’intensité d’un séisme est liée aux effets et conséquences du séisme en un lieu donné. La magnitude d’un séisme est différente de l’intensité et exprime la quantité totale d’énergie libérée lors d’un tremblement de terre.

o Il existe plusieurs échelles d’intensité : la plus utilisée est l’échelle M.S.K

(Medvedev-Sponheuer-Karnik) précisant l’ancienne échelle de Mercalli. Elle compte 12 degrés (tableau 1), le degré 1 correspond à une secousse mesurée uniquement par les instruments, et les dégâts matériels ne sont importants qu’à partir de 8.

o L’échelle des magnitudes utilisée dans le monde est celle de Richter. Elle compte 9 degrés (tableau 2).

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Degrés Dégâts observés Magnitude équivalente

I Secousse non perceptible. La secousse est détectée et enregistrée seulement par les sismographes.

< 3,4

II Secousse à peine perceptible; quelques individus au repos ressentent le séisme.

3,5-4,2

III Secousse faible ressentie de façon partielle. La vibration ressemble à celle provoquée par le passage d'un camion léger.

3,5-4,2

IV Secousse largement ressentie. La vibration est comparable à celle due au passage d'un gros camion.

4,3-4,8

V Réveil des dormeurs. Le séisme est ressenti en plein air. 4,9-5,4

VI Frayeur. Le séisme est ressenti par la plupart des personnes aussi bien à l’intérieur qu’à l’extérieur des habitations. Les meubles sont déplacés.

5,5 -6,1

VII Dommages aux constructions. Quelques lézardes apparaissent dans les édifices.

5,5 -6,1

VIII Destruction de bâtiments. Les cheminées des maisons tombent. 6,2-6,9

IX Dommages généralisés aux constructions. Les maisons s'écroulent. Les canalisations souterraines sont cassées.

6,2-6,9

X Destruction générale des bâtiments. Destruction des ponts et des digues. Les rails de chemin de fer sont tordus.

7,0 -7,3

XI Catastrophes. Les constructions les plus solides sont détruites. Grands éboulements.

7,4-7,9

XII Changement du paysage et bouleversements importants de la topographie. Les villes sont rasées.

> 8

Tableau I.1 : Echelle M.S.K.

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Magnitude Description de l’intensité du séisme

2,5 4,5 6 7 8

Non ressenti, mais enregistré par les sismographes

Provoque de faibles dommages Destructif dans les régions peuplées

Grand séisme, provoque de sérieux dommages Séisme majeur qui provoque la destruction totale des

habitations

Tableau I.2 : Echelle de Richter

I.4.3. Enregistrement des séismes

Un sismographe est un appareil que l'on emploie pour enregistrer les chocs et vibrations créés par les tremblements de terre. Un sismographe doit être attaché à la surface de vibration de la Terre et vibre en même temps que cette surface.

Pour mesurer le mouvement vertical, les sismographes emploient une masse lourde supportée par un ressort. Le ressort est attaché au support qui est lui-même connecté à la terre. Lorsque la terre vibre, le ressort se comprime et se décomprime, mais la masse reste presque stationnaire. Pour mesurer le mouvement horizontal, la masse lourde est suspendue comme un pendule - il y a un appareil pour mesurer les mouvements est-ouest et un autre pour mesurer les mouvements nord-sud. Les sismographes modernes sont capables de détecter des vibrations aussi petites que 10-8 centimètre.

La courbe dessinée par le sismographe s’appelle : sismogramme (figure I.18).

Figure I.18. Schéma simplifié d’un sismographe

22


23

I.4.4. Distribution mondiale des séismes Les tremblements de terre se produisent dans les régions actives du point de vue

géologique (zones de subduction), les zones des dorsales océaniques et les régions de formation de chaînes de Montagnes. Ils se localisent dans les zones de limite des plaques tectoniques. Les zones où se produisent fréquemment des séismes sont dites ceintures sismiques. On connaît trois principales ceintures sismiques à la surface de la Terre (figure 8) :

La ceinture Circum pacifique : c’est la zone qui entoure l’océan pacifique. C’est la

plus importante zone sismique à la surface de la Terre et libère plus de 80 % de l’énergie sismique de notre planète. Cette chaîne couvre le Chili, le Pérou, l’Amérique Central, la région des Caraïbes, le Mexique, Kamtchatka, le Japon, les Philippines, L’Indonésie, la Nouvelle Zélande…. Cette zone coïncide avec les zones de subduction et les foyers des séismes peuvent être profonds.

La ceinture Alpo-himalayenne : elle comprend la bande plissée allant des Açores à

la Birmanie en passant par l’Espagne, le Maroc, l’Algérie, l’Italie, la Turquie, l’Iran, le Nord de Inde et l’Himalaya. La majorité des séismes de cette ceinture sont superficiels.

La zone des dorsales océaniques : des séismes sont localisés le long des dorsales

océaniques. Ils sont en général imperceptibles étant donné qu’ils se produisent au milieu des océans.

Figure I.19. Carte de la distribution mondiale des tremblements de Terre


I.4.5. Les séismes en Algérie

Le plus puissant tremblement de terre de l’histoire enregistré en Algérie est celui qui se produisit à El Asnam (Chlef) le 10 octobre 1980. Sa magnitude a atteint 7,3 sur l’échelle de Richter et a fait 2600 victimes. Les tremblements de terre les plus importants (magnitude supérieure à 6) en Algérie des 100 dernières années sont donnés dans le tableau 3.

Ville / Zone Date Magnitude

Victimes

Sour el Ghozlane

24/06/1910 M=6,6 ------

Nord d’El Asnam (Chlef)

25/09/1922 M=6,1 2 morts

El Asnam (Chlef)

09/09/1954 M=6,7 1243 morts

El Asnam (Chlef)

10/10/1980 M=7,3 2600 morts

Zemmouri (Boumerdès)

21/05/2003 M=6,9 2300 morts

Tableau I.3 : les séismes les plus importants (M>6) en Algérie depuis un siècle.

I.4.6. Les grands séismes dans le monde

Le plus puissant tremblement de terre de l’histoire enregistré est celui qui se produisit

au Chili le 22 mai 1960. Sa magnitude a atteint 9,5 sur l’échelle de Richter. Il a fait 3000 victimes. Les tremblements de terre les plus meurtriers dans le monde ces dix dernières années sont donnés dans le tableau 4.

Ville / Zone Pays Date Magnitude Victimes

Bhuj Inde 26/01/2001 M=7,7 20 085 morts Bam Iran 26/12/2003 M=6,6 26 200 morts Sumatra Indonésie 26/12/2004 M=9,3 232 000 morts Muzaffarabad Pakistan 08/10/2005 M=7,6 79 410 morts Province du Sichuan

Chine 12/05/2008 M=7,9 87 149 morts

Port-au-Prince Haïti 12/01/2010 M=7,2 230 000 morts

Tableau I.4 : les séismes les plus meurtriers dans le monde ces dix dernières années.

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I.4.7. Le risque sismique

Le risque sismique correspond à la probabilité de pertes humaines et de dégâts sur un secteur en fonction de l’aléa sismique au cours d’une période donnée, ce que l’on exprime généralement par : R=A x V, où :

R = risque sismique ; A = aléa sismique, qui correspond à la probabilité qu'un séisme d'une certaine

magnitude puisse affecter une région durant une période donnée ; V = vulnérabilité, capacité d’un enjeu (personnes, biens, activités, moyens, etc.) à

résister à un aléa donné

La précision de l'aléa repose sur une bonne connaissance au niveau régional du contexte géologique et tectonique et de la sismicité historique. Par ailleurs, face à un phénomène comme les séismes où l’on ne peut contraindre l’aléa, on ne peut diminuer le risque qu’en réduisant la vulnérabilité.

Le risque sismique se mesure en grande partie à l’aune de la densité et du niveau de développement des populations des zones sensibles et à celle de la qualité de ses constructions. Car en fait, contrairement à tous les autres phénomènes destructeurs, ce n’est pas le séisme lui-même qui est dangereux, mais les ouvrages qu’il affecte s’ils sont mal implantés et/ou mal construits (Martin, 2006).

I.5. Relation entre les séismes et les mouvements de terrain

Les séismes peuvent avoir des effets secondaires qui consistent en des mouvements de terrain : glissements de terrain, écroulement, perte de cohésion de terrain gorgé d’eau ou liquéfaction. Plusieurs de ses effets se combinent parfois ou bien déclenchent à leur tour d’autre effets, eux-mêmes néfastes.

I.5.1. Glissement de terrain Les glissements de terrain sont très communs dans les zones épicentrales des séismes,

aussi bien à terre (Photo 1) qu’en mer. Leur nombre et leur importance est fonction de la magnitude du séisme. Il en est de

même pour la surface (figure I.20) sur laquelle ils peuvent se produire : jusqu’à plus de 100 000 km2 pour du séisme de magnitude supérieure à 8 (Keefer, 1984).

En 1980, le séisme d’El Asnam de magnitude Ms = 7.2 a frappé une région dont la lithologie dominante (marnes du Messinien) est très favorable aux glissements. Celui de Beni Rached (figure I.21) le plus grand d’entre eux d’une surface d’environ 18 km2 se présentait avec une disposition typique en arc de cercle de la niche d’arrachement, lieu d’effondrement de sa partie supérieure, alors que sa base montrait des évidences de compression.

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26

Figure I.20. Glissement ; rapport surface affectée en km2-magnitude (D’après Keefer 1984)

Figure I.21. Glissement de Beni Rached (séisme d’El Asnam, 1980) (Dessin modifié, d’après Philip et Maghraoui, 1983)


I.5.2. Eboulements et écroulements rocheux En raison du contexte tectonique qui leur donne naissance, les séismes frappent

souvent des régions à fort relief qui comportent des masses rocheuses rigides vigoureusement attaquées par l’érosion et affleurent en falaise. Ces dernières sont la source d’éboulement et chutes de blocs et pierres.

I.5.3. Liquéfaction

Ce phénomène accompagne très fréquemment les séismes. Sous l’effet des secousses sismiques, certaines formations géologiques superficielles (en général terrasse alluviales et remblaiements récents de plaines alluviales, contenant une nappe phréatique), perdent leur cohésion et se « liquéfient ». Sur le terrain, après un séisme, des craterlets ou « volcans » de sable (photo 2) sont les manifestations visibles les plus nettes de ce phénomène : de l’eau et du sable de la couche liquéfiée sont éjectés à la surface, à cause du poids des niveaux sus-jacents qu’ils traversent par des fontes et fissures.

L’étendue de la zone de liquéfaction peut être très importante. Elle dépend de la

magnitude de séisme (figure I.22)

Figure I.22. Liquéfaction : rapport magnitude-distance à l’épicentre (d’après Ambraseys, 1988).

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Photo I.1. Niche d’arrachement du glissement de Beni Rached (séisme El Asnam 1980)

Photos I.2. « Volcans de sable » (craterlets) dus à la liquéfaction dans les alluvions de l’oued Cheliff (séisme de l’El Asnam).

Chapitre II

Contexte géographique et géologique de la région

d’étude

Chapitre II Contexte géologique

II.1. Cadre Géographique II.1.1. Localisation géographique de la wilaya de Sétif Du point de vue géographique, la wilaya de Sétif est localisée dans l’Est algérien dans la

région des Hauts-Plateaux. Elle est limitée : (i) au Nord par les wilayas de Béjaia et Jijel ; (ii) à l’Est par la wilaya de Mila ; (iii) au Sud par les wilayas de Batna et M’Sila ; et (iv) à l’Ouest

par la wilaya de Bordj Bou Arréridj. Elle occupe une superficie de 6.549,64 km2, et se

compose de 60 communes réparties en 20 Daïras (Figure II.1).

Figure II.1. Carte montrant les principales communes de la Wilaya de Sétif et les wilayas limitrophes

II.1.2. Le climat La wilaya se caractérise par un climat continental semi-aride, avec des étés chauds et secs

et des hivers rigoureux. Les pluies sont insuffisantes et irrégulières à la fois dans le temps et dans l’espace ; si les monts de Babor sont les plus arrosés en recevant 700 mm par an, la quantité diminue sensiblement pour atteindre 400 mm en moyenne par an sur les hautes plaines ; par contre la zone Sud –Sud- Est est la moins arrosée, les précipitations ne dépassent pas les 300 mm (Figure II.2).

30


Figure II.2. Répartition des niveaux de pluies dans la wilaya de Sétif

II.1.3. Le relief

Sur le plan relief, on distingue trois grandes zones (Figure II.3) :

Zone montagneuse : la moitiè nord est organisée à partir de deux lignes principales de reliefs. La plus septentrionale correspond à la chaîne des Babor dont le point culminant est le sommet du Djebel Babor (2004 m). La deuxième ligne de hauteurs moins continue accidente les reliefs qui s’abaissent doucement vers le Sud. D’Ouest en Est, il s’agit des Biban de Zemmoura (1503 m), du Djebel Guergour (1613 m), du Djebel Anini (1554 m), du Djebel Mégriss (1737 m), du Djebel Médjounès (1461 m) et des hauteurs de Djemila (1462 m). La partie Sud et Sud-Ouest de la région est occupés par les premiers contreforts des monts du Hodna et appartient à cette zone, où l'altitude atteint 1890 m à Djebel Boutaleb. Cette zone occupe plus de 40% de la superficie de la wilaya.

Zone des hautes plaines : c'est une immense étendue, occupant 50% de la superficie totale de la wilaya, relativement plate dont l'altitude varie de 950 m à l’Ouest jusqu’à 750 m à l’Est. Des reliefs isolés surgissent de ces plaines dans la partie méridionale de cette zone : le Djebel Zdimm (1160 m), le Djebel Youcef (1442 m), le Djebel Braou (1263 m), le Djebel Tnoutit (1192 m) et massifs du Djebel el Meksem (1077 m), du Rokbet el Djemel (1406 m), du Djebel Rherour (1271 m) et du Djebel el Hammam (1237 m).

Zone de dépression Sud et Sud Est : située dans le Sud et le Sud Est de la wilaya, où l'altitude dépasse rarement les 900 m. Cette zone pratiquement plate couvre une superficie de 10% de l'espace de la wilaya et se caractérise par la présence des `chotts' ou dépression salées (Chott El Beidha près de Hammam Sokhna ; Chott El Ferain à Ain-Lahdjar et Sebkhet Melloul au Sud de Bazer Sakhra).

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Figure II.3. Carte des reliefs de la wilaya de Sétif. Pente > 12 % : zone montagneuse. Pente entre 3 et12 % : zone des hautes plaines.

Pente < 3 % : zone de dépression Sud.

II.1.4. Le réseau hydrographique

Le réseau hydrographique est organisé autour du dispositif montagneux de la région. La moitié Nord envoie ses eaux de surface vers le bassin méditerranéen par les réseaux de l’Oued Bou Sellam qui rejoint la Soummam, de l’Oued Agrioun, de l’Oued el Kebir, de l’Oued bou Selah et de l’Oued Rhumel. Ces réseaux d’Oueds alimentent les barrages et autres retenues collinaires de la région Le reste possède une hydrographie endoréique centrée sur les Chotts (Figure II.4).

II.1.5. La végétation

La barrière climatique des reliefs septentrionaux et l’altitude accentuent les contrastes et diversifient la végétation. On distingue sur les monts les forêts d'Alep de cèdre, le sapin de Numidie, le cyprès et le chêne vert et le chêne-liège. Par ailleurs, la zone montagneuse demeure une région de l'arboriculture notamment l'olivier et le figuier.

Les hautes plaines sont le domaine de la céréaliculture et des cultures maraîchères. Par contre pour la zone semi aride, et compte tenu de la qualité saline de ses sols, la flore est généralement pauvre.

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Figure II.4. Le réseau hydrographique de la Wilaya de Sétif.

II.2. Cadre Géologique

II.2.1. Cadre Géologique régional

La région de Sétif appartient aux séries telliennes des zones externes de la chaîne des Maghrébides de l’Afrique du Nord.

La chaîne des Maghrébides fait partie de l’orogène alpin péri-méditerranéen (Durand-Delga, 1969) d’âge Tertiaire qui s’étend de l’Ouest à l’Est sur 2000 km depuis l’Espagne du Sud à l’arc calabro-sicilien (figure II.5).

Dans ce domaine en forme d’anneau très aplati, on distingue classiquement les zones

internes, situées à l’intérieur de l’anneau et représentées aujourd’hui par différents massifs, dispersés le long de la côte méditerranéenne et les zones externes situées à sa périphérie.

Le domaine de la chaîne des Maghrébides a connu des phases de déformations méso-

cénozoïques aboutissant à la mise en place de nappes de charriages. C’est le domaine des nappes ou domaine allochtone.

En Algérie, la chaîne des Maghrébides montre du nord au sud les domaines suivants

(figure II.6) :

33


34

II.2.1.1. un domaine interne : appelé aussi socle kabyle ou Kabylide, est composé

de massifs cristallophylliens métamorphiques (gneiss, marbres, amphibolites, micaschistes et schistes) et d’un ensemble sédimentaire paléozoïque (Ordovicien à Carbonifère) peu métamorphique. Ce socle affleure d’ouest en est dans les massifs du Chenoua (à l’ouest d’Alger), d’Alger, de Grande Kabylie et de Petite Kabylie (entre Jijel et Skikda). Ce dernier, avec 120 km de long et 30 km de large, constitue le plus large affleurement du socle kabyle en Algérie. Le socle est par endroits recouvert en discordance par des dépôts détritiques (principalement des molasses conglomératiques) d’âge Oligocène supérieur–Miocène inférieur, appelés Oligo-Miocène Kabyle. Les massifs internes des Maghrébides ont donc constitué une zone haute de la fin du Paléozoïque à l’Oligocène supérieur. Le socle kabyle est bordé au sud par les unités mésozoïques et cénozoïques de la Dorsale Kabyle appelée parfois « chaîne calcaire » à cause de l’importance du Jurassique inférieur calcaire. Ce domaine est exceptionnellement étroit et ne dépasse jamais quelques km de largeur. La dorsale kabyle a été subdivisée du Nord au Sud en trois unités qui se différencient par le faciès et l’épaisseur des calcaires : dorsale interne, médiane et externe. Du coté sud, un contact anormal sépare la Dorsale kabyle du domaine des flyschs. Les formations du domaine interne chevauchent le domaine des flyschs et le domaine externe tellien.

II.2.1.2. le domaine des flyschs : est constitué par des nappes de flyschs crétacés-

paléogènes qui affleurent dans les zones littorales sur 800 km de long, entre Mostaganem et Bizerte (Tunisie). Il s’agit essentiellement de dépôts de mer profonde mis en place par des courants de turbidités. Ces flyschs se présentent de trois manières (figure II.7) : (i) en position interne, superposés aux massifs kabyles, c’est-à-dire rétrocharriées sur les zones internes, et appelés flyschs nord-kabyles ; (ii) en position relativement externe à la bordure sud de la Dorsale kabyle (flyschs sud-kabyle) et enfin (iii) en position très externe, sous forme de masse isolées flottant sur le Tell charriées jusqu’à une centaine de kilomètres au sud.

On distingue du Nord au Sud deux grands groupes de flyschs, les flyschs maurétaniens

et les flyschs massyliens auxquels s’ajoutent un troisième groupe de flyschs plus récent, les flyschs numidiens d’âge Oligocène supérieur – Burdigalien inférieur.

a. les flyschs maurétaniens : sont relativement épais et occupent une position

interne dans le domaine des flyschs. Ils sont composés d’alternances de bancs argileux, calcaires et gréseux. La série débute pas des radiolarites rouges du Dogger-Malm et se termine par des niveaux conglomératiques du Paléocène.

b. les flyschs massyliens : occupent une position externe dans le domaine des

flyschs et comportent une série pélito-quartzitique d’âge Crétacé inférieur surmontée par une série pélito-micro-bréchique d’âge Crétacé supérieur.

c. les flyschs numidiens : constitués de niveaux gréseux d’âge Oligocène

terminal–Aquitanien épais de plusieurs centaine de mètres qui reposent sur des argilites versicolores oligocènes. Ces flyschs reposent anormalement à la fois sur les zones internes et sur les zones externes.

Figure II.5. L’orogène alpin péri-méditerranéen (d’après Durand-Delga, 1969)

Figure II.6. Rapports structuraux entre les différentes unités de la chaîne des Maghrébides (modifiés d’après Durand-Delga, 1969, les Bibans et

les Babors qui étaient considérés comme étant de l’Autochtone font également partie des nappes telliennes)


N S

Figure II.7. Position des nappes de flyschs par rapport aux unités de la chaîne des

Maghrébides II.2.1.3. un domaine externe : ou domaine tellien constitué par un ensemble de

nappes allochtones pelliculaires constituées principalement de marnes d’âge Crétacé moyen à Néogène et qui ont été charriées sur une centaine de km vers le Sud. On distingue du Nord au Sud : (i) les nappes ultra-telliennes, aux formations bathyales du Crétacé et de l’Eocène et une série plus détritique au Sénonien et a l’Eocène, ne sont connues que dans l’Est algérien et en Tunisie. Elles présentent des caractères proches de ceux du flysch massylien. (ii) les nappes telliennes sensu-stricto formées de Lias de plate-forme surmonté de Jurassique plus marneux, puis par le Crétacé qui, détritique, devient marneux a argilo-calcaire et enfin, l’Eocène aux marnes épaisses et les (iii) nappes péni-telliennes dont les séries néritiques du Crétacé à l’Oligocène sont carbonatées et marneuses. Les nappes péni-telliennes, définies dans l’Est algérien, présentent des caractères proches de ceux du néritique constantinois. Dans le domaine externe existe des unités encore plus externes et d’allochtonie notable, mais moindre, structurées au Miocène moyen qu’on appelle séries de l’avant-pays allochtone ou tellien et se placent entre les nappes telliens au Nord et l’autochtone ou para-autochtone atlasique au Sud. On distingue ainsi d’Ouest en Est : (i) l’ensemble allochtone sud-sétifien (séries des Djebels Guergour, Anini, Zdimm, Youssef, Braou, Tnoutit, Sékirine, Tafourer, Agmérouel, Zana, Azraouat, Hammam, Ain el Ahdjar, Koudiat Tella et série supérieure du Djebel Kalaoun) à matériel carbonaté et marneux du Jurassique au Miocène, et qui apparaît plus à l’ouest dans la fenêtre des Azerou dans la région des Biban. Il se présente sous la forme d’un vaste empilement d’écailles limité par des accidents cisaillant (ii) la « nappe néritique constantinoise », à matériel carbonaté épais et massif du Jurassique–Crétacé, et, plus au sud, (iii) l’unité des « écailles des Sellaoua », dont le Crétacé possède des faciès de bassin.

La figure II.8 montre un exemple d’agencement des différents domaines et unités cités précédemment en Algérie (exemple du Constantinois, Algérie nord-orientale).

Figure II.8. Coupe générale synthétique des Maghrébides de l’Est algérien (région du

Constantinois)

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II.2.1.4. L’avant pays autochtone C’est un vaste domaine comprenant d’Ouest en Est les monts du Hodna, de Belezma,

des Aurès et du Mellègue et plus au Sud, la vaste zone des diapirs représentée par les djebels d’El Ouesta, de Ouenza-Boukhadra, de Mesloula, etc….

La sédimentation y est restée homogène à faciès de plate-forme subsidente du Lias au

Crétacé moyen envahie par une sédimentation gréseuse qui débute au Berriasien et se termine à l’Albien.

Ce domaine est séparé de la chaîne des Maghrébides par une marge particulièrement

accidentée marquée par des phénomènes tectoniques importants définissant des éléments parautochtones et délimitant le « front sud sétifien » de l’édifice Alpin. II.2.2. Cadre Géologique local (Figures II.9 et II.10)

Les unités géologiques de la chaîne des Maghrébides sont bien représentées dans la région de Sétif, à l’exception de la dorsale kabyle et du socle kabyle.

II.2.2.1. Formations peu ou pas tectonisées

a. Le Quaternaire. Il est représenté par :

Les éboulis : il s’agit d’éboulis de cône torrentiel qui sont limités au revers septentrional des monts du Hodna, les éboulis à blocs qui sont les plus fréquents et les plus récents et on les trouve essentiellement à la base des corniches calcaires ou gréseuses et les éboulis en masse qu’on trouve essentiellement sur la limite nord de la nappe numidienne gréseuse du Djebel Mégriss.

Les alluvions récentes : elles forment généralement une mince bande souvent

discontinue au fond des oueds les plus importants. Dans le nord, leur composition est plus nettement argileuse, alors que dans le sud ; il s’agit surtout de sables et de graviers.

Terrasses, formations de pente et quaternaire indéterminé : les formations de

pente correspondent à des terrasses dilacérées ou à des alluvions anciennes sur lesquelles sont développés des sols bruns peu ou pas calcaires. Au quaternaire indéterminés sont rapportés des placages dispersés de nature variée qui prennent un grand développement sur les niveaux marneux et qui en gênent considérablement l’observation.

Glacis polygéniques : ces glacis correspondent à des surfaces très faiblement pentées

près des plaines dont la pente augmente progressivement vers la montagne. Au moment des fortes pluies de printemps ou des gros orages d’aout –septembre, ces glacis sont localement le siège d’un écoulement en nappe avec remise en mouvement de nombreux galets et du limon superficiel.

Villafranchien (croûtes calcaires) : ce sont les formations les plus caractéristiques

des hautes plaines sétifiennes. Elles sont datées, notamment à l’Ain Hanech prés d’Eulma, par des associations de grands Vertébrés. Ces niveaux sont en outre ravinés

38


par des argiles à lits de cailloutis qui ont fourni des sphéroïdes à facettes. Au dessus viennent 10 à 15 m de marnes jaunes : puis la croûte calcaire tuffacée.

Sebkha : ce sont des vases salées, souvent inondées, surtout l’hiver et recouvertes

l’été par des croûtes de sel.

Sols salés : il s’agit de limons salés à végétation typique de Salsolacées correspondant à des sols hydromorphes incultes, très mal drainés.

Formations dunaires : ce sont des amas éolisés de sables calcareux et de poussières

limoneuses mêles à des débris coquilliers fins (Gastéropodes) ou à des végétaux. Ces formations actuellement en cours de démantèlement témoignent d’une époque à l’aridité encore plus marquée.

Tufs hydrothermaux :les tufs hydrothermaux les plus développés correspondent aux

surfaces planes ou faiblement inclinés du Hammam Guergour au débouché de l’Oued Bou Sellam. Prés d’Ain Roua, à la pointe est du Djebel Anini, sur le revers nord du Djebel Medjounès et prés de Redjas el Ferada il s’agit de surfaces modestes liées à des sources chaudes toujours plus ou moins en activité, associées à des failles normales très récentes.

b. Mio-Pliocène

Mio-Pliocène continental : les formations attribuées au Mio-Pliocène continental

occupent de vastes espaces .La partie argileuse la plus ancienne peut correspondre, comme dans le bassin de Béni-Fouda ou dans celui de Boussellem, à la partie terminale du Miocène. L ‘ensemble de ces formations présente des faciès très variables. En bordure des reliefs actuels, elles s’enrichissent en conglomérats rougeâtres mal cimentés.

Miocène marin (Burdigalien-Langhien) : prés d’Arbaoun, sur le revers sud-ouest du

Djebel Sidi-Mimoun affleurent les faciès classiques du « Cartennien ». Ce sont des grés calcareux, des calcaires gréseux organogènes, des brèches et des conglomérats à ciment calcaire. Les conglomérats remanient le Numidien sous-jacent et des roches volcaniques analogues à celles d’El Aouana (Cavallo). Au-dessus, des marnes sableuses bleues ou grises, parfois à reflets violacés contiennent d’abondants débris de Mélobésiées, des Foraminifères et des Ostracodes.

II.2.2.2. Les formations tectonisées

On distingue les domaines suivants : Le domaine des flyschs. Le domaine tellien. Le domaine néritique de la plate-forme sétifienne. Les domaines parautochtone et autochtone hodnéens.

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a. Les nappes de flysch la nappe numidienne : cette nappe affleure sur la bordure septentrionale de la

Wilaya de Sétif et dans les deux massifs isolés du Chouf Karoun et du Djebel Mégriss. Elle correspond à une alternance de grès grossiers et d’argiles d’âge Oligocène à Miocène.

la nappe du flysch mauritanien : cette nappe affleure à l’extrême Ouest de la

Wilaya et constitue l’élément supérieur des klippes de Ras el Fedh (Ain Roua) et de l’Oued Chertioua. Elle est constituée d’un ensemble argilo-conglomératique crétacé à Lutétien et de grès micacés priabono-oligocènes.

la nappe de flysch massylien : sa répartition géographique est la même que

celle du flysch maurétanien et comprend des grès, argiles à microbrèches et à blocs crétacés.

b. Les nappes telliennes la nappe ultra-tellienne : elle est représentée par de minuscules témoins dans

les régions de Djemila et Kherrata. Elle est constituée de marnes claires du Sénonien, de calcaires siliceux éocènes et de marnes noires et grises de l’Eocène-Oligocène.

la nappe de type Barbacha : cette unité affleure au Nord d’Ain Roua et

comprend une alternance de calcaires gris-clairs et de lits marneux du Lias et des schistes métamorphiques sombres du Crétacé inférieur.

la nappe de type Draa el Arba : elle affleure à la bordure septentrionale de la

région (Kherrata et Ain Roua) et comprend une puissante série marneuse à boules jaunes à intercalations calcaires du Sénonien et des marnes brunes et des marno-calcaires du Cénomanien.

la nappe de type Béni-Abdallah : Cette unité constitue les klippes des Béni-

Abdallah et de Ras el Fedh au Nord d’Ain Roua, un lambeau sous le Numidien du Djebel Chouf Karoun. Elle est constituée de dolomies brunes et calcaires compacts gris-clair du Jurassique (Lias-Dogger) et des marnes noirs à intercalations calcaires du Sénonien.

l’unité supérieure à matériel éocène : cette unité est bien représentée dans les

feuilles au 1/50.000 de Djemila, de Kherrata, de Sétif, d’El Eulma, de Bousselam et d’Ain Taghrout. Elle est constituée de marnes noires fini-crétacées et paléocènes à boules jaunes, de calcaires marneux schistosés à patine blanche de l’Yprésien-Lutétien et d’une série marneuse riche en boules jaunes et en bancs dolomitiques du Lutétien-Priabonien.

la nappe bibanique : elle affleure à l’Ouest de la région et comprend une série

pélitique à intercalations marno-calcaires schisteuses du Crétacé inférieur, des alternances de calciares marneux noirs et de marnes grises de l’Albien-Vraconien-Cénomanien basal, une série marno-calcaires à silex du

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Cénomanien-Turonien, des marno-calcaires puis des marnes à boules jaunes du Sénonien (Coniacien à Maestrichtien).

la nappe de Djemila et l’unité inferieure à matériel éocène : elle couvre des

surfaces considérables dans la moitié nord de la wilaya où elle constitue l’essentiel des affleurements. C’est la seule unité tellienne représentée par une série complète allant du Lias à la fin de l’Eocène à faciès marno-calcaires et marneux.

la nappe de Djebel Sattor et les unités éocènes à Nummulites et à Huîtres : la

nappe de Djebel Sattor est développée depuis le bord ouest jusqu’à la dépression située entre le Djebel Zdimm et le Djebel Hassane. Elle comprend essentiellement des séries marneuses à intercalations lumachelliques du Sénonien supérieur au Lutétien et de grès calcareux roux du Miocène qui repose avec une forte discordance angulaire sur les formations sous-jacentes.

la nappe péni-tellienne : La nappe péni-tellienne apparait au Djebel Hellel, au

Djebel de Halfa, aux Djebel bou Cherf et Ouakissène, dans le massif d’Ahmed Rachedi et au Djebel Grouz. Elle comprend des séries marno-pélitiques, calcaire, marneuses et micritiques du Crétacé.

c. Les nappes issues de l’avant-pays tellien

la nappe néritique constantinoise : la nappe néritique constantinoise est visible en fenêtre sous la nappe de Djemila à la Koudiat Touachra, au Djebel Grouz et chevauche clairement l’ensemble allochtone sud-sétifien du Djebel Hammam dans le massif montagneux du Rokbet el Djemel au Sud de Tadjenant (Saint-Donat). La série débute par du Jurassique carbonaté (dolomies et calcaires dolomitiques), surmontée de dolomies, calcaires dolomitiques, calcaires massifs et marno-calcaires du Crétacé (Néocomien à Sénonien).

l’ensemble allochtone Sud-sétifien : cet ensemble comprend les séries des

Djebels Guergour, Anini, Zdimm, youssef, Braou, Tnoutit, Sékrine, Tafourer, Agmérouel, Zana, Azraouat, Hammam, d’Ain el Ahdjar, de la Koudiat Tella et série supérieure du Djebel Kalaoun. Il comprend des séries argilo-marneuses, dolomitiques, calcaro-dolomitiques, de calcaires massifs et marneuses dont l’âge va du Lias à l’Eocène. Ces séries sont surmontées en discordance par du Miocène marin conglomératique à la base puis calcaires gréseux et marneux au sommet.

d. Le parautochtone et l’autochtone hodnéens

Les formations parautochtones sont représentées par la série renversée et tronquée

basalement du col de Tiflouine et par les terrains du compartiment nord des failles inverses d’El Bahira-Hadjar Labiod-Ain Azel-Ddjebel Gouzi au Sud de la région. Il comprend des séries marneuses, calcaro-dolomitiques et gréseuses qui vont du Lias au Lutétien supérieur. Ces séries sont surmontées en discordance par du Miocène marin qui débute par des poudingues rouges et des grès, suivies de calcaires gréseux puis d’une puissante série marneuse.

41


42

II.2.2.3. Trias exotique ou extrusif En dehors des secteurs autochtones méridionaux où le Trias occupe une position anticlinale clairement extrusive, les masses broyés argilo-gypseuses du Trias jalonnent les contacts anormaux tangentiels. Il englobe des débris de taille variée, généralement broyés représentant le Trias moyen ou l’infra-Lias. Les pointements « ophitiques » ne sont pas rares mais n’ont pas de répartition significative.

II.2.3. Les phases tectoniques majeures dans la région d’étude

Deux phases tectoniques majeures caractérisent la région d’étude : (i) la première est fini–éocène, c’est la phase atlasique ; (ii) la seconde est la phase « alpine » proprement dite. Un troisième évènement s’intercale entre ceux-ci, c’est une phase d’âge Miocène basal.

a) La phase atlasique : marquée par l’arrêt des séries à la fin de l’Eocène. L’Oligocène qui y fait suite ne reflète plus du tout l’appartenance à une quelconque unité. Cette phase est mieux définie à l’Est de la région d’étude où existe des formations à blocs syntectoniques associées aux formations telliennes et datées du Priabonien qui traduisent des rapprochements considérables indiquant une tectonique tangentielle.

b) La phase du Miocène basal : marquée par un hiatus dans la sédimentation, lequel n’est rompu que par la transgression du Burdigalien supérieur. Dans certains secteurs, ce Burdigalien fossilise des structures plissées à flancs verticaux évoquant des plis coffrés au Sud du Djebel Sékrine.

c) La phase alpine : est responsable des grands chevauchements méridionaux où le Miocène est largement impliqué. Dans le domaine tellien, cette phase est responsable des nombreux contacts qui semblent se recouper ou se relayer sans laminage apparent. C’est la phase alpine qui est responsable des torsions d’axes, décrochements et compressions supplémentaires de l’autochtone hodnéen. Les nappes telliennes présentent des phénomènes analogues de torsion de plis. La tectonisation simultanée des nappes telliennes et de leur substratum parautochtone ou autochtone prouve que leur mise en place ne peut être attribuée à un phénomène purement gravitatif.

d) Une vigoureuse néotectonique : est responsable de l’orographie actuelle. Elle a déterminé le comblement des bassins mio-pliocènes, alimentés par des reliefs environnants. C’est à cette époque que l’on doit situer la formation des grands anticlinaux du Nord de Sétif : les « dômes sétifiens ». Elle s’est poursuivie par la déformation des assises villafranchiennes, peut-être faillées au Nord de Djebel Youssef et nettement bombées en anticlinal par la montée récente des gypses triasiques de Guellal entre les Djebel Zdimm et Youssef.

N

43Figure II.9. Carte géologique et structurale de la Wilaya de Sétif (d’après Carte géologique au 1/200.000, Sétif)

Figure II.10. Coupes interprétatives au 1/200.000. Les couleurs des coupes sont identiques à celles de la figure (D’après la carte géologique de Sétif au 1/200.000)


II.2.4. Cadre hydrogéologique de la région d’étude II.2.4.1. La partie Nord montagneuse de la wilaya de Sétif

Cette partie est caractérisée par un relief accusé, très morcelé par la néotectonique. L’agressivité de l’érosion, la faiblesse des masses calcaires ou gréseuses et la large dominance des formations argileuses ou marneuses créent de mauvaises conditions pour la réalisation d’aquifères. Les sources sont faibles, dispersées et peu intéressantes à cause de l’irrégularité de leur débit. Le seul exutoire important est celui de l’Oued Berd. Deux contreparties existent à cet état de fait : L’abondance des formations imperméable. La néotectonique détermine l’existence de sources thermales assez abondantes.

II.2.4.2. La partie centrale et la moitié sud de la wilaya

Le grand développement des formations sub-horizontales détritiques mio-pliocènes détermine l’existence d’une nappe superficielle.

Dans les Hautes Plaines sétifiennes le seul aquifère potentiel correspond aux lames carbonatées épaisses, karstifiées, de l’ensemble allochtone sud-sétifien.

II.2.4.3. La limite sud de la wilaya

Malgré la faiblesse de la précipitation, elle est relativement mieux partagée grâce à sa lithologie variée et à la lourdeur des structures autochtones.

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Chapitre III

Contribution à l’étude du risque sismique dans la Wilaya de Sétif : sismologie historique

Chapitre III Le risque sismique dans la Wilaya de Sétif III.1. Introduction

La prédiction des séismes à court terme n'étant pas possible actuellement, il faut évaluer le risque qu'un séisme destructeur se produise pour protéger efficacement une région par des constructions adaptées et pour préparer la population: c'est le domaine de la prévention sismique. Pour cela, les seuls éléments dont les sismologues disposent sont des statistiques sur l'occurrence et la magnitude des séismes dans une région. Pour savoir si un séisme important peut se produire dans une région, il faut étudier l'histoire sismologique d'une région qui nous donne une idée de la taille des séismes susceptibles de toucher la région mais aussi de la fréquence de ceux-ci. Ceci permet, couplé avec les observations actuelles, de déterminer l'occurrence des séismes à un endroit donné. On détermine ainsi ce qu'on appelle l'aléa sismique.

Ainsi le risque sismique prend en considération l'aléa sismique déterminé par la sismologie instrumentale et historique, mais aussi tous les éléments pouvant entraîner des dégâts tels les éléments liés au sous-sol, aux bâtiments, à la topographie, etc... En effet, les ondes émises par un séisme peuvent être amplifiées par la structure des bâtiments. Des structures géologiques particulières peuvent également modifier localement l'amplitude des ondes. On parle alors d' "effets de site". Ainsi pour établir une carte de risque définitive il faut aussi connaître la nature du sous-sol sur lequel est construite une ville afin de déterminer s'il peut amplifier ou non les ondes provenant d'un tremblement de terre lointain. L'étude du risque sismique global prend également en compte l'instabilité des versants ou la liquéfaction des sols susceptibles de créer des mouvements de terrains à la suite d'un séisme.

Ainsi, ce chapitre sera consacré à l’historique des séismes dans la Wilaya de Sétif, élément de première importance pour la détermination du risque sismique dans cette Wilaya. Les caractéristiques sismotectoniques des sources sismiques dans la Wilaya de Sétif seront également abordées dans ce chapitre.

III.2. Sismicité de la région

Le Nord de l’Algérie est connu pour son intense activité sismique. Cette sismicité est liée aux mouvements tectoniques de convergence de la plaque africaine au Sud et de la plaque Eurasienne au Nord. Elle est essentiellement marquée par des séismes superficiels qui causent des dégâts considérables dans la zone épicentrale.

Le violent séisme du 21 mai 2003 de Boumerdès, de par son intensité, a causé des

dégâts matériels et des pertes humaines considérables. En Algérie, cinq zones sont définies en fonction de leur sismicité croissante :

Zone 0 : sismicité négligeable. Zone I : sismicité faible Zone II (IIa – II b) : sismicité moyenne Zone III : sismicité élevée.

La Wilaya de Sétif est située dans la zone II, caractérisée par une sismicité moyenne

(Fig. III.1). Elle a connue plusieurs séismes destructeurs (28/07/1974 et 11/07/1975 à Sétif). Le séisme le plus récent s’est produit le 15/07/1998 à Sétif et son intensité était de 5,4 dans l’échelle MSK.

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Figure III.1. Carte de zonage sismique du territoire nationale (d’après CGS 2003)

CGS: Cen re National de Recherche Appliquée en Génie Parasismique

TLEMCEN

AIN TEMOUCHENT

SIDI BELABES

SAIDA

MASCARA

RELIZANEORAN

MOSTAGANEM

TIARET

DJELFA

MEDEA

AIN DEFLACHLEF

TISSEMSSILT

TIPAZABLIDA

BOUIRA

TIZI-OUZOU

BOUMERDESALGER

BEJAIA

B.B. ARRERIDJ

SETIF

BATNA

BISKRA

JIJELSKIKDA

MILACONSTANTINE

GUELMA

ANNABA

EL TARF

SOUK AHRAS

TEBESSAKHENCHELLA

O.EL BOUAGUI

El OUED

LAGHOUATEL BAYADHNAAMA

M'SILA

ZONE III

ZONE II a

ZONE I

t

ZONE II b

ZONE 0

T u n i s i eM

a r

o c

CLASSIFICATION SISMIQUE DES WILAYAS D'ALGERIE

Ouargla

Ghardaia

Bechar

Adrar

Chapitre III Le risque sismique dans la Wilaya de Sétif

III.3. Chronologie et description des principaux séismes survenus dans la Wilaya

de Sétif III.3.1. Le séisme de l’Eulma du 19 juillet 1867

Ce séisme a eu lieu vers 16h20’ : « secousse très forte à Sétif et surtout dans le voisinage où le moulin de l’oued Kerma a éprouvé quelques dommages ; plusieurs maisons ont été fortement ébranlées au village des Eulma » (in : Rothé, 1950). L’épicentre macrosismique est situé à 36.16°N, 5.68°E et l’intensité du séisme est de V (EMS) (Harbi et Maouche, 2008).

III.3.2. Le séisme de Tizi N’béchar du 19 juillet 1924 Une violente secousse de 3 secondes a été ressentie à Tizi N’Bechar entrainant des lézardes à la maison cantonnière ; la secousse a été forte à Maillot et signalée à Seddouk, Tizi Ouzou, Haussonvillers, Bouira, et a été faiblement ressentie à Ain Bessem et Palestro. L’épicentre serait situé dans la région désertique comprise entre la vallée de la Soummam et celle du Chabet El Akhra (entre Akbou et Kherrata) (in : Rothé, 1950). Les informations concernant l’intensité de ce séisme n’étant pas disponibles, il a été identifié comme ayant causé des dégâts (figure III.2) (Harbi et Maouche, 2009).

Figure III.2. Sites où le séisme de Tizi N’Béchar du 19 juillet 1924 a été ressenti

III.3.3. Les séismes de Sétif de novembre 1957

Le 13 novembre 1957 à 19h 16mn 24s (GMT), un tremblement de terre frappe la région de Sétif et ses environs. La secousse a été assez violement ressentie dans la région de Sétif. La secousse a été ressentie par toute la population à Sétif, à St Arnaud (El Eulma), à Ain Abessa, à Fermatou, à El Ourcia où il y eut chute de la croix de l’église, arrêt de l’horloge automatique ; dégâts aux immeubles, fissures, chute de tuiles et de cheminées et lézardes dans

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Chapitre III Le risque sismique dans la Wilaya de Sétif les murs, vibrations de vitres et vaisselle, balancement des objets suspendus, tintement de sonnettes, craquement de meuble et fissures aux murs. Des répliques suivirent ce premier choc le 14 novembre à 1h 22mn, 2h 45mn et 3h 45mn (la deuxième était la plus forte) ; le 21 novembre, à 20h 16mn et à 3h 40mn ; le 22 novembre réveillant beaucoup de monde et causant des vibrations de vaisselles et de vitres et craquement de meubles ; la plus forte réplique fut ressentie le 26 novembre 1957 causant des vibrations de meubles, planchers et plafonds, portes fenêtres et divers objets, des fissures aux immeubles et au sol autour des pylônes électriques ; le 29 Novembre, la première, à 5h 21mn (GMT), a été ressentie par tout le monde et la deuxième à 22h 45mn par de nombreuse personnes, les deux ont causé la vibration de vaisselle et de vitres. L’épicentre macrosismique se situerait à El Ourcia et l’intensité maximale du séisme serait de VI-VII EMS (Harbi et Maouche, 2009) (figure III.3).

Figure III.3. Carte isoséiste du séisme d’El Ouricia du 13 novembre 1957 III.3.4. Séisme de Mahouan du 18 février 1958

Le séisme a été fortement ressenti à Mahouan à 9h 2mn 24s (GMT), causant quelques dégâts. Selon La secousse a été ressentie par plusieurs personnes à Ain Roua, où il y eut vibration de vaisselle, chute d’objets légers et craquement de tuiles. A Sétif, la secousse a été ressentie par tout le monde et on rapporte la vibration de vitres, le craquement de meubles et

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Chapitre III Le risque sismique dans la Wilaya de Sétif déplacement d’objets. L’épicentre macrosismique est de 36.20° N, 5.40° E et l’intensité maximale est de V-VI EMS (Harbi et Maouche, 2009) (figure III.4).

Figure III.4. Carte d’intensité du séisme de Mahouan du 18 février 1958

III.3.5. Le séisme de Behagle (Bir Hadada) du 4 septembre 1963 Le 4 septembre 1963, un tremblement de terre frappa la région de Sétif à 5h 06mn 46s (GMT). Selon les données documentaires, la secousse a été ressentie par tout le monde à Ain Abessa, Ampère, Belaa, Bir Hadada, Boutaleb, Arbaoun, Lafayette (Bougaa), El Hammam, Tixter et Ras El Oued. C’est à Behagle (Bir Hadada) où il y a eu le plus de dégâts avec déplacement de toute chose, fissures dans toute la région et destruction totale de plusieurs maisons. Voici la description du séisme telle que donnée par la dépêche de Constantine et de l’Est Algérien du 5 septembre 1963 « La terre a tremblé hier dans l’Est algérien. Le séisme a été ressenti entre 5h 10mn et 8h 40mn en de nombreux centres. Les secousses furent certes de courte durée mais assez fortes en certaines régions. Le phénomène se manifesta particulièrement à Behagle (département de Sétif). En effet, 18 secousse furent enregistrées dans ce village dont la plus forte se suite vers 5h 10mn. Plus de la moitié des modestes

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demeures de ce centre s’effondrèrent, on devait hélas retirer le corps d’une fillette de 8 ans des décombres. On déplore également une centaine de blessés. A Sétif, les secousses furent également enregistrées dés les premières heures de l’aube et ont mis en émoi de la population. La plus forte fut celle de 5h 10mn qui dura plusieurs secondes. Les autres furent moins violentes. D’autre furent ressenties dans la matinée. Il n’y eut heureusement pas de dégâts. Mémé phénomène à Châteaudun-Du-Rhumel où la secousse a été ressentie par toute la population et a mémé créé un début de panique. A Batna, les mouvements de courte durée furent enregistrés à 5h 10mn et 5h 25mn. Enfin à Constantine, une partie de la population ressentit également, et aux mêmes heures, le phénomène ». La figure III.5 montre la carte isoséiste de ce séisme et son épicentre macrosismique. L’intensité maximale est évaluée à VII-IX EMS et est attribuée à Bir Hadada (Harbi et Maouche, 2009).

Figure III.5. Carte isoséiste du séisme de Behagle du 4 septembre 1963

III.3.6. Le séisme de Sétif du 2 mars 1967 La secousse a été ressentie par tout le monde à Mezloug causant des vibrations de vitres mais aucun dégât. Tout le monde l’a ressentie a Sétif ou il y eut plus d’effets comme le déplacement de quelques meubles légers, l’ouverture de quelques portes mais sans qu’aucune fissure ne soit constatée. L’épicentre macrosismique est de 36.18°N, 5.41°E et l’intensité maximale I0 est de V EMS et est attribuée à Sétif (Harbi et Maouche, 2009).


III.3.7. Le séisme d’El Mahdia du 26 septembre 1967 La secousse a été ressentie à El Mahdia par tout le monde et il y eut chute de tuiles (V EMS). On la aussi ressentie à Fermateau avec une intensité de IV-V EMS mais pas à Guidjel, Khelil, Ras EL Ma, Sétif et Ain Abessa.

III.3.8. Le séisme de Bir Hadada du 27 janvier 1968 La secousse a été ressentie à Ain Arnat, Magra, Bir Hadada et Ras El Oued ; on signala la vibration de fenêtres, vaisselle, et vitres et le craquement des portes dans toutes ces localités mais dans les deux dernières, on rapporte aussi des fissures de plafonds et d’immeubles ainsi que quelques fissures à Berhoum et Belimour.

La carte isoséiste est revue et l’épicentre macrosismique sont donnés sur la figure III.6; l’intensité maximale I0 est de V-VI EMS et est attribuée à Bir Hadada et Ras El Oued (Harbi et Maouche, 2009).

III.3.9. Le séisme de Ain Abessa-El Ourcia du 11 juillet 1975

Le 11 juillet 1975, un tremblement de terre frappa la région de Sétif plus spécialement la zone allant de Ain Abessa à El Ouricia où il a été ressenti par tout le monde et où les données documentaires rapportent le plus d’effets. Ces derniers se résument à la vibration de vaisselle et de vitre, craquement de meuble, dégâts aux immeubles particulièrement, des fissures assez importantes aux murs et plafond des édifices publics ou habitations privées (80% des bâtisses d’El Ouricia) ; plusieurs sources auraient changé de niveau d’eau. Selon le journal El Moudjahid du 1er juillet 1975, sept secousses telluriques ont été ressenties ce jour là à Sétif entre 2h 40mn et 13h 20mn, la plus forte étant celle de 7h 19mn, elle a fait un mort suite a l’écroulement d’un ancien édifice religieux dont l’intérieur s’est effondré ; il y eut 18 blessés et de nombreuses habitations ont été endommagées. Les immeubles de deux cités, dont l’une au centre ville et l’autre à la sortie, ont été plus ou moins endommagés (fissure visibles et murs lézardés). Se sont paradoxalement les anciennes habitations qui ont subi le moins de dégâts ; deux immeubles des nouvelles cités ont été évacués et la nouvelle caserne de Protection Civile, dont les travaux sont en voix d’achèvement, a été, elle aussi sérieusement touchée. Cette secousse a surtout causé à Sétif une grosse frayeur poussant de nombreuses familles à déserter leurs logements (figure III.7).

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Figure III.6. Carte isoséiste du séisme de Bir Hadada du 27 janvier 1968

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Figure III.7. Carte isoséiste du séisme d’El Ouricia du 11 juillet 1975

III.3.10. Le séisme de Djemila du 14 avril 1977 Le 14 avril 1977, un tremblement de terre frappa la zone de Djemila dans la région de Sétif. Les données documentaires révèlent qu’il y a eu vibration de vaisselle avec déplacements de petits objets à Rouached ; vibration du mobilier à Béni Amrane ; déplacement de meubles et fissures sur les murs des immeubles à Béni Aziz (Arbaoun) ; vibration de vitres à Texenna ; vibration de vitres et de meubles à Jijel ; vibration de vaisselle, vitre et tintement de sonnettes à Amoucha ; à Ferdjioua l’eau du bain thermal est devenue trouble et a changé de couleur (rouge) et il y eut la vibration de vaisselle et de vitres. A Djemila, la secousse a été ressentie par tout le monde, il y eu craquement de planchers et de plafonds, fissures dans les immeubles, chute de tuiles et de cheminées, eau de source troublée (blanche comme du lait), fissure sur les routes et glissement de terrain. A Béni Fouda, il y a eu craquement de meubles, de planchers, de plafonds et de tuiles, ainsi que le déplacement de meubles. A Arbaoun, on enregistra le craquement de meubles, planchers et plafonds, des fissures dans plusieurs immeubles et de la fumée provenant de la terre pendant le tremblement de terre. Un télégramme émanant de la wilaya de Sétif, signal à Djemila des dégâts matériels assez importants, des fissurations dans plusieurs immeubles et un enfant légèrement blessé par une chute de matériaux. Un autre message de la même source rapporte que « 2 familles ont été évacuées de leurs habitations très anciennes, des logements fissurés ne présentant pas de danger immédiat, aucune victime signalée ». L’épicentre macrosismique est de 36.29°N, 5.68°E et l’intensité maximale I0 est de VI-VII EMS et est attribuée à Djemila (figure III.8).

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Figure III.8. Carte isoséiste du séisme de Djemila du 14 avril 1977

III.3.11. Les séismes de Djemila des 21 et 22 juin 1977 Le 21 juin 1977, un tremblement de terre frappa encore la zone de Djemila, deux mois après celui qu’elle a éprouvé en avril de la même année. Les données documentaires rapportent que des secousses ont été ressenties du 21 au 26 juin 1977 ; un questionnaire rempli par l’APC de Djemila cite 13 événements sismiques dont les plus forets étaient ceux du même jour de 18h 30mn et 22h 30mn. Selon les données documentaires, on signale à Djemila la vibration de vaisselle, portes et fenêtres ; des craquements de meubles et plafonds et des fissures aux murs et aux bâtisses. Il y a aussi un message provenant du commandant de la gendarmerie nationale daté du 22 juin 1977 signalant des secousses légères persistantes à Djemila depuis l’après midi du 21 juin, sans causer des victimes ni des dégâts excepté de légères fissures sur les vieilles bâtisses dont le siège de l’APC, en plus de la panique parmi la population locale, certaines familles ont quitté précipitamment les demeures. L’intensité maximale I0 est de V EMS et il s’agirait d’une forte réplique du séisme de Djemila du 14.4.1977.

III.3.12. Le séisme de Beni-Ourtilane du 10 novembre 2000 Le vendredi 10 novembre 2000 à 19h10mn (GMT), un séisme de magnitude 5,7 sur

l’échelle Richter frappa la région de Beni-Ourtilane. Il a fait 2 morts, 50 blessés et à causé des dommages importants à plus de 3000 habitations. Il a provoqué une grande frayeur chez la population locale qui a dormi dehors pendant plusieurs jours. Le choc principal a été précédée de deux séismes précurseurs et par des répliques pendant plusieurs jours, dont une réplique de magnitude 4,5 le 16 novembre. L’épicentre macrosismique est de 36.71°N, 4.69°E (EMSC) ou 36.434°N, 4.903°E (USGS). L’intensité maximale I0 est de VII MSK (figure III.9). L’étude de ce séisme indique qu’il a été provoqué par la réactivation de la faille de Tachaouaft, longue de 20 km, qui est avec la faille de Kherrata, les principales sources des séismes dans le secteur des Babors (Bouhadad, 2003).

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Figure III.9. Carte montrant la surface de maximum intensité lors du séisme du 10 novembre 2000 de Beni-Ourtilane. En tireté : traces de la faille de Tachaouaft, supposée responsable du

séisme (d’après Bouhadad et al., 2003).


Tableau III.1. Liste des principaux séismes survenus dans la Wilaya de Sétif

Séisme -Date et lieu-

Epicentre macrosismique

(d’après Harbi et Maouche, 2009)

Intensité

St. Arnaud 17/7/1955

36.16°N, 5.68°E 5 MSK4EMS

Ampère 19/5/1957

35.82°N, 5.51°E 4MSK4-5EMS

El Ouricia 13/11/1957 36.28°N, 5.41°E 7-8MM6-7EMS

Sétif 14/11/1957-1h 22’ 36.18°N, 5.41°E 3MSK3EMS

Sétif 14/11/1957-2h 45’ 36.18°N, 5.41°E 4MSK4EMS

Sétif 21/11/1957 36.18°N, 5.41°E 7MSK5-6EMS

Sétif 22/11/1957 36.18°N, 5.41°E 4MSK5EMS

Sétif 26/11/1957 (2 chocs)

36.18°N, 5.41°E 7MM6EMS 5MSK5EMS

Sétif 29/11/1957 (2 chocs)

36.18°N, 5.41°E 5MSK4EMS 4MSK4EMS

Mahouan 18/2/1958

36.20°N, 5.40°E 6MM5-6EMS

Sétif 15/5/1958

36.18°N, 5.41°E 5MSK4-5EMS

Sétif 20/8/1959

36.18°N, 5.41°E 4MSK4EMS

Bir Haddada 4/9/1963

35.96°N, 5.45°E 7-8 EMS

Sétif 2/3/1967

36.18°N, 5.41°E 3MSK5EMS

El Mahdia 29/3/1967

36.17°N, 5.24°E 4MSK5EMS

El Mahdia 29/3/1967

36.17°N, 5.24°E 4MSK5EMS

El Mahdia 8/2/1968

36.17°N, 5.24°E 3MSK4EMS

El Ouricia 11/7/1975

36.28°N, 5.35°E 5MM7EMS

Sétif 10/11/1975

36.18°N, 5.41°E 4MM4-5EMS

Amoucha 6/3/1976

36.38°N, 5.42°E 4MM4-5EMS

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Tableau III.1 (suite). Liste des principaux séismes survenus dans la Wilaya de Sétif

Séisme

-Date et lieu- Epicentre

macrosismique adopté

(d’après Harbi et Maouche, 2009)

Intensité

Sétif 4/3/1976

36.18°N, 5.41°E 4-5MM4-5EMS

Amoucha 2/6/1976

36.38°N, 5.42°E 4MM4EMS

Ain El Kebira 13/7/1976

36.36°N, 5.51°E 3MM4-5EMS

Djemila 14/4/1977

36.29°N, 5.68°E 5MM6-7EMS

Djemila 21/6/1977

36.31°N, 5.74°E 5EMS

Djemila 21/3/1978

36.31°N, 5.74°E 4MM4-5EMS

Sétif 3/8/1980

36.18°N, 5.41°E 5MM5EMS

Sétif 20/10/1982

36.18°N, 5.41°E 4MM4-5EMS

Amoucha 9/7/1983

36.38°N, 5.42°E 4MM4EMS

Sétif 19/2/1984 36.18°N, 5.41°E 3-4MM

Ain Azal 28/6/1984 35.82°N, 5.51°E 3MM3EMS

Amoucha 3/7/1985

36.38°N, 5.42°E 5MM4-5EMS

Beni Ourtilane 10/11/2000 36.44°N, 4.80°E 7MSK

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III.4. Les caractéristiques sismotectoniques des sources sismiques dans la Wilaya de Sétif

Dans une représentation des principaux effets de la néotectonique dans la Wilaya de

Sétif, Vila (1980) signala la faille du Nord de Djemila, l’anticlinal quaternaire du Djebel Tella et la faille du Djebel Youssef (cette structure est aussi soulignée par la gravimétrie, Zerdazi, 1990). Ces structures affectent, selon cet auteur, les dépôts quaternaires et sont reliées à des sources actuelles ou à hydrothermalisme actif. De plus, bien que peu importantes selon Savornin (1920), les terrasses édifiées dans les Bibans, par l’oued Bou Sellam dans le plateau sétifien, le réseau de Guergour prés de Guenzet et l’oued Ksob sont surélevées et inclinées, Elles attestent d’une activité tectonique récente dans la région.

Harbi et al. (2003) ont réalisé une carte sismotectonique du Nord-Est de l’Algérie avec mises à jours des cartes faites par des différents auteurs jusqu’à 2003, en se basant sur les données géologiques, géophysiques, et de paléosismicité disponibles. Ainsi, il est possible d’associer la sismicité de l’Algérie aux sources sismiques responsables de cette genèse. La carte III.10 est un extrait de cette carte localisé sur la région de Sétif. . Dabs la région d’étude, les sources sismiques prises en compte sont les suivantes : Faille de Béni-Ouertilene. Faille de Kherrata. Faille de Djebel Youssef. Réseau Guergour-Anini. Faille de Djebel Tella. Faille du nord Djemila.

III.4.1. Faille de Tachaouaft (ou Béni-Ourtilane)

La faille de Beni-Ourtilane ou la faille de Tachaouaft est la source du séisme qui a frappé la région de Beni-Ourtilane, située au NW à 50 km de la ville de Sétif, le 10-11-2000 (Ms=5.7, I0=VII MSK). Cette faille était citée par Meghraoui (1988), comme une faille néotectonique et responsable de la sismicité de la région, tracée par Coutelle (1979). Le type de cette faille active est inverse d’orientation NE-SW, de pente de 400 vers le Sud-est et de longueur de 20 km (figure III.8) (Bouhadad et al, 2003).

III.4.2. Faille de Kherrata

Dans la région de Kherrata, située au nord de la ville de Sétif, l’activité sismique se manifeste régulièrement. Cette activité sismique est générée par la faille active de Kherrata, qui correspond à un anticlinal de direction NE-SW. Après le séisme de Kherrata le 17-04-1949 (Ms=4.7, I0=VII MSK), des ruptures de surfaces dû à ce séisme s’étaient manifestées. Rothé a dressé une carte de cette faille qui correspond à un anticlinal de direction N070E, Meghraoui (1988) a confirmé l’existence de cette active en se basant sur quelques études géomorphologiques comparable avec les études du cas d’El Asnam. Le type de cette faille est inverse.

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III.4.3. Faille de Djebel Youcef, faille de Djebel Tella Ces failles sont citées par Vila (1980), comme des failles néotectoniques (affectant les dépôts quaternaires). Pour la faille de Djebel Tella, elle est associée à un anticlinale quaternaire d’orientation NE-SW, elle est de type inverse, de longueur de 11.42 Km. La faille de Djebel Youssef est plus grande que celle de Djebel Tella, elle est de 27,13 Km. Selon Harbi (2001), ces failles sont potentiellement actives appartiennent) la zone sismique des Bibans.

III.4.4. Réseau Guergour-Anini

Le réseau Guergour-Anini près de Guenzet est cité par Vila (1980), comme un ensemble de failles de diverses orientations, N-S, E-W, NE-SW, des failles néotectoniques affectant les dépôts du quaternaire récent. La longueur de ces failles est comprise entre 5.71 et 14.28 Km, de type inverse. A partir de l’analyse de sismicité du Nord-est algérien par Harbi (2001), ce réseau de faille est considéré potentiellement actif, et selon le même auteur, il appartient à la zone bibanique.

III.4.5. Faille du nord de Djemila

La faille du nord de Djemila est aussi citée par Vila (1980) comme un effet de la néotectonique qui affecte les terrains du Quaternaire récent, d’orientation NE-SW est de type inverse. La carte dressée par le même auteur nous permet de voir autres failles d’orientation NE-SW, E-W, de type inverse. Ces segments sont très proches à celle du nord de Djemila et de longueurs importantes qui vont jusqu’à 35 Km approximativement, et ils occupent une surface assez importante. Ce réseau avec la faille du nord de Djemila, menace la région du Nord-est algérien, car elle est considérée comme potentiellement active sismiquement, selon Harbi (2001) qui l’ajoute à la zone bibanique.

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Figure III.10. Carte sismo-tectonique montrant les failles actives et potentiellement actives dans la Wilaya de Sétif

(d’après la carte de Harbi et al., 2003)

A : failles quaternaires liées à des sources thermales. B : failles plio-quaternaires ; C : failles inverses ; D : plis ;

E : failles en mer ;

1 : anticlinal quaternaire du Djebel Tella ; 4 : faille du nord de Djemila ; 5 : faille du Djebel Youcef ; 9 : faille de

Kherrata ; 17 : réseau de Guergour-Anini ;

Chapitre IV

Le risque mouvements de terrain dans la Wilaya de Sétif

Chapitre IV Le risque mouvement de terrain dans la Wilaya de Sétif

IV.1. Introduction La wilaya de Sétif, notamment dans sa partie Nord, est connue pour la survenue

fréquente de mouvements de terrain naturels ou provoqués de type mouvements de pentes. La nature du relief de cette zone (zone montagneuse) combinée à la géologie constitue probablement la principale cause de la survenue de ces mouvements de terrain. Ces mouvements affectent les ouvrages et leurs abords : habitations, réseau routier, infrastructure socio-économiques… causant des préjudices importants. L’activité humaine contribue largement à créer ou amplifier ces mouvements de terrain. C’est souvent suite à la construction et à la réalisation de nouveaux ouvrages que ces mouvements s’amplifient. Pour étudier le risque mouvements de terrain dans une région donnée, il est nécessaire d’effectuer un inventaire des mouvements existants, ce qui permettra d’avoir une idée des zones à risques et de chercher les facteurs géologiques et autres qui sont en partie responsable de l’occurrence de ces mouvements de terrain. Cette étude constituera une base pour la réalisation des cartes de risques. Ainsi, le but de ce chapitre est de présenter un inventaire et une description détaillée des principaux mouvements de pentes survenues dans la wilaya de Sétif.

IV.2. Localisation et description des principaux glissements de terrains survenus

dans la wilaya de Sétif Dans cette étude, on s’est basée sur les différents sites d’instabilité décrits durant l’aménagement du territoire de la wilaya de Sétif par les services du laboratoire des travaux publics de l’Est et POS. On décrira les mouvements de terrain les plus récents, ceux qui se sont produits pendant la période 1999-2009.

IV.2.1. Glissements de Bougaa La ville de Bougaa connaît un important de glissements de terrain, dû à la topographie

particulière de cette zone. Les principaux glissements survenus dans cette ville sont les suivants.

IV.2.1.1. Glissement abattoir-cimetière (Photos 4-5) Le site de glissement est localisé en aval de l’abattoir et à l’extrémité Est du cimetière. Ses coordonnées topographique sont : X=20446 m ;Y=50423 m ; Z = 677 m. Ce glissement s’étend sur 80m de long et 75m de large avec une rupture sommitale de 3m, un bourrelet de 1,20m de hauteur qui s’est formé en pied et de plusieurs fissures transversales.

Les sols en mouvement laissent apparaitre des formations argileuses de versant englobant surtout des blocs calcaires. A cet endroit du site il a été constaté : La présence d’eau qui se manifeste par l’écoulement d’une nappe phréatique en trois

endroits et d’une zone humide. Le chargement en tête du glissement par un matériau d’apport.

Les désordres se sont exprimés par un affaissement du mur en grillage du cimetière (parallèle au mouvement) et un déplacement d’une partie du mur en maçonnerie (perpendiculaire au mouvement).

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IV.2.1.2. Glissement station d’essence

Ce glissement se suite en amont de la station d’essence à l’entrée de Bougaa. Ses

coordonnées topographiques sont : X = 20278 m ; Y = 50001 m ; Z = 716 m. Ce glissement d’extension de 120m de long sur 75m de large s’est produit dans une zone à pente faible qui forme une zone d’accumulation d’eau alimentée par le Talweg amont qui représente un réseau favorable d’écoulement privilégié des eaux. Des fissures transversales de 10 à 15cm d’ouverture et de légers écroulements à l’ouest (60cm) du site sont observées. Les sols en mouvement sont essentiellement argileux et leur profondeur intéresse une épaisseur de 3 à 4m (selon épaisseur des talus de terrassement d’un site voisin). En tenant compte de la topographie initiale du site, la nappe affleurait à mi-pente. Actuellement elle apparait à quelques mètres en amont et en aval de la clôture de la station d’essence. Ce mouvement dans le sens de la pente est lié probablement aux travaux de

terrassement. IV.2.1.3. Glissement parc Auto Ecole

Cette instabilité de terrain affectant les deux voies (CV9 et RN74) est située à quelques mètres à l’ouest du parc de l’Auto Ecole. Ses coordonnées topographiques sont : X= 19668 m ; Y= 50366 m ; Z= 711 m.

Ce glissement de terrain de 200m de longueur et de 50 à 70m de largeur peut être considéré à la fois comme un glissement de talus de déblais et un glissement de talus de remblais sur versant.

Le premier est un glissement de pied de talus qui se manifeste par un mouvement généralisé de tout le talus amont à pente raide, bordant la RN74, et s’étend jusqu’au CV9 qui le domine. Ce glissement ancien réactivé en partie intéresse la couche superficielle argileuse masquant les argilites grises en place et le matériau de remblais. Les désordres observés se traduisent par un affaissement de la bordure du trottoir (récemment réalisées), avec un léger décollement de la route et risquent de se propager à celle-ci. Au-delà de la bordure de trottoir le remblai à subi un effondrement variable de 0,5 à 2m de hauteur. Ce glissement est lié certainement à la pente trop raide et à l’apport de matériaux de remblai.

La RN74 passe ici en profil mixte du moins pour l’accotement. La formation d’important bourrelet de pied anciens et récents témoignent des glissements successifs ayant eu lieu ces dernières années. Les réparations, qui consistent à recharger périodiquement le talus après glissement, ont prouvé leur limite. Il n’y a pas de nappe à cet endroit. La cause est à imputer à des circulations d’eau

d’infiltration qui ont dû se produire au contact du terrain naturel et le remblai réglé avec une pente forte sans soutènement et drainage.

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IV.2.1.4. Glissement versant ouest de l’oued

Ce glissement de terrain affecte le versant ouest d’un oued à écoulement intermittent situé à l’est de la clinique (ex. hôpital). Ses coordonnées topographiques sont : X= 18839 m, Y= 50170 m, Z= 781 m. Ce glissement a eu pour conséquence un escarpement sommital de 40cm. Les fissure transversales en amont du décrochement principal attestent que se glissement est encore actif et laisse craindre une nouvelle rupture. Le pied du versant à pente raide est constitué d’argile marneuse jaunâtre, beige recouvrant certainement l’argilite grise mise à nu par l’érosion à quelque mètres au sud du site du glissement, ce qui indique qu’il s’agit probablement d’un mouvement localisé et peu profond. Ce glissement est consécutif à l’érosion des berges de l’oued, à la pente raide et au sol

facilement érodable.

IV.2.1.5. Glissement en amont de l’hôpital Ce glissement s’est opéré à proximité immédiate en amont de l’hôpital et se prolonge jusqu’au mur de soutènement du parc de l’EIT de Bougaa. Ses coordonnées topographiques sont : X= 18761 m, Y= 51144 m et Z= 652 m. Ce glissement plus long que large a subi dans sa partie amont un décrochement vertical de 2m de hauteur environ conduisant à un léger affaissement de la RN74 dans deux endroits. Le sol an aval a lui aussi subi un mouvement ; ce dernier a entrainé un déplacement de quelques mètres du gabion posé pour soutenir le remblai. Ces sols ébranlés sont des argiles renfermant de gros blocs et les eaux circulent en permanence à partir de deux nappes apparentes en surface. L’excavation exécutée pour réaliser la plate-forme de l’hôpital (décharge de pied),

l’écoulement d’eau omniprésente, la charge du sommet par le poids du gabionnage en sont les facteurs certains ayant déclenché ce glissement.

IV.2.1.6. Glissement en amont des logements évolutifs

Ce glissement plus large que long s’étale vers le nord. Il est situé en amont des logements évolutifs et en aval d’un lotissement. Ses coordonnées topographiques sont : X=18606m, Y=51473m et Z= 606 m. C’est un glissement qui a ébranlé un dépôt de matériau. Cette masse de remblai est beaucoup plus importante à cet endroit. Le sol argileux sensible à la pente est mis en dépôt et non en remblai selon les règles de l’art. La décharge du pied par excavation aux fins de réaliser la plate forme des logements

évolutifs est le seul moteur. Une traction sommitale de quelques décimètres s’est opérée. Actuellement ce mouvement n’a entrainé aucun dommage.

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IV.2.1.7. Glissement ancien (Photo 1)

Le site de glissement est situé sur le flanc sud de la vallée de l’Oued Sidi-Ali, affluent de l’Oued Bousselam sur la rive droite. Ses coordonnées topographiques sont : X=18820m, Y=51529m, Z= 594m. Ce glissement est situé entre les logements évolutifs et les lotissements à usage d’habitation individuelle, ce bas versant présente des signes d’instabilité anciens (pente moutonnée, dépressions). La zone instable à une pente variable comprise entre 14 et 16% et s’étend sur une longueur de 200 à 400m pour une largeur de 200m environ. Les sols superficiels sont constitués par des dépôts d’âge Quaternaire dont l’épaisseur est importante (environ 20m). Ils sont constitués par des argiles, des argiles renfermant des graves et cailloux et des argiles à blocs. Au sommet du site des sources et endroits humides sont perceptibles.

Aucune donnée n’indique que le glissement est encore actif à l’heure actuelle car aucune fissure de traction ou autre chose emportée par le mouvement n’est visible.

IV.2.1.8. Glissement sommet Oued Ce glissement se trouve dans une zone que l’on peut considérer comme le sommet de l’Oued. Il se situe à proximité de l’habitation Hannachi. Ses coordonnées topographiques sont : X= 715300m, Y=338900m. Ses dimensions sont : longueur 200m, largeur 400m. Il est amorcé dans un endroit initialement prédisposé, de part sa pente trop forte, à une instabilité. Le sol en présence est une argile qui a absorbé de l’eau provenant :

d’un écoulement permanent d’une source jaillissante à quelques mètres en amont du front d’arrachement. Aujourd’hui canalisée, on l’a transformé en une fontaine mais dont les eaux sont déversées dans cette zone.

d’un écoulement temporaire provenant d’une large surface amont qui forme une zone propice à l’accumulation, en quantité importante, des eaux de ruissellement. Cette argile trop imbibée devient alors très plastique, et l’effet de la pesanteur l’aidant dans sa mobilité, s’est mis en mouvement.

Il est à noter que la succession d’épisodes d’imbibition particulière et de petits

mouvements limités est à l’origine d’un glissement en escalier.

IV.2.1.9. Glissement en amont du stade (Photo 2) Ce glissement est une rupture de pied de talus de versant, survenu au cours des travaux

de terrassement engagés au niveau de la plate-forme du stade. C’est un glissement approximativement circulaire, 40 m x 50 m. Une traction sommitale avec un décrochement de 0,5 à 2 m s’est opérée. Les sols glissés sont essentiellement des dépôts de pente constitués d’argiles limoneuses renfermant graves et cailloux. La pente est raide. Le terrassement au pied du talus serait à l’origine du désordre.


IV.2.1.10. Glissement CEM Taklit (Photo 3) Ce glissement s’est effectué au voisinage d’une pente de terrain trop forte (rupture de

pente). Ce mouvement a crée un affaissement sur 2m de décrochement en tête. Un bourrelet de hauteur non négligeable s’est formé en pied du glissement. Il a entrainé dans son mouvement le mur de clôture du CEM, situé en aval, qui s’est incliné. Le sol naturel est une argile de recouvrement qui a été faiblement imbibé par l’eau parce qu’elle est exposée en permanence à un écoulement venant de l’amont d’une source d’eau.

IV.2.2. Glissements de Béni Aziz

IV.2.2.1. Glissements de Bahbaha

C’est un terrain occupant une partie du flanc Est de Djebel Sidi Mimoun. La pente naturelle est souvent supérieure à 10% et sa direction est dans l’ensemble vers l’Est.

Du point de vue hydrologique, le site de Bahbaha fait parie du bassin versant d’Oued El Kebir et est sillonné par deux Oueds qui le traversent d’Ouest en Est.

La géologie quant à elle, est marquée par une prédominance des éboulis de pente (argile, cailloutis et blocs gréseux) provenant des formations miocènes constituant le Djebel Sidi Mimoun auxquels s’ajoutent quelques affleurements de marnes crétacées appartenant à la nappe de Djemila.

Coté hydrogéologie, il y a présence d’une nappe libre contenue dans les éboulis de pente. C’est une nappe de faible importance, alimentée principalement à partir des gris miocènes de Djebel Sidi Mimoun.

Les glissements de terrain constatés sont situés dans la partie Nord du Bahbaha. Il s’agit de glissements superficiels très localisés qui ont affectés des éboulis de pente. Le facteur principal ayant déclenché ces mouvements de terrain est l’eau. Lors des

saisons très humides, le terrain ayant déjà une forte pente naturelle qui une fois, gorgé d’eau perd une partie de sa cohésion et finit par glisser sous l’effet de son propre poids.

IV.2.2.2. Glissement de chemin M’zaourou

Ses coordonnées topographiques sont : X= 2301,61 ; Y= 5323,51 et Z= 534,53. Il s’agit d’un glissement important du point de vue surface et volume de terres en mouvement. Au niveau de ce glissement, il est mis en évidence la présence des couches suivantes :

- Couche de terre végétale d’épaisseur 0,5 à 1 m. - Couche de limons bruns : cette couche s’est formée grâce surtout la présence d’eau au

niveau d’une zone à pente douce. Son épaisseur n’excède pas les 2m. - Argiles et limons marron clair : (épaisseur 2-5m). - Eboulis de pente (limons, cailloutis et blocs gréseux) d’épaisseur 4,5-17m. - Marnes et marno-calcaires noirs : c’est le substratum dont l’épaisseur est très

important.

Ce glissement est actif et sa surface de glissement se situe aux environs de 9.6m de profondeur.

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IV.2.2.3. Glissement à coté du bloc OPGI

Ses coordonnées topographiques sont : X= 2167,85m ; Y= 5211,71m et Z= 559,24m. C’est un glissement qui s’est déclenché plus récemment et se suite aux terrassements réalisées en aval du bloc.

La stratification est marquée par la présence des facies suivants :

- Terre végétal : épaisseur 0,5m ; - Limon brun : e = 1,7m ; - Eboulis de pente : e = 1,8m ; - Alternance d’argile, de marne et grés (Miocènes) : e = 10m ; - Marnes et marno-calcaires : formation atteinte à 14m de profondeur.

IV.2.2.4. Glissements de Beni Aziz centre

Glissement n°1. Coordonnées : X= 1012m ; Y= 5092m. Les sols affectés sont des matériaux provenant des terrassements de l’assiette.

Glissement n°2. Coordonnées : X= 1094m ; Y= 5268m. Glissement n°3. Coordonnées : X= 1109m ; Y= 5221m. Ces glissements ont affecté

des sols argileux formant la couverture quaternaire et il n’est pas écarté que ce soit d’anciens dépôts provenant du terrassement et déversés sur le versant de l’Oued.

Glissement n°4. Coordonnées : X= 1151m ; Y= 5144m. C’est un glissement superficiel ayant affecté la couverture quaternaire de nature argileuse.

IV.2.2.5. Glissements de Beni Aziz Nord

Glissement n°1. Coordonnées : X= 1970m ; Y= 2100m. Glissement n°2. Coordonnées : X= 1907m ; Y= 5265m.

Ce glissement est récent et s’est déclenché après les dernières averses et chutes de neige,

où les précipitations étaient très importantes et sous l’effet du poids des terres, les sols gorgés d’eau ont cédé suite à la chute de leurs caractéristiques géotechniques.

IV.2.3. Glissements de Babor

Ce glissement surplombe le siège de l’entreprise intercommunale et le centre de formation professionnelle. Ses coordonnées topographique sont : X= 9663m ; Y= 20219m et Z= 550m. Les désordres observés sur le terrain sont dus en partie à l’action de l’homme par des travaux de terrassement et ce par dépôt des matériaux d’apport et d’autre part de la nature lithologique du terrain. Le rejet de ce mouvement au sommet est de 5m environ. De direction vers l’Ouest, il s’étend sur 250m de longueur et 20m de largeur. Il présente une topographie très mouvementée et ondulée sur laquelle on a localisé des zones de stagnation des eaux qui s’infiltrent dans les formations glissantes constituées d’argiles plastiques renfermant des sables, graviers, cailloux avec de gros blocs gréseux. Pendant les périodes pluviales, une grande quantité d’eau s’infiltre dans ces formations et provoque des pressions interstitielles qui peuvent perturber leur cohésion. La morphologie de ce glissement est marquée par de nombreuses boursouflures de taille petite à moyenne et de petites crevasses (fissures).

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IV.2.4. Glissements de Bousselem (Ain Dokar)

Les zones de glissement sont observées le long des berges des oueds tandis que les zones susceptibles de glisser ont été observées sur les versants ou sur les talus routiers. Ces glissements sont dus à l’érosion très active des eaux de l’oued, au relief très

abrupt et à la nature lithologique du sol facilement érodable.

IV.2.4.1. Glissement au niveau d’Oued Alia Deux zones de glissements ont été observées sur la rive gauche d’Oued-Alia dont les

coordonnées Lambert Nord sont : X= 10530m ; Y= 19530m et X= 19600m ; Y= 19550m.

Sur ces talus, on observe à la tête du glissement des fissures de traction et des escarpements sommitales dû à l’érosion au pied du talus par les eaux d’Oued-Alia avec ses brusque variations de débris, au relief très abrupts et à la nature du sol facilement érodable.

IV.2.4.2. Glissement Sud du stade

C’est une coulée boueuse qui est due au déséquilibre causé par les travaux de terrassement du stade, cette coulée suivie d’un escarpement de la partie supérieure est causée par la pente abrupte, la nature altérable de la marne et à l’écoulement des eaux.

A tous ces facteurs sus-cités dans toutes ces instabilités, il faut ajouter le facteur sismique qui est aussi important dans cette région.

IV.2.5. Glissement Ait Naoul-M’zada (Beni Khellad) Ses coordonnées Lambert Nord sont : X= 711 700m ; Y = 301 500m. Ce glissement de terrain intéresse des blocs de dimensions généralement supérieures au m3, les blocs arrachés et déposés en contrebas du talus montrent le volume important concerné par cette chute d’une falaise de 30m de hauteur. Quelque blocs encore attachés sont à leur limite d’équilibre et risquent à tout moment d’être réactivés, leur chute se prépare à vitesse très lente mais qui sera très rapide durant l’écoulement. Nous somme ici en présence d’une formation dure caverneuse (travertin) de talus abrupt formant falaise reposant sur une formation plastique (schiste) qui forment un talus recouvert d’éboulis. L’action de l’altération des bancs de schiste sous jacents a conduit à la création d’un surplomb et à la faveur des factures correspondant ici aux vides, l’éboulement s’est produit après déstabilisation des blocs, situé en crête de la falaise.

IV.2.6. Glissements d’Ain El Kebira

Les zones instables ont été observées le long de la berge Sud-Est d’Oued Hayoun, due à l’érosion très active et au relief très abrupt.

Le risque d’instabilité des terrains diminue en s’éloignant de la berge de l’Oued Hayoun

allant vers le Sud où relief devient modéré et sub-horizontal. Les zones instables qui sont incluses dans le périmètre d’étude sont :

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- Une zone de glissement située au nord-ouest, il s’agit d’un ancien glissement de terrain dans le sens sud-nord. Ce glissement est de coordonnées : X= 684m ; Y= 2074m et Z= 606.5m.

- Une zone de glissement située au nord-est très active dans le sens ouest-est provoquée par le déversement d’un égout à cet endroit. Ce glissement est de coordonnées : X= 1774m ; Y= 2215m et Z= 536m.

IV.2.7. Glissement de Serj El Ghoul (de Beida) Les coordonnées topographiques de ce glissement sont : X= 758m et Y= 357m. Ce glissement est marqué par : - Tassement différentiel des fondations. - Mouvement de reptation de la couche superficielle de fondation dans le sens de la

pente, les autres constructions ne présentent aucun désordre.

IV.2.8. Glissement de Djemila Centre Sur le versant d’Oued Guergour qui constitue pratiquement la moitié du terrain (moitié Ouest), une couverture constituée en général de terrains meubles surmonte des marnes noires. Au niveau de certains endroits proches d’Oued-Guergour, il y a de petits glissements localisés affectant juste la couverture quaternaire. Ils se manifestent sous forme de fluage sur des terrains à forte pente. A noter aussi qu’au niveau du coin sud-est du stade, il y a une émergence d’eau qui imbibe les sols de remblaiement et provoque leur fluage.

Les coordonnées topographiques de ces glissements sont : Glissement 1 : X= 1680m ; Y= 5030m ; Glissement 2 : X= 1720m ; Y= 5080m ; Glissement3 : X= 1820m ; Y= 5120m.

IV.2.9. Glissement d’Ain Arnat

Trois zones de mouvements ont pu être distinguées :

Le premier glissement s’est produit sur un versant, après avoir entaillé son pied lors des terrassements réalisés pour construire des bâtiments. Il a eu lieu dans une partie du talus amont non soutenu. Les sols concernés sont des argiles rouges. Il est en outre apparu, à la suite de forte précipitation. que la masse d’argile est alimentée par des venues d’eau en provenance des niveaux perméables situés entre les argiles rouges et les sols à croûte.

Le second glissement affecte le talus routier en aval des blocs, les sols concernés par

le mouvement sont constitués de remblai alimenté par les écoulements d’eau provenant de la source amont. Ses coordonnées sont : X=700 et Y=1940.

Le troisième glissement, situé à quelques mètres d’altitude au dessus du niveau de

l’Oued, présente des signes d’instabilité. Ces instabilités se manifestent surtout en raison de l’effet de l’érosion, par des ravinements des sols superficiels constitués de limons et d’argiles. Ses coordonnées sont : X=950 et Y=2100

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IV.2.10. Glissements d’Oued El Bard

Ils affleurent dans deux sites : (i) Le site 1 se trouve à Ifarhounen, de coordonnées topographiques : X= 4600 m et Y= 9275m ; (ii) le site 2 se trouve à Oued El Bard centre, de coordonnées topographiques : X= 4950m ; Y=9500m.

Les deux sites sont situés sur la berge Ouest de Oued el Bard. Ils présentent un relief

très accidenté, le site de Oued El Bard centre est le plus accidenté que celui de Iferhounène. La majorité de terrain de Oued El Bard centre soit 80% de la superficie possède une pente supérieure à 30%.

IV.2.11. Glissements de Timerguine Nord (Bouandas)

La colline de Timerguine est limitée par deux Oueds, de part et d’autre où l’écoulement des eaux se fait du Nord vers le sud. Les zones de glissement ont été observées le long des berges de l’Oued.

Ces glissements sont dus à l’érosion très active des eaux de l’Oued, au relief abrupte et

à la nature lithologique du sol, ainsi qu’à l’écoulement souterrain et à la charge apportée par le matériau d’apport.

IV.2.11.1. Glissement au Nord de secteur

Ses coordonnées sont : X= 950m, Y= 1875m. C’est un ancien glissement dû à

l’érosion des eaux de l’Oued et au relief abrupt, ce glissement est réactivé suite à la charge causée par le matériau d’apport, ce qui a provoqué un glissement circulaire assez spectaculaire.

IV.2.11.2. Zone d’ancien glissement Ses coordonnées : X= 975m ; Y= 2000m. Elle est marqué par une zone creuse et des bourrelets. Cette zone peut encore glissée

sous l’effet d’une fore érosion ou d’un écoulement important. IV.2.12. Glissement de Beni Ourthilene (N’tala Lota)

Les glissements, qui se sont produits au niveau de ce site, sont :

Glissement n°1. Coordonnées: X= 10197m ; Y= 49940m Glissement n°2. Coordonnées : X= 10140m ; Y= 50019m.

La géologie de cette région est marquée par la présence d’une couverture quaternaire

constituée d’éboulis à gangue marneuse, d’éluvions et d’argiles. Cette couverture surmonte des formations crétacées à prédominance marneuse. Les caractéristiques de cette couverture à nature argilo-marneuse, c’est qu’elle soit récente et souvent sous consolidée. Elle renferme donc des dépôts à structure lâche.

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Tableau IV.1. Tableau récapitulatif des principaux mouvements de pentes dans la wilaya de

Sétif

Coordonnées Région

Site X (m) Y (m) Z (m)

Abattoir-cimetière

19446 50423 677

Station d’essence

19278 50001 716

Hôpital 19561 51044 652

CEM Taklit 19577 51464 603

Stade 19258 51893 594

Souk el felah

19190 51247 662

Logements évolutifs

18606 51673 606

Parc Auto école 19668 50366 711

Versant Ouest de l’Oued

18839 50170 781

Glissement ancien

18820 51529 594

Bougaa

Sommet Oued 715300 338900 Chemin M’zaouro

2301

5323 534 Beni Aziz

Bloc OPGI 2167 5211 559

Glissement n°1 1012 5092 Glissement n°2

1094 5268

Glissement n°3

1109 5221

Beni Aziz centre

Glissement n°4

1151 5144

Glissement n°1 1970 2100 Beni Aziz Nord Glissement n°2 1907 5265

Babor Babor 9663

20219 550

Oued Alia 10530 19530

19600 19550

Bousselem (Ain Dokar)

Zone à l’aval 10685

19490

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Coordonnées

Région

Site

X (m)

Y (m)

Z (m)

La rive gauche

10255 19730

Cimetière

10260 19830

La rive à proximité aval

10080 19845

Bousselem (Ain Dokar)

Talus routier

10245 19975

Ait Nouel M’zada

Beni Khalled 711700 301500

Ain el Kbira

684 2074 606 Ain el Kbira

Nord-est

1774 2215 536

Serj El Ghoul

Beida 758 357

Glissement n°1

1680 5030

Glissement n°2

1720 5080

Djemila

Glissement n°2

1820 5120

Glissement n°1

700 1940 Ain Arnat

Glissement n°2

950 2100

Iferhounen

4600 9275 Oued El Bared Oued

El Bard Centre 4950

9500

Nord de région 950 1875 Bouandas (Timerguine Nord)

Ancien glissement

975

Glissement n°1

10197 49940 Beni Ouartilene (N’tala Lota)

Glissement n°2

10140 50019

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IV.3. Etude de cas : les glissements de Bougaa IV.3.1. Introduction Une visite sur le terrain à Bougaa nous a permis de visualiser in situ les sites ayant

subi des glissements de terrain ces dernières année. La description de ces glissements a été donnée dans le chapitre précédent. Dans ce qui suit, on indiquera le contexte géologique local du secteur et localiser les glissements sur la carte géologique locale afin de faire ressortir une éventuelle relation entre l’occurrence de ces glissements et la géologie. Enfin, on présentera certaines photos commentées de quelques glissements prises lors de cette sortie.

IV.3.2. Contexte géologique local de la région de Bougaa

Les formations géologiques rencontrées dans la région de Bougaa sont les suivantes :

IV.3.2.1. Le Quaternaire

Il s’agit de terres arables et formations de pente. Parmi les formations de pente on distingue :

Les dépôts de pente fins (colluvions) : ils sont représentés par des argiles beiges, brunes à jaunâtres renferment parfois des graviers et cailloux. Ces dépôts colluviaux couvrent de grandes surfaces du versant, ils sont de granulométries fines et très plastiques. Ce type de formation renferme souvent des graviers et cailloux dispersés ou encore de fragments rocheux de petites dimensions peu usés. Il présente une épaisseur très variable (2 à 20 m). La perméabilité de ce type de formation est médiocre, la circulation d’eau peut s’effectuée entre les graviers et les fragments de roche.

Les alluvions anciennes : elles couvrent l’étendue plate le long de l’Oued Kef Annser. Ces alluvions sont formées par des graviers et cailloux enrobés dans une matrice limono-argileuse.

Eboulis à blocs (e) : Ce sont des éboulis ancien fixés dans une gangue argileuse. La granulométrie de ces formations est très hétérogène et grossière, avec des éléments métriques fréquents alimentés par des affleurements de roches dures du Djebel Guergour.

IV.3.2.2. La Nappe de Djemila

La seule nappe qui touche notre zone d’étude est celle de Djemila. Les formations suivantes affleurent :

Eocène moyen et supérieur (e6-7) : marnes noires, brunes ou grises à bancs et boules jaunes.

Yprésien-Lutétien inférieur (e4-5) : calcaires massifs bitumineux clairs à cassures noires et silex noirs.

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Figure IV.1. Carte géologique de la région de Bougaa (d’après la carte géologique de l’Algérie au 1/50.000 d’Ain Roua)

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IV.3.3. Hydrogéologie du site de la ville de Bougaa

Les services du laboratoire des travaux publics de l’Est ont réalisé trente huit sondages carottés lors de l’exécution du programme des essais in situ pour l’étude géotechnique. Ces sondages apportent les renseignements hydrogéologiques suivants :

Centre de site : les sondages sont creusés sur des profondeurs de 8m à 12m. Le niveau d’eau varie de 4m à 5m. Le substratum d’argilites saine se situe à 7m en moyenne. La couche aquifère est constituée par des matériaux hétérogènes.

L’Est de site : la profondeur de l’eau varie entre 10m et 12m. La lithologie est assez hétérogène.

Ouest de site : la profondeur moyenne de 8,52m. La formation captée est constituée d’argile graveleuse.

Nord de site : certains sondages caractérisés par l’absence d’eau. La profondeur ne dépasse pas 15m. Ces sondages se localisent autour la faille orientée NW-SE. Cette faille joue le rôle du drain.

Cette visualisation des profondeurs des eaux montre que l’aquifère de ce secteur est hétérogène, définissant des aquifères perchés. La présence d’eau est conditionnée par la nature lithologique du sous sol.

IV.3.4. Relation géologie – Glissements de terrain dans la région de Bougaa

Le site de Bougaa se situe au Nord-ouest de la wilaya de Sétif, c’est une zone montagneuse caractérisée par des nappes de charriages à vergence Sud. Le climat contrasté, la nature lithologique et terrassement en sont les causes naturelles et anthropiques ayant provoqué les instabilités au niveau de cette ville.

Ces glissements sont superficiels observés au niveau de la couche superficielle des formations de pentes ou de l’argilite altérée. Ils sont corrélés avec les périodes de précipitations.

IV.3.4. Photos commentées de quelques glissements de terrain de la ville de Bougaa


Photo 1 : Glissement ancien. Ce bas versant présente des signes d’instabilité anciens (pente moutonnée, dépressions). La zone instable à une pente variable comprise entre 14 et 16% et

s’étend sur une longueur de 200 à 400m pour une largeur de 200m environ. Les sols superficiels sont constitués par des dépôts d’âge Quaternaire dont l’épaisseur est importante

(environ 20m). Ils sont constitués par des argiles, des argiles renfermant des graves et cailloux et des argiles à blocs. Au sommet du site des sources et endroits humides sont perceptibles.

On aperçoit sur cette photo la déstabilisation des gabions.

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Photo 2 : Glissement en amont du stade. Ce glissement est une rupture de pied de talus de versant, survenu au cours des travaux de terrassement engagés au niveau de la plate-forme du stade. C’est un glissement approximativement circulaire, 40 m x 50 m. Une traction

sommitale avec un décrochement de 0,5 à 2 m s’est opérée. Les sols glissés sont essentiellement des dépôts de pente constitués d’argiles limoneuses renfermant graves et

cailloux. La pente est raide. Le terrassement au pied du talus serait à l’origine du désordre. On voit sur la photo la fissuration et autre désordre sur la colline en amont.

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Photo 3 : Glissement CEM Taklit. Ce glissement s’est effectué au voisinage d’une pente de terrain trop forte (rupture de pente). Ce mouvement a crée un affaissement sur 2m de

décrochement en tête. Un bourrelet de hauteur non négligeable s’est formé en pied du glissement. Il a entrainé dans son mouvement le mur de clôture du CEM, situé en aval, qui s’est incliné (photo 3). Le sol naturel est une argile de recouvrement qui a été faiblement

imbibé par l’eau parce qu’elle est exposée en permanence à un écoulement venant de l’amont d’une source d’eau.

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Photos 4-5 : Glissement abattoir-cimetière. Ce glissement s’étend sur 80m de long et 75m de large avec une rupture sommitale de 3m, un bourrelet de 1,20m de hauteur qui s’est

formé en pied et de plusieurs fissures transversales. Les désordres se sont exprimés par un affaissement du mur en grillage du cimetière (parallèle au mouvement) (photo 4) et un

déplacement d’une partie du mur en maçonnerie (perpendiculaire au mouvement) (photo 5).

82


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IV.3.5. Localisation des glissements sur la carte géologique de Bougaa La figure IV.2. est une carte la localisation des principaux glissements de terrain de la

ville de Bougaa sur la carte géologique de Bougaa. Pour réaliser cette carte, nous avons utilisé les coordonnées géographiques (Latitude – Longitude) des principaux glissements qui ont été relevés sur le terrain grâce à un GPS. Ces différents points ont été introduits dans Google Earth. Grâce à la fonction superposition d’image, la carte géologique du secteur a été superposée à la carte Google Earth puis calé en utilisant les coordonnées de la carte. Les points représentant les différents glissements apparaissent ainsi sur la carte géologique.

Figure IV.2. Localisation des principaux glissements de terrain sur la carte géologique de la région de Bougaa

Interprétation. L’analyse de la carte de la figure IV.2 permet de faire les constations suivantes :

Les glissements de terrain sont tous localisé dans les formations marneuses noires de l’Eocène moyen et supérieur de la nappe de Djemila et plus précisément à la limite entre cette formation et le Quaternaire. Les formations de pente du Quaternaire qui glissent le font préférentiellement à la limite avec les terrains marneux de l’Eocène qui constituent le substratum sur lequel les terrains glissent. Ces endroits sont donc des sites favorables à la survenue de glissement de terrain dans le secteur.

Le glissement du CEM Taklit s’est produit le long d’une faille importante de direction NO-SE. Ces terrains faillés constituent probablement des sites favorables au déclenchement de glissements de terrain.

Conclusion générale

Conclusion générale

L’étude de synthèse que nous avons réalisée sur les risques naturels

dans la Wilaya de Sétif et plus précisément les risques sismiques et mouvements de terrain, indique que la zone la plus vulnérable et la plus touchée est celle située au Nord de la Wilaya, avec une concentration importante des séismes et de la plupart des glissements de terrain. Ceci est dû à plusieurs facteurs, parmi lesquels : la nature montagneuse et le relief fortement penté de ce secteur combiné à une pluviométrie importante et à la nature lithologique des terrains (argileuse et marneuse) ce qui favorise la survenue de glissements de terrain. Par ailleurs, ce domaine est le plus tectonisé de la Wilaya de Sétif, comprenant les nappes telliennes qui ont subi des mouvements tectoniques importants durant la phase alpine, mouvements qui sont toujours d’actualité, ce qui favorise la survenue de séismes parfois importants dans ce secteur. Dans cette étude, on a vu que les deux risques sismiques et mouvements de terrain peuvent être en relation, les seconds pouvant être déclenchés ou amplifiés par la survenue d’un séisme. Ce secteur de la Wilaya de Sétif est donc fortement soumis aux risques sismique et mouvements de terrain : la construction des habitations et des ouvrages d’art dans cette zone doit être soumise à réglementation en tenant compte des risques naturels.

L’étude que nous avons réalisée est la première étape nécessaire lors

de l’évaluation des risques naturels d’une région donnée. Elle pourra servir de base à de futures études plus approfondies sur les risques naturels dans la Wilaya de Sétif, notamment celles dédiées à la réalisation de cartes de risques.

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Bibliographie

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Annexe

Annexe

Rappel de quelques définitions utilisées dans le chapitre 3 (risques sismiques)

L’ère macrosismique

Avant que le premier instrument enregistrant la vibration du sol ne soit construit, les informations de différents rapporteurs sur les effets du séisme, dans une région donnée, nous renseignaient sur le lieu où est survenu l’événement sismique et qui correspond à celui où l’on enregistré le maximum des dégâts ainsi que les localités où le séisme a été ressenti. Cette période est dite « ère macrosismique» et la sismicité concernée est dite «sismicité historique ».

L’ère instrumentale Par opposition à la sismicité instrumentale consacrée à « l’ère instrumentale ». Toutefois, nous signalerons que même durant cette période, l’étude macrosismique d’un séisme revêt toute son importance. On y recourt souvent, lorsque les données viennent à manquer ou qu’elles soient peu fiables ou bien difficilement exploitables.

L’aire macrosismique

Après la récolte et l’analyse des données, on établit une carte d’intensité qui montre l’intensité locale dans chaque zone où l’on a noté au moins une observation. On note aussi les zones où les séismes n’ont pas été ressentis, ce qui permet de limiter la région de perceptibilité du séisme.

L’intensité

L’étude d’un séisme se faisait par l’observation des effets de ce séisme à l’endroit où il s’était produit. Ces observations ont amené les scientifiques à établir des échelles qui permettent de connaitre l’intensité d’un séisme.

L’intensité est une grandeur qualitative qui renseigne sur l’ampleur des dégâts et qui varie en fonction des conditions locales du sol et avec la distance épicentrale du séisme.

Ce sont :

Rossi et Forel qui, les premiers, ont établi une échelle d’intensité de 10 degrés en 1883 modifiée par G. Mercalli en 1902.

L’échelle JMA est utilisée au japon depuis 1952.

L’échelle de Mercalli modifiée (MM, USA, 1931 et 1956).

L’échelle de Medvedev-Sponheuer-Karnik (MSK) qui est la plus utilisée en Europe et dans les pays méditerranéens. Cette échelle a fait l’objet d’une mise à jour en 1992 sous la nouvelle appellation EMS (European Macroseismic Scale 1992)

87

Annexe

On distingue deux sortes d’intensité : L’intensité épicentrale(I0) : qui est l’intensité pour une distance épicentrale nulle, et est

la plus grande valeur d’intensité au voisinage de l’épicentre. L’intensité maximale(Imax) : qui correspond au maximum d’intensité estimée dans

n’importe quelle zone.

Généralement, il n’y pas de différence entre I0 et Imax (Reiter, 1990). La magnitude Est une grandeur quantitative

La carte isoséiste On peut établir où est représentée l’aire de plus forte intensité ou aire pléisoseiste au sein de laquelle est définit l’épicentre macrosismique. Les courbes isoséistes limitent la zone à l’intérieur de laquelle l’intensité prédominante est la même. Néanmoins, on peut avoir des cas où les mêmes intensités sont à l’extérieur des courbes isoséistes et où des intensités plus petites ou plus grandes sont situées à l’intérieur. L’allure de la carte isoséiste peut traduire la nature superficielle ou profonde du séisme puisque la distance séparant deux isoséistes augmente avec la profondeur au foyer du séisme. De plus, son allongement renseigne sur la direction de la zone faillée active durant le séisme.

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ملخص إن الهدف الرئيسي من هذا العمل هو المساهمة في دراسة األخطار الطبيعية (الزالزل واالنهيارات األرضية) في والية سطيف حيث قمنا بمعالجة الخطوة األولى الضرورية في دراسات األخطار الطبيعية و هي دراسة تاريخية للكوارث الماضية. لقد قمنا بجمع وتوليف جميع الزالزل واالنهيارات األرضية التاريخية التي حدثت في والية سطيف. هذه الدراسة تشير إلى أن المنطقة األآثر تضررا هي التي تقع

شمال الوالية ، مع ترآيز عال للزالزل ومعظم االنهيارات االرضية.

الكلمات الرئيسية : األخطار الطبيعية - خطر الزالزل - خطر االنهيارات األرضية - بوقعة – والية. سطيف

Résumé L’objectif de ce travail est d’apporter une contribution à l’étude des risques naturels (sismique et mouvements de terrain) dans la Wilaya de Sétif en procédant à la première étape indispensable lors des études de risques naturels, à savoir une recherche historique des catastrophes antérieures. Nous avons ainsi rassemblé et synthétisé l’ensemble des séismes historiques et glissements de terrain qui ont affectés la Wilaya de Sétif. Cette étude indique que la zone la plus vulnérable et la plus touchée est celle située au Nord de la Wilaya, avec une concentration importante des séismes et de la plupart des glissements de terrain. Mots Clefs : Risques naturels – Risque sismiques – Risque mouvements de terrain – Bougaa - Wilaya de Sétif. Abstract The main objective of this work is to contribute to the study of natural hazards (seismic and landslides) in the Wilaya of Setif by making the first necessary step in studies of natural hazards: study of historical past disasters. We have collected and synthesized all of the historical earthquakes and landslides that have affected the Wilaya of Setif. This study indicates that the most vulnerable and affected area is located North of the Wilaya, with a high concentration of earthquakes and most of the landslides. Key words: Natural Hazards - Seismic Hazards - Landslide Hazards – Bougaa - Wilaya of Setif.

Contribution à l’étude des risques naturels (sismiques et ...Ainsi, l’objet d’étude de...

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