Les pays barbaresques; Maroc^ Algérie et Tunisie

Les pays barbaresques, Maroc, Algérie et Tunisie, constituent dans le Nord de l'Afrique une unité géologique et géographique bien définie, et c'est la seule région de ce continent où, sauf une importante exception en Abyssinie, les tremblements de terre soient un phénomène commun et redoutable. C'est une province séismique bien caractérisée, malgré de grandes différences locales dans la fréquence et l'intensité des secousses qui l'ébranlent. Elle complète ainsi avec la Calabre, la Sicile orientale, la Ligurie et l'Espagne du S.E., le périmèti*e presque partout instable du bassin occidental de la Méditerranée, effondré et partout entouré de pointements volcaniques actifs ou éteints. Ces pays, à peu près les seuls de haute séismicité sur l'immense surface du continent africain, sont aussi les seuls qui y aient été plissés et disloqués à une époque relativement récente. A ce point de vue, ils appartiennent réellement à l'Europe, aux territoires affectés par les plissements alpins, en un mot au géosynclinal méditerranéen, dont ils ont partagé à l'époque tertiaire toutes les grandioses vicissitudes.

En ce qui concerne les tremblements de terre, le Maroc et la Tunisie sont encore bien imparfaitement connus, mais l'Algérie l'est très suffisamment, quoique des observations systématiques n'y aient

• F. De Botclla y Hornos. Mapa hipsomélrico de Espana y Portugal con las curvas aubmarinas y la litologia del fondo de las mares (Madrid, 1888).

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jamais éié faites. Perrey a pu, pendant les longues années de ses relevés annuels, compléter son assez pauvre catalogue historique* par les nombreuses obsenratîoos que lui envoyaient les officiers de l'armée d'occupation, de sorte que la répartition des secousses y est maintenant connue d'une manière très satisfaisante, ne demandant plus que des améliorations de détail.

L^exposé des conditions générales d'instabilité séismiqoe résultera de la simplicité relative de constitution que présentent les pays barbaresqueSy disposés qu'ils sont de telle manière que le long d'un méridien quelconque les diverses circonstances géographiques, géologiques et séismiques s'y monti*ent partout dans le même ordre, et même sur des largeurs assez régulièrement uniformes.

Ce qu'on appelle le massif barbarcsque s'étend de la Méditerranée au Sahara. Il s'élève brusquement de l'isobathe de 2 500 mètres qui, de Bône à Nemours, par conséquent — remarque importante — en Algérie seulement, se tient à une distance moyenne de 75 kilomètres du littoral, en lui restant à peu près parallèle. A hauteur de Nemours, cette courbe rebrousse au N. W. pour remonter le long des côtes d'Espagne et passer à l'est et non loin des Baléares, tandis qu'à l'autre extrémité elle pique droit au Nord sur les côtes de Sardaigne, qu'elle laisse à sa droite. Seule l'isobathe de 200 mètres contourne, et à grande distance les côtes tunisiennes, les abîmes ne reparaissant qu'entre la pointe S.E. de la Sicile et la Crète, c'est-àdire fort loin des régions étudiées ici. Or la bande littorale instable semble bien être strictement limitée à l'espace compris entre Bône et Oran, et correspondre ainsi exactement au voisinage de l'isobathe de 2 500 mètres, tantqu'elle accompagne la côte. A l'Est, il estcertain que la séismicité n'empiète point sur les côtes de Tunisie ; mais à l'Ouest l'instabilité, nulle autour de Nemours, où l'isobathe s'éloigne vers le large, renaît affaiblie vers Melilla. D'un autre côté, comme de l'île d'Alboran aux Colonnes d'Hercule les isobathes successives pénètrent de plus en plus loin dans le détroit à mesure que la profondeur diminue vers l'Ouest, il est permis de penser que relief immergé et séismicité marchent de pair.

En avant des côtes barbaresques les roches éruptives tertiaires, et même plus modernes, forment une série de lambeaux littoraux et insulaires, discontinus et d'âges variés, ne s'éloignant jamais beaucoup vers l'intérieur des terres. C'est l'indice d'une grande fracture, ou ligne de moindre résistance, parallèle à la côte. Ces épan-

* Noie sur les tremblements de terre en Algérie et dans l'Afrique septentrionale {Ac, de Dijon, 1845-1846, 299).

chements se montrent depuis le cap Blanc jusqu'aux ZaiTarines, à Tîle d'Alboran et dans TAtlas marocain. Cette bande éruptive, jalonnant de bout en bout le littoral Nord des pays barbaresques, -atteste la continuité et l'énergie^ pendant de longues périodes, des mouvements tectoniques ayant donné lieu au relief actuel de l'Atlas, au Sud de la Méditerranée affaissée.

Comme contre-partie des paroxysmes volcaniques^ les dépôts marins, secondaires et tertiaires, ont été dans la chaîne portés à des altitudes considérables, tandis que le bassin occidental méditerranéen occupe entre l'Espagne, l'Algérie, la Sardaigne et les Baléares, remplacement d'un massif primaire effondré, et dont les témoins subsistent en grand nombre le long de la côte depuis le Djebel Ëdough, à l'ouest de Bôno, jusqu'à la presqu'île de Ceuta. Tous ces fragments bien déchus d'une vieille chaîne archéenne démantelée, qui bordent le massif immergé sous les eaux, sont disséminés au travers des couches secondaires et tertiaires de T Atlas tellien, soulevé en une bande parallèle, de sorte que le littoral se trouve compris entre une zone maritime d'effondrement et une zone continentale de surrection, deux mouvements de sens contraires, mais concomitants et de date peu reculée, et sa séismicité se justifie ainsi amplement d'une manière générale.

On pourrait croire que cette instabilité séismique décèle la continuation, ou la survivance, des mouvements d'affaissement. Il n'en est rien. En effet, la Sardaigne est aussi un débris du massif, et cependant elle est absolument stable, en dépit des manifestations volcaniques pliocènes et quaternaires de sa côte occidentale, où les terrains tertiaires lui font une constitution générale tout à fait analogue à celle de l'Algérie si instable. La Corse, tout aussi rarement ébranlée, est un autre fragment. Majorque, dernier témoin d'une chaîne plissée qui s'étendait vers l'Est, n'est pas moins stable, et là encore l'analogie se poursuit par les épanchements volcaniques des Columbretes. D'ailleurs les séismes sous-marins sont inconnus, ou à peu près, dans cette partie de la Méditerranée, et cela malgré une très intensive navigation. Quelques raz de marée d'origine séismique ne sont pas pour infirmer cette constatation. Ainsi, avec une grande similitude de structure ici ou là, d'aussi grandes difrences de séismicité ne permettent pas de penser que l'affaissement a laissé quelque trace, si faible soit-elle, de mobilité. Les isoséistes limites de certains tremblements de terre graves — 21 août 1856, 2 janvier 1867 — n'ont guère que mordu la côte de Dellys à Bône et de Tenès à Bougie respectivement. Leurs épicentres

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ëtaienl donc souamarins, mais sans qu'on puisse dire qu'ils se trouvassent sur la ligne de fracture, c'està-dire sur l'isobathe. Il faut considérer ces deux

observations comme tout à fait

exceptionnelles, malgré l'opinion d'Elisée Reclus * d'après laquelle les parages de l'île Galiteseraientfréquemment ébranlés, ce qui d'ailleurs serait bien extraordinaire à si peu de distance d'une partie très stable de la côte africaine.

Si maintenant on considère au contraire la côte elle-même, on voit qu'elle présente de Bône à Oran un grand nombre de points riches en séismes, et parfois sévèrement endommagés, Djidjellî et Chercbell, en particulier, ont été en de courts

laps de temps le siëge de secousses plus nombreuses que graves. On doit les attribuer à des causes locales d'instabilité, tout à fait indépendantes de la ligne de fracture ou de moindre résistance. Il faut en voir l'origine dans le découpage des côtes algériennes en lobes demicirculaires, comme taillés à Temporte-piëce, qui représentent des affaissements peut-être subséquents, secondaires et en relation avec le mouvement d'effondrement et de surrection de part et d'autre de l'isobathe de 2500 mètres. L'instabilité ne se montre donc pas au pied du talus, mais à une certaine hauteur, comme conséquence éloignée de l'édification de l'Atlas tellien, dont Welsch* fait un événement posttortonien. Ses lieux d'élection sont surtout les points de contact des terrains tertiaires et quaternaires, avec cette restriction aux dires de Chesneau* et d'autres que si en ces points les effets mécaniques des tremblements de terre sont le plus redoutables, leurs épicentres n'y sont pas forcément localisés. Tous ces golfes lobés sont instables : Philippeville, Djidjelli, Bougie, Alger, Mostaganem, Oran et peutôtre Melilla, conformément à l'opinion de Suess que de semblables accidents sont généralement le siëge de séismes. Gouraya et Villebourg', célëbres par le désastre des 15-16 janvier 1891 '« Ténës et Gherchell doivent leurs secousses aux dislocations de leurs couches tertiaires, dont le peu de consistance aggrave les effets.

Oran est un foyer notable d'ébranlement, et la catastrophe de 1790 ne s'est pas encore effacée du souvenir de la population indigëne. L'instabilité s'étend loin dans l'Est, jusqu'à Perregaux et Rélizane. Il est bien possible que la dépression de la Sebka de Misserghin joue un rôle séismogénique, ainsi que des dislocations qui, dans le Sahel 'd'Oran, ont amené le déversement des schistes oxfordiens par-dessous le Lias, si toutefois l'ancienneté de cet accident n'est pas trop grande.

La chaîne de l'Atlas Tellien est parallële au littoral; sa surrection, concomitante à l'effondrement méditerranéen de la fin du Miocëne, a entraîné jusqu'à nos jours l'instabilité de son flanc septentrional au bord Sud de la Mitidja, d'El-Affroun à Blidah. Un accident considérable, le pli renversé et étiré du massif de Blidah *, paraît pouvoir rendre compte de la grande instabilité de

* Note sar les étages miocènes de l'Algérie occidentale (C. R. Ac, Se. PariSt CXV, 566, 1892).

' Note sur les tremblements de terre en Algérie (Ann. des Mines, 1832, 1, Paris).

' Â. Pomel. Les tremblements de terre du 13 et du 16 janvier (1891) en Algérie (C. R. Ac. Se. Paris, CXlï, 643, 1891).

* E. Ficheur. Sur l'existence de phénomènes de recouvrement dans l'Atlas do Blidah {Id,, ex VI, 156, 1893). Id. Sur le renversement des plis sur les deux versants de TAtlas de Blidah (/(/., CXXll, 548, 1896).

Di MoRTEsSDS. — Tremblement! de terre. 22

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cette ligne, en môme temps qu'une très mauvaise situation des centres habités sur des terrains sans consistance, et en discordance par rapport à ceux du massif, aggrave singulièrement le danger des secousses, tandis que le centre de la Mitidja résiste ordinairement beaucoup mieux sur ses profondes couches alluvionnaires, formant coussin en quelque sorte.

En pénétrant davantage dans Tintérieur de TAtlas tellien, on voit que, de Takitount à Fort-National, la Kabylie présente des centres d'ébranlement plus nombreux que riches en séismes, ce qui est le propre des massifs archéens et primaires.

Il semble que les tremblements de terre d'Aumale tirent leur origine du massif du Dehrah situé au Sud. Cette ville appartient au flanc Sud de l'Atlas, très instable de Boghar à Guelma, en passant par Bordj-bou-Arréridj, Sétif et Gonstantine, naturellement à des degrés très divers ; si la surrection de la chaîne joue un rôle séismogénique général, on doit toutefois en reconnaître un plus immédiat aux efforts grftce auxquels se sont formés les lacs tertiaires, miocènes et pliocènes, de Sétif, Bordj-bou-Arréridj et Mansourali, qui sont justement les points les plus sévèrement éprouvés. Savomin' a constaté que la structure simple de TAtlas Saharien, caractérisée par des ébauches de plis entre le Crétacé supérieur etTËocène inférieur, s'est étendue dans la région au nord des plaines du Hodna. Un géosynclinal miocène (Cartennien) s'y est constitué et a subi ultérieurement (fm du premier étage méditerranéen) un nouveau plissement, qui a rénové la structure primitive en la compliquant de plis étirés et de grandes fractures, parfois avec chevauchements. Or c'est la région de ces mouvements complexes qui est le théâtre des séismes du flanc méridional de l'Atlas tellien. L'influence séismogénique de ce géosynclinal peut être précisée davantage maintenant, d'après les résultats des nouvelles explorations de Ficheur et de Savornin '. Au sud de la dépression d'Aumale à Mansourah, le massif de l'Ouennougha domine l'extrémité nord-occidentale de celle du Hodna par de larges croupes arrondies et faiblement découpées, qui s'étendent, à l'Est, jusqu'à la Medjana, au Nord-Ouest de Bordj-bou-Areridj. Elles sont principalement formées de grès de l'Ëocène supérieur et du Miocène inférieur, disposés en grandes barres, échelonnées en gradins réguliers, sur près de 80 kilomètres de TOuest à l'Est, le long du

* iilsquissc géologique des chaînons de l'Atlas, au Nord-Ouest du Chott-el-Hodna (C. R. Ac. Se, Paris, CXL, 155, 1905).

' Sur les terrains tertiaires de l'Ouennougha et de la Medjana (C. A. Ac, Se, Paris, CXLl, 148. 1905).

flanc méridional du massif. Leur puissance de 400 à 500 mëlres, disent ces géologues, correspond à un dépôt formé dans un géosynclinal en voie d'alTaissement continu, qui s'est produit sur l'emplacement de dômes crétaciques à noyau jurassique, résultant euxmêmes de l'arasement de plis antétertiaires. Or cette région est précisément jalonnée à peu de distance par les foyers séismiques, au moins apparents, de Bordj-bou-Arréridj, des Bibans, de Mansourah, d'Aumale et du Djebel-Dira. Si cette ligne présente une lacune d'Aumale à Mansourah, cela tient seulement, sans doute, à l'absence d'importants centres habités dans cette dépression. Ainsi cette ligne d'épicentres, parallèle au massif, correspond exactement au géosynclinal cartennien, maintenant relevé, dont les mouvements jouent un rôle séismogénique posthume d*une complète évidence.

La vallée moyenne du Chélif, au nord de TOuarsénis, sépare dans la chaîne deux parties dont les ébranlements séismiques sont indépendants et ne se propagent presque jamais de l'une à l'autre.

Trois systèmes généraux de plissements se montrent en Algérie. Quelle influence séismogénique directe possëdentrils ?

Le système le plus étendu affecte l'Oranie, instable en partie à la vérité, mais en même temps la région de l'alfa très stable depuis les frontières du Maroc jusqu'à la dépression du Hodna, ainsi que l'Atlas saharien aséismique jusqu'à Bou-Saada, l'Aurès pénéséismique, enfin le massif des Nemencha, dont on ne sait qu'une chose, c'est que le camp romain de Lambessa avait été reconstruit en 268 à la suite d'un tremblement de terrée Ces plissements sont donc éteints. Il n'en est peutrêtre pas de même des deux autres systèmes qui s'étendent l'un, W.-E., sur toute la partie instable de l'Atlas tellien, mais à l'exclusion de l'Oranie, et l'autre sur les régions pénéséismique de la Kabylie et séismique du Hodna. Mais il faudrait à une affirmation dans ce sens des études plus circonstanciées sur les tremblements de terre d'Algérie.

On a déjà signalé plus haut, et en passant, la stabilité de l'espace intermédiaire entre les deux Atlas, tellien et saharien ; c'est la région des Chotts, de^ hauts plateaux, ou de l'alfa, le ce petit désert » en un mot. Elle résulte de ce que cette suite de hautes plaines est très anciennement plissée et que le Jurassique et le Crétacé n'y sont affectés que de larges rides sans grandes dislocations.

L'Atlas saharien est séismique à l'Ouest. A Laghouat seulement, on a signalé quelques rares secousses. Au contraire, l'extrémité orien-

* Gaston Boissicr. L'Afrique romaine {Revue des Deux Mondes, 1894, 1, 498).

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taie tant de la chaîne que de la région des hauts plateaux, c'està-dire TAurës et le Hodna, mais surtout cette dépression, sont trës instables. En particulier M'Silah est un important centre d'ébranlement. Bou-Saada n'est pas non plus à l'abri des dommages, mais peut-être seulement à cause de sa position défectueuse, sur des terrains détritiques, à l'issue d'une vallée.

La répartition des tremblements de terre algériens est tout à fait indépendante du réseau hydro-thermal.

Abordant maintenant la Tunisie par le Sud, on rencontre tout d'abord Tozeur avec quelques séismes sur le bord de la ligne des Chotts Fedjedj, Djérid, Rharsa et Melrhir, qui, en prolongement du golfe de Gabbs, pénètrent au loin dans le désert le long d'énormes falaises : au nord sur 140 kilomètres de long jusqu'au seuil de Kritz, avec une dénivellation d'environ 500 mètres; au Sud sur une distance moindre et une différence de niveau de 300 mètres seulement. Comme Gabès, au débouché oriental, est souvent sujette aux tremblements déterre, ainsi que le montre le paroxysme de juin 1881, il se pourrait que cet accident considérable jouât un rôle séismogénique important dans le Sud de la Régence ; c'est une boutonnière analogue à celle du pays de Bray, formée par un double mouvement positif et négatif. Les observations sont encore insufCsantes pour décider de l'origine d'une région d'ébranlement qui s'étend peutêtre jusqu'au pied de l'Aurès en Algérie.

Plus au Nord, Sfax, Méhadia et surtout El-Djem paraissent constituer un foyer indépendant d'instabilité. Gomme dans ces parages un lehm d'origine terrestre recouvre le Crétacé et s'enfonce sous la mer, il faut en conclure à un affaissement récent, qu'on ne saurait cependant mettre en relation avec ces séismes, ces mouvements étant communs avec d'autres points stables du littoral tunisien.

Le profil déchiqueté du Zaghouan se dresse à 1 295 m. au-dessus de la plaine, et, de très loin, sert d'amer aux navigateurs: c'est un ensemble de dômes liasiques, alignés S. W. à N. E., séparés par des cuvettes synclinales ^ et coupés par de nombreuses failles, dont la principale, celle du Sud, accuse, d'après Rolland, un rejet de 1500 m., évaluation que Pervinquière ' regarde comme très admissible. Ligne maîtresse de dislocations, cet accident résulte de ce que les poussées orogéniques ont rencontré une résistance; le Djebel

* Ficheur et Haug. Sur les dômes liasiques du Zaghouan et du Bou-Koumin (C. R. Ac. Se. ram.CXXU, 1354,1896;.

* Etude géologique de la Tunisie centrale (Régence de Tunis. Carie géologique de la Tunisie. Paris, 1903).

Zaghouan est le principal d'entre ces dômes ; son flanc nord correspond à la profonde échancrure du golfe de Tunis et à l'isolement du cap Bon. Il est impossible de méconnaître la relation des séismes des environs de Tunis avec un accident tectonique de cette ampleur, mais sans que ses tremblements de terre soient jamais destructeurs, si on en excepte toutefois le désastre plus ou moins authentique d'Utique en 407 ou 410. En Kroumirie, un petit foyer d'ébranlement paraît exister du Kef à Béja, suivant la direction de l'Oued Mellëgue, affluent de droite de la Medjerda, c'est-à-dire parallèlement à la faille du Zaghouan, ce qui corrobore la supposition faite plus haut de son influence séismogénique, complétant ainsi celle qu'elle exerce manifestement sur la tectonique de ce bassin par des accidents subordonnés.

On a déjà eu à signaler la stabilité du littoral nord-tunisien simultanément avec la disparition des grands fonds, circonstance déjà bien souvent notée, et qui coïncide ici avec la séismicité de l'Algérie.

D'une façon générale, l'instabilité séismiquede la Tunisie n'atteint pas le degré qu'on aurait pu attendre de son histoire géologique telle que l'a résumée Pervinquière dans son important mémoire, dont nous allons reproduire presque textuellement les principales conclusions pour ce qui concerne surtout le centre du pays. Tout concorde, en effet, pour y montrer des vicissitudes très récentes et de grande ampleur, qui auraient dû se traduire actuellement par une séismicité bien plus accentuée que celle observée réellement. A plusieurs reprises les actions de plissement se sont manifestées, à l'ère paléozoïque d'abord, puis après le dépôt des calcaires du Lias ; c'est alors que s'érigèrent le Zaghouan et d'autres massifs analogues du centre de la Tunisie. Mais le mouvement le plus important, celui qui donna aux montagnes leur forme actuelle, au moins dans les grands traits, est postérieure au Miocène moyen, ou même supérieur, puisque les couches de cet étage sont redressées. Ce fut la grande époque des plissements, bientôt suivie d'une autre presque aussi intense. D'autres mouvements amenèrent par endroits les poudingues ou grès pliocènes jusqu'à la verticale. On a donc là les preuves d'un mouvement fort important, quoique de date ti^ès récente. Aucun mouvement postérieur à ce dernier ne peut être constaté dans le centre; mais les plages soulevées de Monastir et autres, indiquent que le niveau du rivage a varié par rapport à celui de la mer pendant les temps pléistocènes. Le peu de temps écoulé depuis les dernières vicissitudes de plissement se démontre encore par le fait que le trait le

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plus saillant de l'hydrographie tunisienne est Tétroite dépendance dans laquelle se trouvent les rivières par rapport au relief, ce qui est une preuve de la jeunesse de ce dernier. Les oueds courent parallementaux plis, les contournent pour profiter des abaissements d'axe, mais ne les coupent que d'une manière tout à fait exceptionnelle, ce qui les oblige à des détours infinis. En résumé, le relief de la Tunisie résulte de vigoureuses actions très récentes et, cependant, elle ne compte point parmi les régions vraiment instables du pourtour de la Méditerranée ; il y a là une anomalie, difficile k expliquer en l'état actuel de nos connaissances.

Le Maroc est fort peu connu au point de vue des tremblements de terre. Il y a tout lieu de penser que la bande primaire de la côte, entre Melilla et le détroit de Gibraltar, doit y être peu sujette. Du bassin de la Moulouya et de l'Atlas marocain l'on ne sait absolument rien.

Tétouan, Geuta et Tanger, bref les abords même du détroit, sont assez souvent secoués; ces parages participent ainsi en quelque mesure à Tinstabililé de l'Andalousie.

Les chocs consécutifs au grand désastre de Lisbonne du 1*^ novembre 1755 ont eu dans le Maroc septentrional, surtout à Fez et à Mequinez, des effets destructeurs, qui sont venus compléter les ruines du séisme principal. On serait tenté d'y voir des tremblements de terre de relai de cet événement fameux dans les annales séismiques, et dont le foyer se trouvait certainement dans l'océan. Mais comme Rabat et Saleh, ainsi que Fez et Mequinez, ont à d'autres époques souffert tout à fait indépendamment des séismes de l'embouchure du Tage, il est probable que le bassin du Sebou renferme une région instable autonome, soit par suite d'un reste de mobilité des accidents qui ont découpé l'Atlas marocain en une triple série de terrasses successives, paléozoïque, secondaire et tertiaire S soit comme conséquence postlmme des efforts orogéniques et tectoniques qui ont donné accès par l'Oranie à la mer miocène venant de l'Ouest, simultanément avec l'existence du détroit bé tique : ce détroit, symétriquement placé dans la vallée du Guadalquivir , et maintenant émergé aussi , est autour de Grenade d'une instabilité de même ordre.

On ne saurait rien dire des quelques séismes sévères signalés à Marrakecli et Agadir. On sait seulement que le massif qui les sépare est extraordinairement disloqué.

* Brivcs. Sur la constitution géologique du Maroc occidental (C. R. Ac. Se, Paris, CXXXIV, 922, 1902).