Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

II.1 Introduction

L'écorce terrestre n'est pas homogène mais est constituée de plaques, ou blocs tectoniques, qui
« flottent » à la surface et qui dérivent en se « frottant » les unes contre les autres. Ces blocs ont
un déplacement régulier (jusqu'à 10 cm/an) et très stable sur des centaines de milliers d'années.
Afin de déceler ces déplacements sans avoir à attendre des siècles, il est nécessaire de mesurer
des positions au centimètre, voire au millimètre.

Aujourd'hui, le GPS, c'est-à-dire le positionnement par satellite, est un instrument largement

utilisé pour la mesure de la déformation de l'écorce terrestre vu sa grande précision.

La déformation dans une zone considérée est ainsi donnée par la mesure des déplacements d'un
certain nombre de points répartis sur cette zone.

II.2 Structure interne de la terre

L’intérieur de la terre est constitué d’une succession de couches de propriétés physiques

différentes (Fig : II.1) :

II.2.1 Croûte continentale : Elle se situe au niveau des continents; elle est constituée
principalement de granites.

II.2.2 Croûte océanique : Elle se situe au niveau des océans, elle est formée de basalte; elle est
moins épaisse que la croûte continentale.

II.2.3 Lithosphère : Elle est constituée de la croûte (plaques tectoniques) et d'une partie du
manteau supérieur. La limite inférieure de la lithosphère se trouve à une profondeur comprise
entre 100 et 200 kilomètres, à la limite où les péridotites approchent de leur point de fusion. On
trouve parfois à la base de la lithosphère une zone appelée LVZ « Low Velocity Zone » où on
constate une diminution de la vitesse et une atténuation marquée des ondes sismiques P et S. Ce
phénomène est dû à la fusion partielle des péridotites qui entraînent une plus grande fluidité. La
LVZ n’est généralement pas présente sous les racines des massifs montagneux de la croûte
continentale.

II.2.4 Manteau terrestre : C’est une enveloppe rigide composée de péridotites, roches très
denses constituant des silicates ferromagnésiens, dont les péridots (comme l'olivine) et les
pyroxènes. Le manteau terrestre se subdivise en deux parties :

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 Manteau supérieur qui est plus visqueux que le manteau inférieur. Il est formé
essentiellement de roches.

 Manteau inférieur aux propriétés d’un solide élastique, qui représente 84 % du volume
terrestre.

II.2.5 Noyau : au centre, le noyau se divise en noyau interne solide et noyau externe liquide.

II.2.6 Asthénosphère : C’est la zone inférieure du manteau supérieur (en dessous de la

lithosphère) [http://www.ggl.ulaval.ca/planete_terre.html].

Fig.II.1 : Schéma bilan de la Structure interne du globe terrestre.

II.3 Tectonique des plaques

II.3.1 Aperçu historique

La tectonique des plaques, théorie de la tectonique du globe (déformation structurales

géologiques) a servi de principale clé, pour comprendre la structure et la dynamique du globe
terrestre et son enveloppe externe. Cette théorie est fondée sur l’observation de fragmentation de

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

la lithosphère (comprenant la croûte terrestre et la partie supérieure du manteau) en

approximativement, une douzaine de plaques semi-rigides. Les limites de ces plaques sont des
zones d’activité tectonique, où les éruptions volcaniques et les séismes sont fréquents.

La tectonique des plaques est une théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les
déformations de la lithosphère sont reliées aux forces internes de la terre et que ces déformations
se traduisent par le découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui
bougent les unes par rapport aux autres en glissant sur l’asthénosphère. Les fluides réchauffés en
profondeur deviennent moins denses, puis remontent en surface où ils se refroidissent. Ces
tourbillons brassent tout le manteau terrestre, avec une vitesse très faible (1 cm/an). Il en résulte,
aux zones frontières des plaques, des mouvements relatifs de divergence, de convergence ou de
coulissage (Fig. II.2).

Une plaque est un volume rigide, peu épais par rapport à sa surface. [Saib Abdelkader, 2001].

Les mouvements de ces plaques définissent trois types de frontières en fonction de ces
mouvements:

 Frontières divergentes : C’est le lieu où les plaques s'écartent l'une de l'autre, au niveau de la
dorsale océanique, où la croûte se soulève produisant ensuite une nouvelle croûte océanique.

 Frontières convergentes : C’est une conséquence de la divergence, là où deux plaques

entrent en collision. Les plaques océaniques, plus denses et lourdes peuvent glisser sous les
plaques continentales les plus légères et retourner dans le manteau profond engendrant le
phénomène de subduction et les fossés océaniques. Deux plaques continentales de même densité,
en se rencontrant, provoquent soulèvements et plissements donnant naissance à une chaîne
montagneuse.

 Frontières transformantes : Deux plaques y glissent latéralement l'une contre l'autre au

niveau d’une grande fissure de la lithosphère, le long d’une faille où la friction provoque des
séismes.

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

Fig. II.2 : Carte des plaques tectoniques terrestres.

II.3.2 Listes et déplacement des plaques

Il y a en gros 12 grandes plaques tectoniques à la surface de la Terre :

Pacifique, Eurasie, Afrique, Antarctique, Inde-Australie, Amerique du nord, Amerique du Sud,

Nazca, Philippine, Arabie, Coco, Caraïbe.

Leurs déplacements sont entraînées par la convection dans le manteau; les vitesses de ces
déplacements varient de 0 à plusieurs centimètres par an, jusqu'à 20 cm/an dans certaines régions
du Sud-Est asiatique (Papouasie-Nouvelle Guinée) et du Pacifique (Tonga-Kermadec). Comme
tout bouge à la surface de la Terre, il est nécessaire de dire par rapport à quoi exactement on
définit un mouvement donné. Les plaques ont approximativement les déplacements suivants :

1. PACIFIQUE : 10 cm/an vers le Nord-Ouest.

2. EURASIE : 1 cm/an vers l'Est.

3. AFRIQUE : 2 cm/an vers le Nord.

4. ANTARCTIQUE : Tourne sur elle-même.

5. INDE-AUSTRALIE : 7 cm/an vers le Nord.

6. AMERIQUE DU NORD : 1 cm/an vers l'Ouest.

7. AMERIQUE DU SUD : 1 cm/an vers le Nord.

8. NAZCA : 7 cm/an vers l'Est.

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9. PHILIPPINE : 8 cm/an vers l’Ouest.

10. ARABIE : 3 cm/an vers le Nord-Est.

11. COCO : 5 cm/an vers le Nord-Est.

12. CARAIBE : 1 cm/an vers le Nord-Est.

II.3.3 Modèles cinématiques des plaques tectoniques

Les modèles des mouvements des plaques tectoniques sont en général construits à partir
d’hypothèses cinématiques, de mesures d’anomalies magnétiques des roches situées aux
frontières et des procédés de datation isotopique en ces lieux.

Les modèles cinématiques décrivent les vitesses et les directions de déplacement des points sur la
surface de la terre dues aux mouvements des plaques tectoniques. Les vitesses sont de quelques
millimètres à quelques centimètres par an. Ces modèles sont dérivés :

 Géophysiquement, à partir des données indirectes sur le mouvement relatif aux frontières
transformantes, frontières en décrochement et celles de subduction des plaques. Ainsi, le module
de la vitesse est déduit à partir des anomalies magnétiques. A titre d’exemple : NUVEL-1, NNR-
NUVEL-1, NUVEL-1A et NNR-NUVEL-1A.

 Géodésiquement, à partir des techniques spatiales telles que VLBI, SLR et GPS.
[Fekaouni.Miloud, 2004]

II.3.4 Dérive des continents

La tectonique des plaques est active depuis au moins deux milliards d'années. Les géologues
tentent de reconstituer le mouvement des continents. Il y a 250 millions d'années, les continents à
la dérive finissent par s'emboutir pour former un seul continent appelé Pangée. C’est en 1915
qu'un météorologue WEGENER proposa pour la première fois l'hypothèse d'une dérive des
continents. Il basait sa théorie sur la ressemblance entre les fossiles trouvés dans les roches
d'Afrique occidentale et dans celle de l'Est de l'Amérique du Sud. L'idée ne fut pas prise aux
sérieux par les géologues qui n’appréciaient pas qu'un météorologue vienne se méfier de leurs
affaires. Il fallut attendre les années 50 et 60, pour prouver que WEGENER avait raison que les
continents dérivaient bien; cela grâce en partie aux nouvelles techniques de la géophysique .

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

II.3.5 Situation de l’Algérie par rapport aux mouvements des plaques

La chaîne tellienne (Atlas tellien) constitue le segment orogénique périméditerranéen de la

ceinture active alpine et himalayenne qui s’étend du Sud-Ouest asiatique à l’Océan Atlantique.
Dans la région méditerranéenne, cette ceinture est caractérisée par la convergence des plaques
tectoniques africaine et eurasienne. Les travaux récents basés sur des analyses des mécanismes au
foyer des séismes forts, sur les études néotectoniques, ainsi que des méthodes très récentes
basées sur des techniques spatiales telles que le GPS, VLBI et SLR. Cette dernière montre
essentiellement les déplacements globaux et non les déplacements à court terme au niveau des
frontières des plaques, qui permettent des mesures de plus en plus précises sur les déplacements
des plaques tectoniques. Le rapprochement entre les plaques africaine et eurasienne est d’environ
4-6mm/an.

Ce contexte géodynamique régional a engendré dans le Nord de l’Algérie, sur environ 200 à 300
km de large, un ensemble de structure tectonique (plis, faille) de direction générale
perpendiculaire à la direction de convergence des plaques tectoniques ainsi qu’une activité
sismique relativement élevée . (Fig : II.3).

Fig.II.3 : Contexte géodynamique de la marge Nord Algérie. (Modèle Nuvel 1)

II.4 Activités sismiques

II.4.1 Introduction
Un séisme ou tremblement de terre se traduit en surface par des vibrations du sol. Il provient de la
fracturation des roches en profondeur ; celle-ci est due à l'accumulation d'une grande énergie qui

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

se libère, créant des failles, au moment où le seuil de rupture mécanique des roches est atteint.
Les dégâts observés en surface sont fonction de l'amplitude, la fréquence et la durée des
vibrations.

Les séismes résultent de la rupture de roches résistantes provoquée par le brusque glissement de
deux compartiments terrestres le long d'un plan de faille. Ils sont pour la plupart causés par les
mouvements des plaques lithosphériques qui se déplacent les unes par rapport aux autres à la
surface du globe. Quand celles-ci s'affrontent le long de leurs marges, les roches impliquées dans
le mouvement, au voisinage de la zone de friction, se déforment progressivement de façon
élastique jusqu'au point de rupture. Le séisme se produit lorsque les roches déformées se cassent,
libérant de manière quasi instantanée l'énergie emmagasinée sous la contrainte.

II.4.2 Caractéristiques d’un séisme

II.4.2.1 Le foyer (hypocentre) : Région de la faille d’où partent les ondes sismiques. (Fig. II.4)

II.4.2.2 L’épicentre : Il correspond à la projection de l’hypocentre à la surface du globe, et en

général, il est associé au mouvement sismique le plus élevé. (Fig. II.4).

Fig. II.4 : Représentation les caractéristiques d’un séisme.

On peut déterminer l’épicentre par la méthode des cercles qui nécessite l'utilisation d'au moins 3
stations d'enregistrement situées en des lieux différents et qui enregistrent la composante verticale
des ondes P et S.

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

II.4.2.3 Différents types d’ondes

Elles se propagent à l'intérieur du globe. Leur vitesse de propagation dépend du matériau traversé
et d'une manière générale, elle augmente avec la profondeur.

On distingue :

* Les ondes P ou ondes primaires appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales.
Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par dilatation et compression
successives, parallèlement à la direction de propagation de l'onde. Ce sont les plus rapides (6
km/s près de la surface) et sont enregistrées en premier sur un sismogramme. Elles sont
responsables du grondement sourd que l'on peut entendre au début d'un tremblement de terre.

L'onde P comprime et étire alternativement les roches. On l'enregistre bien sur la composante
verticale du sismomètre.

* Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales.
A leur passage, les mouvements du sol s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation
de l'onde. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier
arrêtées par le noyau de la Terre. Leur vitesse est plus lente que celle des ondes P; elles
apparaissent en second sur les sismogrammes.

L'onde S se propage en cisaillant les roches latéralement à angle droit par rapport à sa direction
de propagation. On l'enregistre bien sur les composantes horizontales du sismomètre.

Les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S; c'est cette propriété qui permet de
localiser un séisme. Les ondes sismiques sont enregistrées en plusieurs endroits du globe par des
appareils qu'on nomme sismographes. En gros, il s'agit d'un appareil capable de "sentir" les
vibrations des roches; ces vibrations sont transmises à une aiguille qui les inscrit sur un cylindre
qui tourne à une vitesse constante. On obtient un enregistrement du type de celui-ci.

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

II.4.2.4 Mesure des séismes

Il existe deux échelles pour évaluer les tremblements de terre : échelles d'intensité et l'échelle de
magnitude :

 Intensité : Elle dépend du lieu d'observation des effets causés par le séisme. Elle décroît
généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre du séisme mais varie aussi selon la structure
géologique. Une forte intensité est souvent associée à des zones de roches molles (sable, vase,
argile et remblais), alors qu'on note une faible intensité dans des zones de roches plus solides
(grès).

Plusieurs échelles d'intensité ont été définies. Les plus utilisées sont l'échelle de Mercalli qui date
de 1902 et qui a été modifiée en 1956 et l'échelle MSK créée en 1964, du nom des trois
sismologues européens Medvedev, Sponheuer et Karnik. Ces deux échelles comportent douze
degrés notés généralement en chiffres romains de I à XII.

 Magnitude : Introduite par Richter en 1935, elle représente une quantité logarithmique
calculée soit à partir de l’amplitude du signal enregistré par des sismographes, soit à partir de sa
durée. La magnitude n’est pas une échelle mais une fonction continue qui peut être négative et
qui en principe n’a pas de limites. En réalité, sa valeur minimale est limitée par la sensibilité des
sismographes, tandis que sa valeur maximale dépend de la longueur de la faille susceptible de se
fracturer d’un seul coup.

a *M =log(E/E0)

avec : a=1.5 , E0=2.5 *1011Erg , M : magnitude

II.4.2.5 Failles
L'immense majorité des séismes est d'origine tectonique, c'est-à-dire se produit le long de failles.
Une faille peut être décrite comme un objet à deux dimensions, un plan qui sépare deux milieux
en mouvement l'un par rapport à l'autre. Les failles actives obéissent aux principes de base d'un
phénomène appelé cycle sismique, qui peut être décrit simplement de la façon suivante. Les

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

mouvements des roches situées de part et d'autre d'une faille entraînent une augmentation du
niveau des contraintes au voisinage de cette faille. Ces contraintes s'accumulent très lentement:
on dit que la faille se charge jusqu'à ce qu'un seuil de résistance soit atteint. Elles sont alors
brutalement relâchées, par un glissement très rapide des deux bords de la faille : c'est le séisme,
épisode quasi-instantané, qui permet à la faille de retrouver son équilibre. Le cycle de charge et
décharge peut ensuite reprendre. (Fig. II.5).

[http://www.omp.obs-mip.fr/omp/rssp/generalites/illustrations/convection.html]

 Types des failles

Ce modèle, dit du rebond élastique, s'applique aux trois principales familles de failles tectoniques
(Fig.II.5), qui sont :

 dans une faille inverse, ou faille en compression : le bloc supérieur monte le long du plan de
faille.
 dans une faille normale, ou faille en extension : le bloc supérieur descend le long de la rampe
du plan de faille.

 une faille décrochante est caractérisée par un coulissage horizontal des deux blocs en regard.

Naturellement, l'immense majorité des failles observées dans la nature ne relève pas de l'un de
ces trois cas élémentaires, mais plutôt d'une combinaison de deux d'entre eux.

Faille normale Faille décrochante

Faille inverse

Fig.II.5 : Type des failles.

* Cause des séismes

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

Les séismes se produisent à cause du déplacement des plaques tectoniques les unes par rapport
aux autres. Ce déplacement de ces plaques est dû au refroidissement de la planète terre. Dans
certaines régions, les plaques tectoniques s’affrontent. Cet affrontement entraîne l’accumulation
de contraintes ou forces au niveau de zones de failles. Lorsque cette accumulation de forces est
trop importante, la faille cède, générant ainsi un séisme. (Fig.II.6).

Fig.II.6 : Mouvement de la lithosphère.

II.5 Historique de la sismicité en Algérie

Historiquement, l’Algérie est connue pour être une zone sismique très active. Les investigations
de paléosismicité effectuées après le séisme d’El Asnam ont permis de révéler l’existence de
traces d’anciens séismes (sismites) qui auraient affecté cette région.

L’activité sismique en Algérie du Nord connue remonte (d’après le CRAAG) au 02 Janvier 1365,
date à laquelle s’est produit le séisme à Alger. Depuis, de nombreux séismes se sont produits,
parmi eux certains violents et meurtriers. Parmi ces séismes, nous pouvons citer ceux qui ont
touché Alger en 1716, Oran en 1790, Gouraya en 1891, etc.

Dans une période plus récente, on peut citer les séismes d’Orleansville (09.09.1954), d’El Asnam
(10.10.1980), de Constantine (27.10.1985), de Tipaza (29.10.1989), de Mascara (17.08.1994),
d’Alger (04.09.1996), de Ain Témouchent (22.12.1999), de Beni Ouartilane (10.11.2000), et de
Boumerdès Alger (21.05. 2003). . (Fig. II.7).

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

Fig.II.7: Les séismes majeurs en Algérie de 1365 à 2003.

II.6 Réseaux de surveillance sismique

Le Réseau de surveillance sismologique algérien est composé aujourd’hui d’une trentaine de

stations, vingt et une stations du réseau télémétré (5 à l’Ouest, 4 à Chleff, 5 à Alger, 7 à
Constantine) et six stations autonomes (Tipaza, Guelma, Médéa, Sétif, Batna, Tlemcen).

Le réseau principal est composé de quatre sous réseaux : Alger, Constantine, Chleff, Oran. Dans
ces quatre villes, se situent des stations régionales tri-composantes. Chaque régionale gère les
stations annexes connectées. Celles-ci sont équipées de sismomètres uni-composante (verticale)
courte période.

La station de Bouzaréah, outre sa qualité de régionale, constitue la station principale du réseau où

l’ensemble des signaux est réceptionné. (Fig. II.8)

Le réseau de surveillance permet donc :

 Une surveillance de l’activité sismique.

 La détermination des caractéristiques des séismes (localisation, magnitude, profondeur….).

 La diffusion des informations.

 La réalisation des bulletins sismiques, catalogues de sismicité.

 La réalisation de campagnes de surveillance.

[http://www.craag.edu.dz/ess/images/Reseau_WEB.jpg]

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

Fig.II.8 : Réseaux de surveillance sismique.

II.7 Etude du séisme de Boumerdès du 21 mai 2003

II.7.1 Introduction
Le jeudi 21 mai 2003, un important séisme de magnitude 6,8 a eu lieu prés d’Alger à 19h44 heure
locale (Source : United States Geological Survey). L’épicentre se situe à une latitude de 36,89
degrés nord et à une longitude de 3,78 degrés, l’hypocentre étant localisé à une profondeur
d’environ 10 km (Fig.II.9).

D’importants dégâts ont été enregistrés dans de nombreuses localités à l’est d’Alger (notamment
Rouiba et Boumerdès). Le séisme a été ressenti à grande distance de l’épicentre (Majorque à
environ 300 km). Il a été enregistré sur l’ensemble des réseaux sismologiques mondiaux.

II.7.2 Caractéristiques

Le séisme de magnitude 6,8 qui a durement frappé l'Algérie le 21 mai 2003 s’est produit à une
dizaine de kilomètres au Nord des côtes Algériennes et 60 km à l’Est d’Alger. Le tableau suivant
donne les paramètres du séisme, calculés par différents organismes scientifiques. L’évènement a

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

été très largement ressenti jusqu’aux rives Nord de la Méditerranée, notamment dans la région
Niçoise.

Les solutions focales du choc principal déterminées par les agences internationales sont très
similaires. Le mécanisme au foyer, compatible avec l’orientation du champ de contrainte
régional, témoigne d’un mouvement de type inverse, sur un plan nodal préférentiel d’azimut 70°
Nord et à pendage 45° vers le Sud-Est.(Tab II.1).

ETH NEIC CSEM ReNaSS CGS CRAAG

Latitude 37.04 36.893 36.99 36.94 36.81 36.91

(Nord)
Longitude 3.74 3.78 3.66 3.75 3.53 3.58
(Est)

Profondeur 10 9 10 10

Magnitude 6.78 6.7 6.6 6.7 7.0 6.8

Moment 1,8 1019 1,3 1019

sismique
N.M
Tab.II.1 : Caractéristiques du séisme du 21 mai 2003 données par différentes agences.

Aucune rupture en surface n'a pu clairement être observée. Ainsi, soit la faille est située
entièrement en mer, comme la laisse suggérer la localisation épicentrale, soit la rupture ne s'est
pas propagée en surface. A ce stade, il a été difficile de trancher entre ces deux hypothèses; la
programmation d’une étude concernant la relocalisation des épicentres et la distribution spatiale
des répliques était nécessaire pour permettre de lever cette incertitude. D'autre part, des analyses
d’images spatiales d'interférométrie radar pourront étayer ces études. Une première inversion de
données télésismiques a permis de modéliser la rupture sur la faille et d’estimer notamment la
longueur de la rupture ainsi que le déplacement maximum. A partir des ondes P enregistrées par
14 stations du réseau IRIS, sélectionnées pour une bonne couverture azimutale, Yagi obtient les
résultats suivants :

 Durée de la source : T = 18 s.

 Longueur de la faille : 50 km.

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

Fig.II.9 : Localisation de l'épicentre du séisme du 21 mai 2003 (CEA/LDG).

Le modèle est caractérisé par une rupture bilatérale se propageant depuis l’épicentre de 30 km
vers le Sud-Ouest et de 20 km vers le Nord-Est. D’après celui-ci, la rupture s’est propagée
jusqu’à la surface et le mouvement sur la faille se concentre en deux endroits où le glissement
atteint près de 2,3 m. Dans cette inversion, la faille est orientée 70° Nord et son pendage est de
45° vers le Sud-Est.

Répliques

Le séisme du 21 mai 2003 a été suivi durant le premier mois de plus de 240 répliques, la plus
forte atteignant une magnitude de 5.8. Les mécanismes au foyer de ces répliques sont cohérents
avec celui déterminé pour le choc principal: faille de type inverse d'orientation NNE-SSW.
(Fig.II.10).

Fig.II.10 : Localisation des premières répliques du séisme du 21 mai 2003

(NEIC à gauche, EMSC à droite).

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

La localisation préliminaire des répliques n'est pas assez précise pour permettre une analyse de
leur distribution sur un plan de faille. Cependant, les répliques les plus fortes semblent se situer
en mer et s'aligner selon une direction NNE-SSW, cohérente avec la direction des plans nodaux
déterminés pour le choc principal (Fig.II.11). Selon le CRAAG, 5 répliques de magnitude
supérieure à 5,0 ont été ressenties dans l'Algérois dans la semaine qui a suivi le choc principal
(Tab II.2).

Date Magnitude MI Latitude (°) Longitude (°) origine GMT

21 mai 2003 5,7 36,97 N 03,85 E 18:51:10

21 mai 2003 5,2 36,80 N 03,76 E 19:02:06

22 mai 2003 5 36,91 N 03,68 E 03:14:04

27 mai 2003 5,8 36,88 N 03,65 E 17:11:29

28 mai 2003 5 36,74 N 03,45 E 06:58:37

Tab II.2 : Répliques de magnitude supérieure à 5.

Fig.II.11 : Localisation des plus fortes répliques donnée par le CRAAG.

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Chapitre II : Mouvement des plaques tectoniques et activités sismiques CNTS 2007

 Contexte sismo-tectonique

Ce séisme s’inscrit dans un contexte de limites des plaques. La plaque africaine converge vers la
plaque eurasienne en direction du nord-nord-ouest à une vitesse d’environ 6 mm/an, créant une
zone d’intense déformation tectonique de 50 à100 km de large marquée par reliefs récents du
Maghreb traversés par de nombreuses failles inverses ou décrochantes.

Les premières analyses détaillées du séisme du 21 mai 2003 permettent de confirmer que celui-ci
est dû à un mouvement de compression sur une faille d’orientation WSW-ENE. Ceci est donc
parfaitement compatible avec le contexte sismo-tectonique local.

[http://www-geoazur.unice.fr/equipes/dro/seisme_algerie_25_05_03]

33