Evolution géodynamique de la Méditerranée occidentale au cours du Cénozoïque Les différents éléments structuraux de la chaîne atlasique nord africaine résultent d'une

évolution géodynamique qui a commencé par une tectonique distensive, à la fin du Paléozoïque et pendant le Mésozoïque par l’ouverture de la Téthys. Cette ouverture se fait selon un régime tectonique transtensif sénestre (Dercourt et al., 1986; Soyer et Tricart, 1987;

Piqué et al., 1998; Laville et al., 2004). Elle se manifeste par une inversion tectonique des chevauchements hercyniens. L'évolution géodynamique est ensuite contrôlée par la

25

convergence entre la plaque africaine et la plaque européenne qui a débuté pendant le Crétacé supérieur (Le Pichon et al., 1988; Dewey et al., 1989; Roest et Srivastava, 1991; Stampfli et al., 1991; Olivet, 1996; Mauffret et al., 2004). Le système a évolué ensuite avec le chevauchement de la plaque Eurasie sur la plaque Ibérie responsable de la formation des Pyrénées (Roure et al., 1989 ; Choukroune et al., 1990; Roest et Srivastava, 1991) et avec le chevauchement de l’Apulie sur la plaque Eurasie responsable de la formation des Alpes (Nicolas et al., 1990). D’après Vergés et al. (1995) et Meigs et al. (1996), la phase principale de l’orogenèse pyrénéenne a eu lieu entre l’Eocène inférieur et l’Oligocène supérieur (entre 55 et 25 Ma).

Dans les Alpes, l’orogénèse se développe du Crétacé jusqu’au Miocène. Cependant la Téthys Ligure est déjà fermée au début de l’Eocène (Nicolas et al., 1990). La déformation des zones internes de la chaîne atlasique semble débuter à l'Eocène supérieur et se développer au cours de l'Oligocène (Fig.2.3). En effet, vers la fin de l’Eocène, un plan de subduction incliné vers le WNW s’est probablement mis en place sur la marge sud européenne (Frizon de Lamotte et al., 2000; Meulenkamp et Sissingh, 2003). A la fin de l’Oligocène, un nouveau bassin d’arrière arc orienté NNE-SSW commence à s’ouvrir en entraînant avec lui des îlots détachés de la Plaque européenne (Fig.2.4) (Cherchi et Montadert, 1982; Burrus, 1984; Casula et al., 2001) connus sous le nom de bloc AlKaPeCa (Alboran-Kabylie-Peloritan-Calabre; Bouillin et al., 1986). Différents arguments, dont l'étude du socle submergé dans le canal de Sardaigne entre la Sardaigne et la Tunisie (Mascle et Tricart, 2001; Mascle et al., 2001) renforcent l’idée que l'AlKaPeCa était attaché avec la Sardaigne à la marge européenne de la Téthys. Le bassin néoformé constitue le bassin Algéro-Provençal. Il continue son ouverture par dérive du bloc corso-sarde vers l’Est et des Kabylies vers le Sud-Est. Des flyschs se sont déposés au-dessus des séquences sédimentaires recouvrant la croûte océanique téthysienne (Fig.2.2) ce qui a probablement formé des prismes d’accrétion le long de la bordure sud de la plaque européenne (Johansson et al., 1998; Stromberg et Bluck, 1998) pendant l’Oligocène-Miocène inférieur (Aquitanien–Burdigalien). Au Langhien (Miocène inférieur), la plaque océanique en subduction s’enfonce complètement dans l’asthénosphère entraînant la collision de la Grande et de la Petite Kabylie avec la Plaque Africaine (Carminati et al., 1998; Devoti et al., 2001;

Mascle et al., 2001; Tricart et al., 1994). Au Nord de la marge tunisienne, la collision a eu lieu entre le bloc de la Sardaigne et le bloc de la Galite (Tricart et al., 1994; Catalano et al., 2000).

Tout au long de la côte nord africaine, des phénomènes magmatiques calco-alcalins ont été enregistrés. Ils sont particulièrement développés en Petite Kabylie où des massifs de

26

granitoïdes se sont mis en place à partir de 16 Ma, mais aussi au niveau de la Grande Kabylie par la mise en place de basaltes et de granodiorites (Aïte et Gélard, 1997). Ce magmatisme calco-alcalin ne peut pas être mis en relation d'une façon simple avec une subduction active et il est envisagé qu'il résulte plutôt d'un phénomène de détachement de Slab (Maury et al., 2000). Différents auteurs envisagent alors un retrait de la subduction vers l'Est (Doglioni et al., 1997), accompagné de la formation de l'arc calabro-péloritain et de l'ouverture de la mer Tyrrhénienne, ou un retrait à la fois vers l'Est et vers l'Ouest, pour rendre compte des déplacements vers l'Ouest observés dans l'arc de Gibraltar (Frizon de Lamotte et al., 2000).

Des études tomographiques confirment cette dernière hypothèse en montrant l’absence de Slab au Nord de l'Algérie et sa présence probable de part et d’autre (Fig.2.2), ce qui suggère que la plaque plongeante s'est détachée et que le plan de subduction s’est découpé en deux parties: l’une s’est retirée vers l'Est entrainant l’ouverture de la mer Tyrrhénienne et l’autre a migré vers l'Ouest provoquant l’ouverture de la mer d’Alboran. Des chevauchements se poursuivent cependant dans la partie sud des zones externes de l’orogène au Serravallien et au Tortonien (Vila, 1980; Thomas, 1985) et atteignent alors le domaine des chaînes atlasiques, ce qui implique une poursuite de la convergence entre le bloc interne et la marge africaine. Les zones internes de l’orogène restent en régime compressif, marqué par des plis à grand rayon de courbure (Aïte et Gélard, 1997). Le Pliocène paraît avoir enregistré une compression NS dans le bassin du Chéliff au Nord algérien (Meghraoui et al., 1986). Au Quaternaire inférieur, la poursuite de la convergence entre l’Europe et l’Afrique se localise principalement dans l’Atlas tellien (Meghraoui et al., 1986). La sismicité actuelle se concentre le long d'une bande EW traversant la mer d'Alboran et l’avant-pays des Maghrébides. Des chevauchements et des plis en rampes quaternaires se localisent le long de cette bande (Meghraoui et al., 1986;

Meghraoui et Doumaz, 1996; Boudiaf et al., 1999).

27

Fig.2. 4. Evolution géodynamique de la Méditerranée occidentale au cours des derniers 80 Ma (Frizon de Lamotte et al., 2000).