Nous aimerions remercier nos collègues Lahcen Gourari et Abdellah Dridri de la faculté des sciences Dhar El Mehraz pour leurs accompagnements sur le terrain et pour leurs discussions fructueuses et suggestions. Nous sommes également reconnaissants aux Professeurs Jean-François Ritz et Brigitte Van Vliet-Lanoë pour leurs révisions et leurs commentaires constructifs qui ont contribué à améliorer le manuscrit.

1 - Introduction

1Les structures de déformation hydroplastiques ou perturbations synsédimentaires des sédiments (soft-sediment deformations) sont le résultat de la liquéfaction ou fluidisation des sédiments clastiques non encore lithifiés et saturés en eau (Allen, 1982). Celles-ci peuvent être causées par de nombreux phénomènes naturels (Owen, 1987, 1996 ; Owen & Moretti, 2011 ; Owen et al., 2011) y compris la surcharge, la charge différentielle, l’action des vagues, la circulation ou le changement rapide du niveau des eaux souterraines, les tremblements de terre ou encore les impacts de météorites (Owen, 1987, 1996).

2Les perturbations synsédimentaires liées à des activités sismiques (séismites sensu Seilacher, 1969) ont été présentées et discutées par de nombreux auteurs (Seilacher, 1984 ; Owen, 1987 ; Plaziat et al., 1990 ; Ricci Lucchi, 1995 ; Obermeier, 1996 ; Van Loon, 2000 ; Greb & Dever, 2002 ; Montenat 2007 ; Moretti & Sabato 2007 ; Boukhedimi et al., 2017), pour divers types de sédiments et milieux de sédimentation (Sims, 1973 ; Moretti & Sabato, 2007). Les études de la paléosismicité à partir de sédiments lacustres ont mis en évidence la qualité de ce milieu pour l’enregistrement et la préservation des perturbations synsédimentaires supposées ou confirmées d’origine sismique (Sims, 1975 ; Doig, 1986). L’abondance relative des séismites dans ce type de dépôt est liée, selon Sims (1973), à la présence de sédiments saturés en eau, à la présence de sédiments à forte susceptibilité à la liquéfaction sismique et à l’absence de processus hydrodynamiques et sédimentaires oblitérant les déformations consécutives à l’activité sismique.

3L’origine des différentes structures de déformation hydroplastique et leurs mécanismes de déformation reste néanmoins une question souvent controversée et discutée par plusieurs auteurs (Sims, 1973 ; Alfaro et al., 1979 ; Rodríguez-Pascua et al.,2000 ; Bowman et al. 2004 ; Neuwirth et al., 2006). Selon Owen (1995), la formation de la plupart de ces structures peut être contrôlée aussi bien par les processus hydrodynamiques et sédimentaires que par la tectonique. Une combinaison de différents critères a été avancée par différents auteurs pour faire la distinction entre la part du contrôle des processus hydrodynamiques et sédimentaires, et la part de l’activité sismique (Sims, 1975 ; Obermeier 1996 ; Jones & Omoto 2000 ; Wheeler 2002 ; Owen & Moretti, 2011).

4Le présent travail décrit les structures hydroplastiques cassante et ductile observées dans la série sédimentaire lacustre de la dayet Iffer d’âge Pléistocène supérieur, située au cœur du Moyen Atlas. L’objectif principal est de démontrer l’association de ces structures avec l’activité paléosismique de la faille de Tizi N’trettenne.

2 - Contexte sismotectonique

5La dayet Iffer (33°36’N, 4°54’O) est un petit lac subcirculaire d’environ 200 m de diamètre, situé à environ 60 km au sud de Fès au cœur du moyen Atlas (fig. 1). Le moyen Atlas est subdivisé en deux zones structurales séparées par l’accident nord moyen atlasique : le Moyen Atlas plissé à l’est, et le Causse moyen atlasique sub-tabulaire à l’ouest où se situe le lac (Martin, 1981 ; Charrière 1990). À l’opposé du Moyen Atlas aux plis accentués, aux reliefs élevés et aux dépressions marneuses profondes, le Causse moyen atlasique est constitué d’une série monotone de calcaires et dolomies liasiques sub-tabulaire, faillée, et recouverte par endroits d’épanchements volcaniques récents (Lenaz et al., 2014). Sa morphologie se caractérise par de vastes plateaux karstiques étagés par le jeu de blocs basculés NE-SO à ENE‑OSO. Ces blocs surplombent la plaine environnante du Saïs qui les séparent des premiers reliefs du front de la chaîne rifaine au nord (fig. 1) (Poujol et al., 2014, 2017).

6Le contexte géodynamique qui prévaut dans les Atlas depuis le Néogène est celui d’un raccourcissement subméridien, NNO-SSE au Néogène et N-S à partir du Quaternaire moyen (Aït Brahim & Chotin, 1984 ; Fraissene et al., 1988 ; Morel, 1993 ; Baali & Fedan, 1996 ; Plaziat & Ahmamou, 1998 ; Aït Brahim et al., 2002), en relation avec la convergence entre les plaques lithosphériques africaine et européenne. Celle-ci se traduit par la progression vers le sud du front de la chaîne de collision rifaine accommodée par des failles E-O à ENE-OSO chevauchantes et inverses à composante senestre associées à des plis à vergence sud (Haddaoui et al., 1997 ; Bargach et al., 2004 ; Chalouan et al., 2008) et par la remobilisation senestre des failles NE-SO au cœur du Causse moyen atlasique héritées de la paléogéographie mésozoïque (Fedan et al., 1989).

7Le Causse moyen atlasique est le siège d’une activité néotectonique. Il est affecté par plusieurs failles qui montrent des mouvements néogènes et quaternaires, dont la plus importante est celle de Tizi N’trettenne d’azimut N40°, caractérisée par un mouvement décrochant senestre au cours du Quaternaire (Aït Brahim et al., 2002 ; Hinaje & Aït Brahim, 2002). Ses déformations récentes ont été décrites dans des formations pliocènes et quaternaires continentales (glacis, cônes alluviaux, travertins et calcaires lacustres (Ramdani & Tadili, 1980 ; Martin, 1981 ; Harmand & Moukadiri, 1986 ; Baali & Fedan, 1996 ; Baali et al., 1996 ; Charrière, 1990 ; Aït Brahim et al., 2002). Les principales déformations observées sont variées : failles, plis, flexures, gauchissements (Martin, 1981 ; Fedan & Thomas, 1986 ; Charrière, 1990). Dans le bassin versant de la dayet Iffer, l’activité néotectonique a été enregistrée au sein des dépôts lacustres d’âge fin Pléistocène supérieur (Soltanien). Cette activité tectonique est également observée dans les dépôts fluvio-lacustres de même âge de la dayet Afourgaa et ceux de la dayet Agoulmam à environ respectivement 3 et 12 km au nord-est (Baali & Fedan, 1996 ; Baali, 1998) et ceux holocènes de la dayet Ifrah à environ 5 km au sud-ouest (Sadkaoui et al., 2015).

8Cette activité néotectonique, couplée à la karstification, la fracturation de la dolomite et la dissolution des poches salifères triasiques a abouti à la mise en place d’une série de dépressions lacustres d’origine tectono-karstique qui sont du nord au sud : Agoulmam, Afourgaa, Iffer, Ifrah (Martin, 1981 ; Charrière, 1990 ; Baali, 1998) (fig. 1). La mise en place du lac d’Iffer, situé à moins d’un kilomètre à l’est de la faille de Tizi N’trettenne, aurait également été favorisée par un affaissement lié au fonctionnement de petites failles normales de directions transverses à la faille de Tizi N’trettenne. Ces failles borderaient de part et d’autre le lac Iffer et auraient des pendages opposés (fig. 2). Le dispositif structural d’ensemble semble donc indiquer une zone locale en transtension (Nazari et al., 2014 ; Ritz et al., 2016).

9L’activité sismique de la faille de Tizi N’trettenne a été démontrée par une campagne de surveillance micro-sismique en 1979 (Ramdani & Tadili, 1980) qui a enregistré une centaine d’événements de magnitude comprise entre 1,47 et 4,70. Les profondeurs des épicentres montrent une répartition depuis la surface jusqu’à des séismes intermédiaires (100 à 150 km), avec une lacune entre 30 et 50 km (Hatzfeld & Frogneux, 1981). Leur répartition souligne une relation avec les accidents majeurs NE-SO dont la faille de Tizi n’trettene. L’étude des mécanismes au foyer des séismes est en accord avec un jeu décrochant senestre de ces accidents et un axe de raccourcissement orienté N-S à NO-SE (Hatzfeld & Frogneux, 1981 ; Aydin & Page, 1984). Ce dernier résultat est cohérent avec les données GPS mesurées entre 2007 et 2012, qui indiquent que cette région est tectoniquement active et est soumise à des mouvements horizontaux de l’ordre de 2 mm/an vers le S-SO par rapport à l’Afrique stable (Chalouan et al., 2014).

3 - Stratigraphie

10Dayet Iffer est parmi les plus petits lacs du Moyen Atlas avec une étendue de 1,5 ha et un diamètre d’environ 200 m. Ce lac, de type endoréique et d’une profondeur maximale d’environ 7 m, est logé au fond d’une dépression subcirculaire aux abords très escarpés s’amenuisant du côté SE où les dépôts lacustres du Pléistocène supérieur et Holocène affleurent le long d’un ravin orienté NO-SE situé au SE de la dayet (fig. 2A & B).

11La série lacustre d’environ 20 m d’épaisseur est constituée de trois unités superposées, séparées par des discordances angulaires (fig. 3A) et montrant des perturbations synsédimentaires (fig. 3B).

12La première unité débute par 3 m de silts ocres à gastéropodes et ostracodes se terminant par environ 10 cm de sables et silts en alternance centimétrique affectés par des perturbations viscoplastiques et recouvertes, par troncature, de craies de couleur gris-clair et silts argileux bruns évoluant vers le haut vers des craies laminées à intercalation de lits centimétriques (2 à 6 cm) d’argiles compactes ou d’argiles silteuses (fig. 4C). Une datation au ¹⁴C sur des coquilles de gastéropodes d’un échantillon issu de la base de cette unité a fourni un âge minimum de 29 360 ± 490 BP (Lyon-Iffer Beta-183490).

13La deuxième unité est représentée essentiellement par des craies friables ou parfois argileuses laminées blanchâtres à gris claires. Cet ensemble, riche en gastéropodes et ostracodes, est intercalé de niveaux décimétriques (10 à 50 cm) de silts sableux ocre ou verdâtres à graviers et de calcaires indurés blanchâtres (fig. 3B).

14Ces deux premières unités formées principalement de dépôts chimiques (craies, calcaires), de dépôts détritico-chimiques (craies argileuses et silteuses) et de dépôts détritiques fins (argiles, argiles silteuses), présentent des structures sédimentaires laminaires (lamines fines et lits) et renferment des fossiles lacustres (gastéropodes et ostracodes) témoignant d’une sédimentation de fond du lac. Les intercalations silto-sableuses homogènes dans les craies constituent probablement une alimentation en sédiments détritiques périodiques du fond lacustre.

15La formation holocène, située en bordure du lac, constitue la troisième unité reposant en discordance sur les deux premières unités du Pléistocène supérieur. Elle est généralement riche en matière organique de couleur noirâtre, avec quelques alternances de lits sableux ou silteux dolomitiques jaunâtres contenant des galets centimétriques à décimétriques. L’architecture des dépôts montre clairement les caractéristiques d’une séquence de type de delta sous-lacustre. Quatre niveaux, datés au ¹⁴C sur charbon de bois, ont fourni les âges suivants de bas en haut : 7 900 ± 177 BP, 7 410 ± 160 BP, 5 530 ± 140 BP et 3 030 ± 40 BP.

4 - Déformations hydroplastiques dans les dépôts lacustres du Pléistocène supérieur

16La série lacustre du lac d’Iffer montre de nombreuses structures de déformation synsédimentaires à différents niveaux. Deux familles de déformations sont distinguées : 1) des déformations hydroplastiques ou ductiles représentées par des figures de charge, des pseudonodules et des plis asymétriques ; 2) des déformations cassantes surtout représentées par des microfailles normales synsédimentaires, des micro-cisaillements, des brèches autoclastiques, des dykes et sills clastiques et des filons neptuniens.

4.1 - Unité inférieure

4.1.1 - Les figures de charge (load casts, pseudonodules)

17Les figures de charge observées au sein de l’unité inférieure sont surtout situées à l’interface entre le niveau silteux ocre de la base de la série et le niveau sablo-silteux qui le surmonte et à l’interface des silts argileux et des craies (z ~3 m et ~4 m, fig. 3B).

18Dans le premier cas, ces figures se traduisent par la pénétration de l’alternance sablo-silteuse dans les silts sous-jacent suivant des synformes effondrées en coussins et lobes décimétriques de 5 à 20 cm de haut et de 10 à 25 cm de large, séparées par des remontées compensatrices (diapirs) de silt sous-jacent (fig. 4A). Les structures internes ou lamines sablo-silteuses suivent, vers la base, la concavité des lobes et sont tronquées vers le haut par l’érosion des strates crayo‑silteuses sus-jacentes (fig. 4A), ce qui indique qu’ils ont été formés près de la surface de dépôt. Leurs morphologies permettent de les assimiler aux « pendulous load casts » d’Owen (2003) ou aux « drop structures » d’Alfaro et al. (1997). Du côté opposé (côté nord) du ravin, les figures de charges semblent évoluer en pseudonodules (« detached pseudonodules » sensu Owen, 2003) qui consistent en des masses isolées sableuses ou silto-sableuses intégrées dans le niveau silteux fin sous-jacent et disposées en une seule rangée étendue latéralement. Ils sont de forme sub-arrondie à elliptique et de dimension allant de 2 à 10 cm.

19Dans le second cas (z ~4 m, fig. 3B), les craies s’enfoncent dans les silts argileux suivant des « simple load casts » (sensu Owen, 2003) ou « sagging load casts » (sensu Alfaro et al. (1997) de 5 à 20 cm de large et d’environ 2 à 10 cm de profondeur.

4.1.2 - Les plis asymétriques et les microcisaillements

20Les plis sont relativement rares dans le secteur étudié. Deux exemples de plis décimétriques isolés ont été observés au niveau des craies de l’unité inférieure. Le premier a été observé dans les niveaux crayeux situés immédiatement au-dessus des silts ocre de base. Il s’agit d’un pli déversé de 25 cm d’amplitude avec des replis disharmoniques d’ordre centimétrique dans son flanc inverse (fig. 4B). Cette structure complexe semble liée à l’effondrement gravitaire des craies dans le niveau silteux liquéfié sous-jacent, associé au jeu de petites failles normales.

21Le deuxième cas est rencontré dans les craies à intercalations de lits centimétriques de silts et d’argiles vers le sommet de l’unité inférieure du Pléistocène supérieur (fig. 3B). Il s’agit d’un pli de 30 cm d’amplitude montrant des replis disharmoniques d’ordre centimétrique avec globalement un déversement vers l’est autrement dit à l’opposé de la pente de surface (fig. 4C). La disparition progressive vers le haut du pli laisse supposer que la déformation est intrinsèque à la pile crayeuse et serait liée à une translation de la couverture se produisant le long d’un décollement ou détachement basal comme en témoignent le boudinage et la dilacération des niveaux argileux centimétriques sous-jacents et leur incorporation dans l’intrados du pli (fig. 4C). Latéralement, à environ 1 mètre, les mêmes niveaux montrent un petit chevauchant vers le NO (fig. 4C).

4.1.3 - Les failles syn-sédimentaires et brèches autoclastiques

22Ces structures sont très répandues et affectent l’ensemble silteux, silto-sableux et crayeux de l’unité inférieure (fig. 4B & 4C). Ce sont des failles normales à fort pendage (70-90°) présentant des azimuts variant entre N15°E, N65°E, N108°E et N170°E. Leurs regards opposés (vers l’est et vers l’ouest) forment un système de failles conjuguées donnant lieu à des horsts et grabens (fig. 4C & 4D).

23Du point de vue des déplacements observés le long des failles, ils sont de deux types :

24– (i) des failles normales à déplacement semi-métrique (0,4-1 m) affectant généralement les niveaux de l’unité inférieure ou bien se limitant à certains niveaux de la base des craies où leur jeu synsédimentaire est attesté par la variation des épaisseurs (fig. 4D). Certaines d’entre elles sont associées voire même soulignées par des filons clastiques de silt en provenance de l’unité silteuse basale témoignant ainsi de l’acheminement et l’ascension vers le haut de masses fluides (silt + eau). D’autres sont associées à des brèches autoclastiques se développant au regard des failles sur plusieurs mètres dans les horizons argilo-silteux et crayeux. Les clastes compris entre 1 et 5 cm peuvent s’échanger à la limite des deux horizons ;

25– (ii) des petites failles normales à déplacement centimétrique (1-10 cm), rencontrées surtout vers le sommet des craies argileuses. Leur jeu se limite à certains niveaux crayeux où s’intercalent des lits centimétriques d’argiles et argiles silteuses (fig. 4B).

4.1.4 - Les dykes et sills clastiques

26Les dykes clastiques, reconnus à plusieurs niveaux de l’unité inférieure de la succession lacustre du lac d’Iffer, consistent en des fractures ou fissures à remplissage de silt ocre dont la dimension varie d’une dizaine de centimètres à quelques mètres (environ 2 m) d’extension verticale avec une largeur comprise entre 1 et 3 cm. Ils sont sub-verticaux en coupe transversale ou inclinés, suivant les plans de fractures qu’ils empruntent avec des bifurcations en V dans les plans vertical et horizontal (fig. 4B). Certains d’entre eux, sont connectés avec le niveau basal de silt ocre, à partir duquel les dykes se projettent vers le haut et recoupent les différents horizons de la succession stratigraphique de l’unité inférieure. Le remplissage silteux des dykes est souvent associé à des fragments millimétriques à centimétriques (1 mm à 1 cm) issus du sédiment hôte silto-argilo-crayeux sous l’effet d’une injection rapide et violente de matériel liquéfié vers le haut (Rodríguez-Pascua et al., 2000). Les volcans de sables n’ont pas été clairement reconnus au sommet des dykes bien que certains épaississements interstratifiés de silt ont été observés en coupe. Les quelques dykes mesurés ont une direction N60°E à N90°E.

27Les dykes recoupent localement les structures ductiles et les microfailles normales (fig. 5A). Ce dispositif suggère que les sédiments ont connu une déformation ductile à l’état plastique, alors qu’une fois devenus plus cohésifs, ils ont été affectés par la déformation cassante avant d’être recoupés par les dykes clastiques. Les mêmes sédiments ont ainsi été affectés par au moins deux événements successifs de déformation à différent degré de compaction/induration.

28Ces dykes alimentent des sills de silt ocre que l’on observe surtout vers la base des craies argileuses laminées où ils sont stratifiés (figs. 4B & 5A). Leurs épaisseurs varient généralement de quelques millimètres à quelques centimètres (1 à 5 cm) et peuvent s’étendre latéralement jusqu’à plus d’un mètre. Ils présentent également des bifurcations horizontales et se terminent parfois en des figures arborescentes complexes et diffuses (fig. 4B).

29La figure 5A montre également que l’ascension du fluide (silt + eau) à travers un dyke clastique est bloquée et confinée sous un lit de 3 cm d’épaisseur d’argile sombre moins perméable et compacté, interstratifié dans les craies laminées. Il s’établit ainsi une surpression (pression hydraulique de confinement) qui s’exerce de bas en haut, l’injection de fluide se réoriente alors et suit horizontalement la base du lit sur environ 30 cm (formant un sill clastique) avant de profiter de fissures pour rompre à nouveau la barrière argileuse.

4.1.5 - Les filons neptuniens

30Les dykes neptuniens, qui correspondent à une injection de matériel per descensum, sont également observés dans les craies argileuses laminées de l’unité inférieure. Ils sont difficiles à distinguer étant donné que leur remplissage crayeux ou crayo-silteux est de même nature que les dépôts qu’ils pénètrent. Ils constituent des fissures verticales et/ou fortement inclinées (70 à 80°) globalement soit vers le côté est ou vers le côté ouest. Leur profondeur peut atteindre jusqu’à 1,5 m et leur largeur est comprise entre 1 et 5 cm (fig. 5B). Les dykes neptuniens ont été observés en coupe verticale de sorte qu’il n’a pas été possible de mesurer leur orientation.

4.2 - Unité supérieure

31Cette unité, discordante sur celle inférieure, est représentée essentiellement par des craies friables laminées de fond de lac intercalés avec des niveaux décimétriques (10 à 50 cm) de silts indurés ocres ou de sables verdâtres à graviers et de calcaires blanchâtres. Trois niveaux montrent des déformations synsédimentaires dominées par des failles d’échelle centimétrique, encadrés par des horizons non déformés.

32Le premier niveau déformé, situé à la base de l’unité (z ~9 m, fig. 3B), constitué de 30 cm de craies argileuses laminées, 20 cm de silts argileuses sombres et 15 cm de craies silteuses grises à blanchâtres. Il repose sur 40 cm de silts ocre et est surmonté vers le haut par des craies friables blanchâtres. La déformation synsédimentaire est représentée par un grand nombre de microfailles normales repérables à la limite des horizons de couleurs différentes sur toute l’étendue latérale de leur affleurement(fig. 6A). Ce sont des microfailles planaires, orientées globalement N60°E à N70°E, à fort pendage (70-90°) soit vers l’est soit vers l’ouest définissant ainsi des mini-horsts et mini-grabens (fig. 6A). Ces microfailles, dont les rejets verticaux ne dépassent pas 5 cm, sont associées localement à des injections à petite échelle (environ 30 cm de long sur 1 à 3 cm de large) per ascensum de matériel silteux émanant des silts ocres sous-jacents ou per descensum en provenance des silts argileuses sus-jacents (fig. 6B).

33Le deuxième niveau déformé, de 40 à 60 cm d’épaisseur est encadré par des niveaux non déformés constitués de sable à la base, et de craie ou craie argileuse au sommet (ND3, z ~11-12 m, fig. 3B). La déformation syn-sédimentaire observée affecte une alternance centimétrique (1 à 12 cm) d’argiles ou argiles silteuses sombres et de craies blanchâtres. Celle-ci se traduit par un réseau dense de microfailles normales régulièrement espacées de 20 cm en moyenne. Ce sont des failles planes de 20 à 30 cm de longueur avec des rejets de l’ordre du centimètre au décimètre (1 à 10 cm) (fig. 7A‑C). Les microfailles sont orientées globalement ENE‑OSO et présentent un pendage compris entre 55° et 65° généralement vers le nord délimitant ainsi des blocs basculés en domino avec une rotation horaire de 10 à 23° (fig. 7A). Le caractère synsédimentaire est indiqué par la différence de pendage entre les lits sous-jacents et sus‑jacents et l’accumulation des sédiments crayeux sus-jacents dans les espaces triangulaires engendrés par la rotation des blocs. En outre, ces microfailles s’estompent vers le bas dans l’alternance argilo-silteuse pour laisser place à une déformation hydroplastique se traduisant localement par des microplis centimétriques affectant un lit argilo-silteux de 1 à 2 cm d’épaisseur intercalé dans la craie (fig. 7B). Ces microplis disharmoniques montrent globalement une vergence SE opposée à la pente de surface. Le niveau crayeux hébergeant le lit argilo-silteux légèrement plissé est encadré par des niveaux argileux sombres qui semblent avoir joué le rôle de détachements basal et sommital. Ceci laisse supposer que ce sont des microplis d’entraînement en relation avec le mouvement de translation ou le glissement du matériel viscoplastique vers le sud.

34Latéralement ce niveau déformé a une répartition étendue puisqu’on peut le suivre sur plusieurs dizaines de mètres. Par endroits, ce niveau montre de nombreuses microfailles normales antithétiques à plongement sud formant avec les premières un système conjugué générant ainsi des structures en mini-grabens et mini-horsts avec flexion des bordures (fig. 7C). Leurs déplacements, de l’ordre de quelques centimètres à environ 15 cm, sont indiqués par le décalage de minces lits d’argiles et de craies. Ce décalage diminue généralement vers le bas avant de s’amortir dans les lits sous-jacents riches en argile. Les longueurs des failles vont de 5 cm à environ 40 cm et leurs pendages, à regards opposés, sont compris pour la plupart entre 40° et 50°. Ici les microfailles sont courbées, leurs parties inférieures sont concaves vers le haut et leurs parties supérieures sont parfois convexes vers le haut. Vers le bas les failles s’amenuisent dans les premiers lits de l’alternance argilo-crayeuse en contact avec le niveau silteux basal. À cet endroit, ceux-ci montrent également une déformation viscoplastique représentée par l’étirement et la dislocation d’un lit de craie dans le niveau argileux (décollement) et par les intrusions ascendantes de silt liquéfié dans les argiles, de dimension centimétrique et de forme irrégulière (fig. 7C).

35Le niveau déformé le plus haut, de 40 cm d’épaisseur, est pris en sandwich entre deux horizons non déformés composés de 30 cm de silts à graviers verdâtres à la base et de craies blanchâtres au sommet (z ~15-16 m, fig. 3B, fig. 8). La déformation est restreinte à un niveau latéralement continu constitué d’une alternance centimétrique (1 à 10 cm) de lits argileux ou argilo-silteux sombres et de lits crayeux blanchâtres. Elle est essentiellement cassante et similaire à celle recensée dans le précédent niveau. Il s’agit d’un réseau dense de microfailles normales synsédimentaires orientées N60°E à N110°E, avec des longueurs qui vont généralement de 15 cm à 40 cm. Les microfailles sont courbes et montrent en profondeur une concavité tournée vers le haut avec des pendages compris entre 30° et 45° vers le nord. Leurs déplacements, de l’ordre de quelques centimètres à environ 20 cm, diminue généralement vers le bas pour s’estomper dans les lits riches en argiles au toit du niveau basal silteux à graviers. Les niveaux d’argiles sombres et compacts au sommet du niveau déformé montrent bien le jeu en domino de ces microfailles avec une rotation horaire de 10° à 28°, pouvant aller par endroits jusqu’à 40°. Ces microfailles sont parfois associées à des infiltrations dans les craies supérieures sous forme de dykes neptuniens de 1 à 2 cm de large et d’une dizaine de cm de profondeur.

36De très rares failles verticales de longueur métrique, bien que scellées par les craies supérieures, affectent le niveau silteux à graviers basal pour s’amortir dans les craies argileuses inférieures. Leur décalage est de l’ordre de 20 à 30 cm (fig. 8).

5 - Mécanismes de déformation et forces motrices

37Les structures de déformation hydroplastiques des sédiments peuvent être associées à différents mécanismes de déformation et à différents systèmes de force motrice (sensu Owen, 1987). Nous discutons ci-après les mécanismes de déformation possibles des différentes structures décrites plus haut.

5.1 - Les figures de charge

38Les figures de charge (« load casts », « pseudonodules ») se développent dans des sédiments liquéfiés à gradient de densité inverse suivant l’instabilité de Rayleigh-Taylor, c’est à dire suivant un dispositif où les sédiments plus denses se superposent à d’autres moins denses dans des conditions de saturation en eau. Cette instabilité gravitaire dans le sédiment est considérée comme une force motrice ou « driving force », capable de déformer le sédiment, si celui-ci perd sa résistance au cisaillement (Owen, 1987). Dans ce cas, un réajustement gravitaire se produit à l’interface des deux unités lithologiques à densités différentes. L’unité supérieure, plus dense, tend à s’effondrer, plongeant dans l’unité inférieure, tandis que, simultanément, le sédiment sous-jacent et le fluide interstitiel se déplacent dans le sens ascendant. L’intensité de la déformation dépend, entre autres facteurs, du contraste des densités et de la viscosité des sédiments impliqués dans la déformation (Alfaro et al., 1997). Ceci explique la morphologie variée des figures de charge dans la même interface silt-silt sableux ou silt-sable de l’unité inférieure de la série du Pléistocène supérieur du lac d’Iffer, les « pendulous load casts » constitués de minces lits de silt et de sable passent latéralement à des « detached pseudonodules » essentiellement sableux.

39Les causes de la déformation peuvent être variées : l’accumulation rapide de sédiments denses sur ceux moins denses saturés en eau (Potter & Pettijohn, 1977 ; Van Loon 2009), la contrainte exercée par l’action de grandes vagues ou encore la déstabilisation et la liquéfaction des sédiments liée à une secousse sismique (Allen, 1982 ; Keefer, 1984 ; Owen, 1987 ; Van Loon & Brodzikowski, 1987 ; Cojan & Thiry, 1992 ; Guiraud & Plaziat, 1993).

40Dans les structures observées, l’accumulation rapide de sédiments denses comme cause de la liquéfaction est peu probable, car la sédimentation dominante au cours du Pléistocène supérieur est celle laminée de fond de lac. En outre, les structures sont fréquemment érodées dans la partie supérieure par le dépôt de lits crayeux et silteux relativement minces (fig. 4A), ce qui indique que la formation de ces structures est survenue avant le dépôt des couches sus-jacentes.

41Les courants de vagues peuvent également être un mécanisme de déclenchement (Molina et al. 1998), mais les structures de déformation dans la zone d’étude ne montrent aucune preuve de formation par de tels courants. Selon Alfaro et al. (2002), un minimum de 6 m de hauteur de vague peut produire la liquéfaction. Nous considérons donc qu’il est peu probable que des vagues de cette hauteur aient eu lieu pendant la sédimentation lacustre du lac d’Iffer, puisque celle-ci s’est produite dans un environnement de lac d’extension très réduite. Ceci suggère, par conséquent, que les figures de charge observées sont associées à une origine sismique, plutôt qu’à l’effet de charge dû à des sédiments denses ou encore l’action de courants de vagues.

42Les figures de charge similaires sont les structures de déformations hydroplastiques les plus communes dans les sédiments lacustres. Elles ont été décrites et interprétées dans de nombreuses publications comme induites par des secousses sismiques (Kelly & Martini, 1986 ; Rodríguez-López et al., 2007 ; Gladkov et al., 2016 ; Yang et al., 2016).

5.2 - Dykes clastiques et filons neptuniens

43Les dykes clastiques, observés particulièrement dans l’unité inférieure des sédiments lacustres d’Iffer ont été largement interprétés comme étant des injections vers le haut dans les sédiments cohésifs à semi-cohésifs de sédiments silto-sableux fluidisés depuis une source sous-jacente en raison de l’augmentation de la pression interstitielle des pores (Lowe, 1975 ; Rodríguez-Pascua et al., 2000 ; Hałuszczak, 2007 ; Montenat et al., 2007 ; Berra & Felletti, 2011). Les dykes clastiques sont enracinés dans le niveau de silt ocre inférieur à partir duquel elles sont originaires. Dans les niveaux déformés décimétriques de l’unité supérieure, les dykes clastiques sont relativement rares. Des structures similaires ont été interprétées comme étant générées par l’effet des secousses sismiques sur des sédiments saturés d’eau (Mohindra & Bagati, 1996 ; Calvo et al., 1998 ; Rosetti, 1999 ; Vanneste et al., 1999 ; Jones & Omoto, 2000 ; Bowman et al., 2004 ; Neuwerth et al., 2006 ; Berra & Felletti, 2011 ; Boukhedimi et al., 2017).

44Les filons neptuniens sont très développés dans l’unité inférieure où ils sont métriques et soulignent parfois des failles normales, alors que dans les niveaux déformés de l’unité supérieure, ils sont très rares et réduits au décimètre. Ils consistent à l’introduction par le haut du matériel crayeux, soit sous pression ou par simple remplissage de fissures ou failles préexistantes (Montenat et al., 1991), et seraient le résultat d’un régime extensif (Moretti & Sabato, 2007).

5.3 - Les plis asymétriques et cisaillement

45La principale cause mécanique pour le développement de structures de type « slump » dans les sédiments viscoélastiques est largement reconnue comme étant l’accentuation de la pente de la surface de dépôt (Mills, 1983 ; Owen, 1996). Une pente relativement raide, éventuellement en combinaison avec une secousse sismique, est le mécanisme de déclenchement le plus souvent invoqué pour les plis ou « slump » (Allen, 1982). Dans les pentes à faibles angles la déformation commence seulement après une réduction importante de la résistance au cisaillement des sédiments (Moretti & Sabato, 2007).

46Au total, trois cas de plis asymétriques ont été observés dans le secteur. Le premier à structure complexe serait simplement une adaptation à un effondrement gravitaire des craies dans le niveau silteux liquéfié sous-jacent (fig. 4B) ; par contre les deux autres se développent au-dessus de détachements occasionnés par des minces niveaux argileux. Dans le niveau supérieur des craies à intercalation de lits centimétriques de silt et d’argile de l’unité inférieure, les mêmes niveaux sont affectés par un pli déversé vers le SE et associé latéralement à un cisaillement chevauchant vers le NO (rétro-chevauchement) surmontant des lits argileux montrant des boudinages et des dilacérations dus au détachement basal (fig. 4C). La vergence de ce pli est en accord avec le pendage des couches d’environ 4° vers le SE et opposée de la pente de surface vers le lac.

47Le deuxième cas est rencontré dans les craies à intercalation de lits centimétriques de silt et d’argile vers le sommet de l’unité supérieure du Pléistocène supérieur. Ici la déformation ductile représentée par le plissement irrégulier d’un niveau centimétrique d’argile dans des craies à la base du niveau déformé est encadré par deux niveaux argileux centimétriques ayant fonctionné comme détachements (fig. 7B).

48La combinaison de formes structurelles telles que les plis, les chevauchements et le glissement (détachement) est un attribut typique des « slumps » (Alsop & Marco, 2013) indiquant la présence de pentes locales. La nature des sédiments, les pentes relativement faibles (1° à 4°) du glissement et leurs sens opposés au lac rendent improbable que ces déplacements horizontaux aient été induits par des phénomènes autogéniques (sensu Owen & Moretti, 2011). Nous adoptons alors un phénomène allogène (sensu Owen & Moretti, 2011), c’est-à-dire une source sismogénique ou tremblement de terre qui permet la liquéfaction de niveaux argileux de base causant un déplacement de la masse supérieure vers le bas de la pente bien que celle-ci soit très faible.

49Des structures comparables, un plissement irrégulier et une déformation fragile d’origine sismique, ont été décrites précédemment dans divers faciès à grain fin (Pratt, 1994 ; Rodríguez-Pascua et al., 2000 ; Kahle, 2002 ; Neuwerth et al., 2006 ; Montenat et al., 2007 ; Moretti & Sabato, 2007 ; Berra & Felletti, 2011 ; El Taki & Pratt, 2012 ; Törő & Pratt, 2016).

5.4 - les failles syn-sédimentaires

50En général, les failles sont le résultat d’une augmentation de la contrainte qui dépasse la limite d’élasticité du sédiment, ce qui entraîne une rupture fragile (Owen, 1987 ; Scholtz, 1990). Dans l’unité inférieure des dépôts lacustres du Pléistocène supérieur d’Iffer, se sont essentiellement des failles normales à rejets semi-métriques qui prévalent. Elles sont parfois soulignées par des dykes clastiques métriques de silt, et associées à des brèches autoclastiques, des micro-cisaillements rétro-chevauchants et des plis. Cette association complexe indique que la déformation s’est produite dans le champ de transition fragile-ductile dans des sédiments semi-cohésifs. La vergence SE du pli observé est en accord avec le pendage des strates basculées à cet endroit à la faveur de failles normales à rejets semi-métriques.

51Dans l’unité supérieure, la déformation cassante est restreinte à trois niveaux stratigraphiques semi-métriques pratiquement horizontaux et latéralement continus (plusieurs dizaines de mètres). Ils sont encadrés par des horizons non perturbés et non érosifs, ce qui implique que la déformation a eu lieu soit à l’interface sédiment-eau, soit sous une profondeur d’enfouissement peu profonde (Pratt, 1994 ; Pope et al., 1997 ; Kahle, 2002 ; El Taki & Pratt, 2012).

52Les microfailles du niveau déformé ND2 sont associées à des dykes clastiques de silt indiquant que le comportement cohésif des sédiments est associé à une fluidisation du niveau silteux basal. Les niveaux ND3 et ND4 montrent vers la base des indices de décollement ou détachement (dilacération, imbrication et boudinage de niveaux argileux centimétriques associés localement à un plissement disharmonique local), et vers le haut un réseau dense de microfailles normales. Outre le déplacement horizontal, cette transition verticale depuis un comportement ductile à un comportement fragile peut être liée à la liquéfaction différentielle, ce qui détermine la pression interstitielle des pores dans les sédiments : les sédiments inférieurs moins compacts et plus saturés en eau présentent un comportement ductile, alors que les sédiments supérieurs plus compacts et moins saturés en eau ont un comportement fragile (Mohindra & Bagati, 1996 ; Rossetti, 1999 ; Rossetti & Goes, 2000).

53Les fractures et les failles sont fréquentes dans les sédiments non consolidés (Selsing, 1981) et sont causées par une contrainte tectonique ou gravitaire. Dans notre site la déformation gravitaire est peu probable car, d’une part la faible profondeur du lac est défavorable au glissement non sismique, et d’autre part les orientations relevées des failles – soit ENE-OSO et NNO-SSE – ne sont pas compatibles avec un glissement gravitaire suivant la pente de surface vers le centre du lac. Leurs directions s’apparentent plutôt avec les principales failles bordières responsables de l’individuation du lac. En outre, l’épaisseur des sédiments sus-jacents est faible, ce qui permet de mettre de côté la compaction comme autre mécanisme responsable de la genèse de ces failles.

54Compte tenu des observations ci-dessus et en l’absence d’une paléo-pente vers le lac, nous favorisons l’interprétation de failles à petite échelle en tant que type de déformation semi-fragile des sédiments hydroplastiques, qui s’est développée par une activité tectonique discrète, limitée dans le temps pour chaque épisode, dans les sables où les pressions interstitielles n’ont pas été suffisamment importantes pour atteindre la liquéfaction complète (Owen, 1987). Ceci permet d’assimiler ces déformations cassantes à des séismites (Seilacher, 1969) comme cela a été proposé dans les sédiments lacustres quaternaires de l’Écosse (Ringrose, 1989) ou miocènes de la mer Rouge (Plaziat et al. 1990). À l’échelle du secteur étudié, ces structures s’inscrivent dans un contexte transtensif.

6 - Discussion de l’origine des structures des déformations hydroplastiques

55Les déformations observées dans les dépôts lacustres du Pléistocène supérieur de la dayet Iffer ont été occasionnées principalement par les processus de liquéfaction et/ou de fluidisation des niveaux silteux ou sablo-silteux. Ces processus, principalement causés par les tremblements de terre (Obermeier, 1996), peuvent parfois être d’origine asismique ; déclenchés par les vagues, les inondations, la sédimentation rapide et les mouvements des eaux souterraines (Allen, 1982 ; Owen, 1987, 1996 ; Molina et al., 1998 ; Moretti et al., 1999 ; Obermeier et al., 2001 ; Montenat et al., 2007 ; Moretti & Sabato, 2007). Dès lors l’interprétation de l’origine réelle de ces structures de déformation observées sur le terrain est souvent difficile. Pour en déduire une origine sismique probable, il est nécessaire d’exclure l’influence des processus sédimentaires sur les sédiments non consolidés (Moretti, 2000). Dans les successions lacustres, la genèse et les mécanismes de déformation des structures hydroplastiques ont été largement examinés (Jones & Omoto, 2000 ; Monecke et al., 2004 ; Moretti & Sabato, 2007 ; Alfaro et al., 2010 ; Owen & Moretti, 2011 ; Moretti & Ronchi, 2011) et la discussion de leurs origines sismique ou asismique pourrait être relativement facile, car selon Sims (1973) les processus hydrodynamiques et sédimentaires, qui sont capables d’induire des structures de déformation hydroplastique similaires, sont généralement absents. L’influence de vagues ou de tempêtes violentes et/ou des changements brusques dans le niveau des eaux souterraines peut être exclue puisque les structures de déformation hydroplastique décrites ont été analysées dans un environnement calme de fond du lac où il n’y a aucune preuve de l’action de ces deux agents.

56Le soutirage karstique, comme cause des structures de failles et de légers décollements et glissements observés, a été également écarté puisque les niveaux déformés sont pratiquement horizontaux et bien interstratifiés dans la série crayeuse non déformée sans aucune trace d’affaissement continu de l’ensemble des termes de la série lacustre. D’autant que les regards des failles et microfailles normales ainsi que la vergence des rares « slumps » rencontrés ne sont pas compatibles avec la pente vers le centre du lac dans le cas où on considère que la dépression du lac est une doline karstique.

57Pour établir l’origine sismique des structures de déformation hydroplastique, qui peuvent avoir des morphologies identiques indépendamment du fait qu’elles soient formées par une secousse sismique ou par tout autre mécanisme, un ensemble de critères est généralement pris en considération (Sims, 1975 ; Obermeier et al. 1990 ; Ricci Lucchi, 1995 ; Obermeier, 1996 ; Pope et al., 1997 ; Rossetti, 1999 ; Greb & Dever, 2002 ; Wheeler, 2002, Neuwerth et al., 2006 ; Moretti & Sabato, 2007 ; Rodríguez-López et al., 2007 ; Hilbert-Wolf et al. 2009 ; Pandey et al., 2009 ; Owen & Moretti, 2011 ; Moretti & Van Loon, 2014). La liste des critères de reconnaissance des séismites, proposée par Owen et Moretti (2011), sur la base de la littérature et des exemples de terrain nous semble être la plus complète. Leurs critères sont en nombre de six : (1) une large étendue géographique ; (2) une continuité latérale des sédiments déformés ; (3) la répétition verticale ; (4) une morphologie des structures de déformation hydroplastique comparable aux structures décrites dans les sédiments affectés par le tremblement de terre ; (5) la proximité des failles sismiquement actives ; et (6) la zonation de la complexité et/ou de la fréquence des structures par rapport à la distance de la faille de déclenchement. Dans ce qui va suivre, les structures de déformation synsédimentaires du lac d’Iffer seront donc confrontées à ces six critères.

581- Les effets, en terme de déformation, des processus de liquéfaction liés à des tremblements de terre d’une magnitude de 5 à 7 se produisent jusqu’à 40 km de l’épicentre (Moretti, 2000 ; Galli, 2000). L’extension de la déformation hydroplastique sur de larges étendues est considérée comme un critère important de leur probable origine sismique (Sims, 1975). Il est cependant difficile d’appliquer dans la pratique ce critère logique car il est très difficile de tracer une séismite sur une longue distance. Les niveaux déformés dans les dépôts lacustres pléistocènes d’Iffer ne peuvent malheureusement pas être corrélés sur des distances de plusieurs kilomètres vus l’extension réduite du lac et le manque d’études ciblées sur ce type de déformation dans les lacs avoisinants. L’étendue sur quelques dizaines de mètres dans la bordure du lac indique cependant que les niveaux déformés ne sont pas un phénomène local. En conséquence, ce critère n’exclut pas une origine sismique des niveaux déformés du lac d’Iffer.

592- La série lacustre du Pléistocène supérieur montre des niveaux déformés, intercalés entre des couches qui ne présentent pas de structures de déformation hydroplastique. Les niveaux déformés reposent sur des niveaux continus décimétriques à métriques de silts potentiellement liquéfiables et peuvent être suivis tout au long de l’affleurement à l’échelle du lac. Ce critère de continuité latérale pour les séismites est donc atteint.

603- Dans la succession lacustre d’Iffer, les niveaux de déformation hydroplastiques des sédiments sont au nombre de quatre et se produisent à différents niveaux de la série. Les déformations sont restreintes à des horizons de quelques décimètres à plus d’un mètre, séparés par des niveaux non déformés. Cette répétition verticale de niveaux à structures de déformation hydroplastique serait en relation avec la liquéfaction induite par des événements déclencheurs répétitifs, ce qui est typique pour les zones sismiquement actives (Rossetti, 1999).

614- Le critère de ressemblance des structures de déformation avec celles reconnues pour être induites par une activité sismique ne constitue pas pour Owen et al. (2011) un critère fiable vu que les mêmes structures peuvent être associées à des déclencheurs différents (Owen, 1996 ; Moretti et al., 1999). Néanmoins, les structures de déformation des sédiments d’Iffer sont morphologiquement similaires aux structures formées par la liquéfaction d’origine sismique (voir plus haut) et à celles produites expérimentalement (Moretti et al., 1999).

625- La proximité de zone sismiquement active constitue pour Owen et Moretti (2011) un bon critère de diagnostic pour inférer un déclencheur sismique à des structures de déformation hydroplastique. Nos structures observées dans le lac d’Iffer se produisent dans un bassin lacustre situé à moins d’un kilomètre de la zone faille de Tizi N’trettenne qui constitue un trait structural permanent de la région depuis les temps paléozoïque et mésozoïque et qui est resté actif tout au long du Néogène avec une cinématique principale décrochante senestre (Fedan et al., 1989). L’activité récente quaternaire a été montrée par la description de structures de déformation dans les formations plio-quaternaires continentales (Ramdani & Tadili, 1980 ; Martin, 1981 ; Harmand & Moukadiri, 1986 ; Charrière, 1990 ; Baali & Fedan, 1996 ; Baali et al., 1996 ; Aït Brahim et al., 2002) ainsi que par l’activité sismique relevée par une campagne de surveillance micro-sismique en 1979. Au cours de celle-ci une centaine d’événements de magnitude comprise entre 1,47 et 4,70 ont été enregistrés (Ramdani & Tadili, 1980) et des mesures GPS effectuées entre 2007 et 2012 indiquaient un champ de vitesse régional de 2 mm/an (Chalouan et al., 2014).

636- La zonation de la complexité et/ou de la fréquence des structures par rapport à la distance de la faille sismique ne peut malheureusement être établie pour les mêmes raisons citées dans le premier point. Nous signalons toutefois que des séismites matérialisées par des structures cassantes et souples isolées, reliées aux récentes activités de la faille de Tizi N’trettenne, ont été découvertes dans les dépôts fluvio-lacustres pléistocènes plus au nord au niveau de la dayet Afourgaa et de la dayet Agoulmam (Baali & Fedan, 1996 ; Baali, 1998). Dans l’état actuel des travaux, les corrélations entre les différentes observations ne peuvent être établies avec exactitude.

64En rassemblant tous les arguments, nous favorisons l’interprétation des structures observées en tant que structures de déformation liées à la liquéfaction et/ou à la fluidisation épisodique déclenchée par des événements paléosismiques successifs.

65L’interprétation des séismites en termes d’intensité des secousses sismiques a généré une littérature considérable (Sims, 1975 ; Allen, 1986 ; Audemard & De Santis, 1991 ; Cojan & Thiry, 1992 ; Guiraud & Plaziat, 1993 ; Obermeier, 1996). Beaucoup d’auteurs (Allen, 1986 ; Scott & Price, 1988 ; Ambraseys, 1988 ; Audemard & De Santis, 1991 ; Galli, 2000) considèrent une magnitude de Richter supérieur à 5 comme la plus faible intensité capable de produire une liquéfaction significative au niveau de la surface ou sub-surface de sédiments saturés en eau, car les tremblements de terre d’intensité inférieure ne présentent généralement pas une durée suffisante pour provoquer la liquéfaction. Celle-ci est toutefois fonction de la distance de la zone sismiquement active (Galli, 2000 ; Owen & Moretti, 2011) et de la profondeur du séisme (Obermeier, 1996). L’estimation de l’intensité des séismes responsables de la liquéfaction dans les sédiments pléistocène supérieur du lac d’Iffer se heurte à la méconnaissance de la répartition régionale des structures de déformation. Toutefois, en se référant à l’échelle établie par Rodríguez-Pascua et al. (2000) qui conçoit que l’existence de dykes de sable, de figures de charges et de pseudonodules indique des magnitudes comprises entre 5 et 7, nous pouvons, vu la proximité du lac et de la faille active de Tizi N’trettenne (environ 1 km), avancer provisoirement que les magnitudes des tremblements de terre ayant généré nos séismites pourraient être supérieures ou égales à 5, valeur minimum pour déclencher des processus de liquéfaction et de fluidification (Ambraseys, 1988).

7 - Conclusion

66La succession lacustre du Pléistocène supérieur de la dayet d’Iffer, d’une vingtaine de mètre d’épaisseur, est représentée essentiellement par des dépôts crayeux du fond de lac intercalés de lits centimétriques d’argiles, de silts et de calcaires et de niveaux semi-métriques à métriques silto-sableux. La datation au ¹⁴C du niveau crayeux de base a donné un âge de 29 360 ± 490 ans BP. Celle-ci montre une variété de structures de déformations hydroplastiques souples et fragiles comprenant des figures de charge (load-casts, pseudonodules), des plis asymétriques, des microcisaillements, des dykes et sills clastiques, des filons neptuniens, des failles synsédimentaires et des brèches autoclastiques. Les mécanismes de déformation et les forces motrices sont liés essentiellement aux processus de liquéfaction et/ou de fluidisation, aux instabilités gravitaires et aux déformations fragiles. Ces structures sont réparties en quatre niveaux stratigraphiques échelonnés dans la série lacustre et encadrés par des couches non déformées indiquant ainsi que la déstabilisation et la remobilisation des sédiments impliqués ont été provoquées par des événements brusques d’incidence superficielle ou événements paléosismiques successifs au cours du Pléistocène.

67En dépit du caractère local de notre étude et en l’absence de données régionales sur les séismites du Pléistocène supérieur des lacs avoisinants, nous estimons que ces séismites, situées à proximité de la faille active de Tizi N’trettenne, ont été générées par des tremblements de terre de magnitude (ML) supérieure ou égale à 5.

68En conclusion, le paléo-lac d’Iffer constitue une base de données fondamentale pour analyser et caractériser l’activité sismique associée à la faille de de Tizi N’trettenne et ses structures adjacentes. Le développement de ce type d’analyse au niveau des lacs voisins (par exemple Afourgaa, Agoulmam, Ifrah…) et la combinaison des résultats notamment sur le plan chronostratigraphique, permettrait de mieux caractériser l’aléa sismique régional.