Réactivation du promontoire Baléares :

L’évolution tectonique récente du promontoire Baléares est liée aux changements de cinématique qui ont affecté les bassins adjacents. Si le promontoire a subi une phase extensive entre 16 Ma et 8 Ma peut-être liée à l’ouverture du bassin Algérien, les auteurs observent que depuis 8 Ma, le contexte tectonique de la région Algéro-Baléares est compressif comme le montre l’inversion de la marge Algérienne (Deverchère et al., 2005 ; Domzig et al., 2006 ). Les données à terre montrent que la cordillère Bétique dans son ensemble se soulève en raison d’un phase compressive N-S à NNO-SSE (Sanz de Galdeano et Alfaro, 2004) et d’une phase extensive perpendiculaire qui s’exprime surtout dans la mer d’Alboran (Serpelloni et al., 2007,

Fig. I.36). Les mécanismes au foyer témoignent d’une déformation transpressive le long d’accidents majeurs comme la faille de Crevillente ou l’accident du Bajo Segura (Montenat et al., 1990 ; Alfaro et al., 2002 ). Ces accidents forment la limite tectonique entre les zones internes et les zones externes des Bétiques aussi appelée zone de cisaillement Bétique est, ou zone de cisaillement trans-Alboran (Comas et al., 1992 ; Silva et al., 1993). Cette zone où des indices de compression actuelle sont montrés (Alfaro et al., 2002 ; Maillard et Mauffret, 2013 ; Acosta et al., 2013). Sa terminaison est probablement située entre la plateforme d’Alicante et le chenal d’Ibiza est fortement active comme le montre la sismicité elevée et plus précisement le séisme en transpression sénestre de Lorca (Mw 5.1, 11/05/2011, Alfaro et al., 2012).

Figure I. 36: Mecanismes au foyer le long de la zone de cisaillement trans-Alboran et sur la plateforme d’Alicante. Le séisme de Lorca est positionné sur l’accident ainsi que sa magnitude d’après Maillard et Mauffret, 2013. B. carte des régime tectonique de la zone Bétiques-Alboran

Ailleurs, malgré la présence de la faille de Crevillente en bordure du promontoire, les données de sismicité et les mécanismes au foyer montrent que le promontoire Baléares reste une zone peu active hormis sur la plateforme d’Alicante (Fig. I.36). Les cartes de sismicité récentes montrent que la zone du promontoire à l’est de Majorque est quasiment inactive (Fig. I.5, Fig. I.37, Serpelonni et al., 2006 ; Sanchez-Alzola et al., 2014) avec de rares séismes d’une magnitude inférieure à 3,5 sur l’échelle de Richter. Ces informations sont confirmées par les données géomorphologiques d’Acosta et al. (2002) dont la carte bathymétrique du BSM ne fait ressortir aucune faille ou structure récente autre que le canyon de Minorque (Fig. I.25). Les régions à l’ouest de Majorque (DCM et chenal d’Ibiza) se déforment et présentent une sismicité moyenne (Majorque) à élévée (Ibiza) (Fig. I.37, Sanchez-Alzola et al., 2014).

Figure I. 37: Sismicité enregistrée sur le promontoire entre 2010 et 2013 via le réseau sismique XGAIB dont 8 stations sont présentes sur les îles Baléares (Sanchez-Alzola et al., 2014).

Dans la zone de la dépression centrale de Majorque, les données de bathymétrie haute- résolution et de shirp mettent en évidence de faibles déformations dans la couverture Plio- quaternaire. Acosta et al. (2004) montrent des systèmes de failles sub-verticales et interprétées comme normales et ou transformantes affectant l’unité Pliocène supérieure et parfois décalant

jusqu’à la bathymétrie (Fig. I.38). Ce réseau de failles pourrait avoir une origine gravitaire en raison du glissement des évaporites messiniennes, bien que certaines failles normales décrites soit compatibles avec les failles normales pliocènes qui affectent le bassin de Palma (Sabat et al., 2011). Acosta et al. (2004a) montrent aussi que la DCM est marquée par de larges pockmarks formé par l’expulsion de gaz thermogéniques en lien avec le champ volcanique de Majorque situé plus au sud, et au volcanisme du bassin de Valence situé au nord (Sa Dragonera Seamount au pied du chenal de Majorque). De nombreux glissements gravitaires sont observés par bathymétrie multifaisceaux sur les pentes du plateau continental ou dans la pente du chenal de Majorque (Acosta et al., 2004, Fig. I.38).

Figure I. 38: carte bathymétrique haute résolution de la région nord de la dépression centrale de Majorque. A. Profil haute résolution au pied de la pente d’Ibiza montrant un réseau dense de

failles verticale affectant le Pliocène. B. Profil traversant le chenal de Majorque. Modifié d’après Acosta et al., 2004a.

Le chenal d’Ibiza est la zone à plus forte sismicité et de nombreuses structures récentes ont été décrites lors de campagnes de bathymétrie haute-résolution (Acosta et al., 2002 ; Lastras et al., 2004) ou via d’anciennes campagnes de sismique réflexion (Maillard et Mauffret, 2013). La morphologie du chenal est celle d’une dépression allongée selon un axe N-S dont le milieu est marqué par des hauts majeurs (Acosta et al., 2002 ; Lastras et al., 2004) (Fig. I.39). Les deux monts sous-marins principaux sont considérés comme étant d’origine tectonique. Le Xabia seamount serait un haut de matériau Cénozoïque en surrection (Lastras et al., 2004) bien que des données magnétiques non publiées suggèrent une origine volcanique (Maillard et Mauffret, 2013). Acosta et al. (2002) montrent que le Split Seamount est un haut structural recoupé par un chenal N-S et probablement contrôlé par de la tectonique (fig39).

Figure I. 39: Détail des deux monts majeurs du chenal d’Ibiza. A gauche, le Xabia Seamount situé au centre du chenal et formant une structure lenticulaire d’axe E-O et différents glissement de terrain affectant la pente continentale d’Ibiza (Lastras et al., 2004). A droite, le Split Seamount situé au sud du chenal, à la limite du bassin de San Pedro (Acosta et al., 2002).

Lastras et al. (2004) mettent aussi en évidence des pockmarks au nord du Xabia Seamount dont l’origine est aussi thermogénique (Fig. I.39, Acosta et al., 2002 ; Lastras et al., 2004). Ces pockmarks sont alignés selon une direction NE-SO compatible avec la direction générale du promontoire et des Bétiques. Cette zone est aussi fortement impactée par des glissements gravitaires de plus ou moins grande ampleur sur la pente ouest de l’île d’Ibiza (Fig. I.39, Ana, Joan, Nuna et Jersi, Lastras et al., 2004), qui temoignent de l’activité tectonique de la région.

Acosta et al. (2013) ont réalisé une cartographie haute résolution de la zone la plus active séismiquement du chenal d’Ibiza et de la plateforme d’Alicante. La morphologie de la zone très accidentée (Fig. I.40) fait effectivement ressortir un réseau de structures tectoniques transpressives (Acosta et al., 2013). Les contraintes déduites des structures montrent une compression NNO-SSE compatible avec les systèmes de contraintes associés aux Bétiques ou à la convergence Afrique-Eurasie (Acosta et al., 2013). De nombreux pockmarks et des indices de glissement ou de fluage sédimentaire sont observés mais sans organisation particulières sur la plateforme (Fig. I.40). Les pockmarks sont d’origine thermogénique comme sur le reste du promontoire et probablement associés aux édifices volcaniques connus (Palos Seamount) (Acosta et al., 2013).

Figure I. 40: Carte bathymétrique de la plateforme d’Alicante et de la partie sud du chenal d’Ibiza (Acosta et al. 2013).