Au sud du domaine de Valence : la chaîne Bétique

La chaîne Bético-rifaine (illustration fi gure 2-13) forme la terminaison Ouest de la chaîne Alpine en Méditerranée et est subdivisée en zones externes et zones internes de par et d’autre du domaine d’Alboran. Pour de nombreux auteurs (e.g. Frizon de Lamotte et al., 1991, Chalouan et al., 2001, 2003), le bloc Alboran (de manière plus globale, le bloc AlKaPeCa Alboran-Kabylie-Peloritain-Calabre) serait une microplaque, située avant subduction entre les océans de la Téthys

et l’océan Maghrébin et l’Afrique. Pour d’autres (e.g. Gueguen et al., 1998 ; Carminati et al., 2012), cette microplaque serait dans sa position initiale. Plusieurs problématiques sont associées à la formation du domaine Bétique, dont à l’échelle de notre étude 1) la position initiale du bloc Alboran et 2) la limite d’infl uence du front Bétique et l’âge des phases de déformation.

Les zones externes bétiques (zones Subbétique et Prébétique) (situation fi gures 2-5, 2-13), formant l’ancienne marge ESE de la plaque Ibérique au Mésozoïque, présentent jusqu’au Miocène une évolution paléogéographique différente des zones externes du domaine rifain (marge nord-africaine) (Didon et al., 1973, cités par Frizon de Lamotte et al., 1991). Les zones internes par contre sont similaires de part et d’autre du domaine Alboran et sont constituées d’un empilement de nappes où trois ensembles litho-structuraux sont défi nis, de l’unité la plus enfouie à la plus superfi cielle : le complexe Névado-Filabride, le complexe Alpujarride-Sebtide et le complexe Malaguide-Ghomaride auquel sont associées les séries dorsaliennes (Frizon de Lamotte et al., 1991). D’un point de vue géométrique, les unités les plus hautes (Malaguide) de la pile des nappes internes sont verticalisées et reposent par troncature sur les unités externes (Durand-Delga, 1966, cité dans Frizon de Lamotte et al., 1991). La description de chaque unité litho-structurale, ainsi que les modèles proposés à leur mise en place, sont abordées plus en détail dans de nombreuses publications et travaux de thèse (e.g. Frizon de Lamotte et al., 1991 ; Vera, 2000 ; Augier, 2005 ; Do Couto, 2014). On se limitera ici aux différentes phases de compression et extension afi n d’aborder les phases affectant le domaine Baléares.

Depuis le Crétacé supérieur, contexte de convergence entre l’Afrique et l’Eurasie, la marge passive de l’Afrique (Chalouan & Michard, 2004) et du SO de l’Ibérie (Flinch et al., 1996, cités dans Fidalgo-Gonzàlez, 2001) et la partie Sud-centrale des terranes d’Alboran (complexe des Ghomarides-Malaguides) ne sont peu ou pas déformées. Un début de collision au sein du domaine bético-rifain a été proposé (Michard et al.,1991 ; Besson et al., 1994 ; Guiraud & Bosworth, 1997, cités et synthétisés par Fidalgo-Gonzàlez, 2001), sur la base d’indices observés au niveau des séries dorsaliennes (discordance entre le Néocomien plissé et l’Eocène inférieur), au sein de la chaîne du Tell (plis métamorphisés au Santonien) et le long du Haut Atlas (chevauchement daté au Santonien) (situation fi gure 2-13).

L’épisode majeur compressif est cependant daté à l’Eocène supérieur-Oligocène inférieur (fi gure annexe 2), où la convergence Afrique-Eurasie est absorbée en deux zones: Au nord du bloc Alboran (Chalouan et al., 2001, 2004 ; Michard et al., 2002; Chalouan & Michard, 2004) [avec une phase compressive paroxysmale estimée à l’Eocène inférieur (52-47Ma : Monié et al., 1991, Platt et al., 2005) ou bien durant la période Eocène-Oligocène (Augier et al., 2005) (fi gure annexe 2)] et au sein du Rif (Benyaich et al., 1989, Chalouan et al., 2001 ; cités par Fidalgo-Gonzàlez,

2001).

Pendant l’Oligocène supérieur et le Miocène inférieur, les domaines internes des Bétiques subissent une phase d’exhumation, à partir de l’Oligocène supérieur (anomalie C7) (Augier et al., 2005) ou l’Aquitanien supérieur (anomalie C6) (e.g. Chalouan et al., 2008) (fi gure annexe 2), liée à un effondrement tectonique et/ou un intense processus de rift donnant lieu à l’actuelle mer d’Alboran (Chalouan et al., 2001). Deux phases sont enregistrées en domaines d’Alboran : (1) une phase d’âge Aquitanien supérieur-Burdigalien et (2) une phase principale allant du Burdigalien supérieur au Tortonien inférieur (Comas et al., 1992) (fi gure annexe 2).

Dans les domaines centraux externes, des dépôts syn-orogéniques (principalement de type olistostrome) sont enregistrés au sein du bassin du Guadalquivir (situation fi gures 2-5, 2-13) (formation du bassin d’avant-pays) entre l’Aquitanien terminal-Tortonien basal et dans les domaines Sub-bétiques (dépôts dans des bassins en piggy-back, liés au soulèvement et à l’érosion des reliefs), entre le Burdigalien basal et l’actuel (Crespo-Blanc & Frizon de Lamotte, 2006). Ces dépôts, synchrones aux sédiments pré-tectoniques, d’âge Aquitano-Burdigalien, au niveau de la bordure occidentale du bassin du Guadalquivir (Dubois & Magné, 1972, Bourgeois, 1978, cités par Crespo-Blanc & Frizon de Lamotte, 2006), seraient associés à une migration vers l’Ouest du front de déformation entre l’Aquitanien et le Burdigalien (Diaz de Neira et al., 1992 ; Lopez-Olmedo et al., 1992, cités dans Crespo-Blanc & Frizon de Lamotte, 2006)..

Si le domaine bétique central enregistre une importante phase de déformation à partir du Burdigalien basal (Crespo-Blanc & Campos, 2001 ; Crespo-Blanc & Frizon de Lamotte, 2006), la principale phase de déformation concerne l’ensemble du domaine bétique externe durant le Burdigalien-Langhien (e.g. Soria, 1994 ; Vera, 2000 ; cités par Crespo-Blanc & Frizon de Lamotte, 2006 ; Do Couto, 2014). Cette période correspond aussi au développement du bassin d’avant-pays du Gharb (e.g. Do Couto, 2014), ce dernier se développant également au Tortonien. Au sein de la région des Baléares, les études de terrain datent la phase compressive entre le Miocène inférieur et le Serravallien (Fourcade et al., 1982 ; Gelabert et al., 1992 ; Sabat et al., 2011, cité par Driussi, 2014). Si cette phase est bien contrainte sur Ibiza et Majorque, les chevauchements observés sur Minorque sont plus anciens, remobilisant majoritairement des terrains Permo-Triasique sans affecter les niveaux Oligo-Miocène (Linol et al., 2009).

Cette dicotomie amène aux questions de l’évolution du front Bétique en mer, ainsi que sa limite relative aux différents blocs Baléares. Illustrée fi gure 2-5 trois familles possibles d’extension latérale du front de compression Bétique, chacun d’axe SO-NE, sont répertoriées par Roca (1992):

• La prolongation est situéesur le rebord de plateforme actuel des blocs Ibiza et Majorque, se stoppant ainsi (Danobeita et al., 1990 ; Clavell & Berastegui, 1991) ou individualisant les blocs Ibiza-Majorque du bloc de Minorque (Biju-Duval et al., 1978). Pour Watson (1981), la prolongation du front bétique est située le long de la plateforme des blocs Baléares (Ibiza, Majorque et Minorque).

• Pour Driussi (2014), les phases compressives bétiques remodèlent surtout la marge d’Ibiza où peu de structures extensives sont cartographiées en mer, mais n’exclut pas la continuité du front de déformation plus au NO au sein du bassin de Valence.

Les Bétiques internes sont alors marqués par une extension-E-W, à partir du Serravallien, dont les bassins de Sorbas et Huercal-Overa sont des témoins (Ott d´Estevou & Montenat, 1990; Augier et al., 2013; Do Couto et al., 2015 ; cité par Do Couto, 2014).

La phase Tortonienne marque un tournant dans l’orogenèse Bético-rifaine. La formation du domaine d’Alboran est quasiment fi nalisée et l’ensemble du domaine Bétique est marqué par une ré-inversion et/ou ré-organisation des structures extensives (au sein des domaines sub-bétiques, internes et Alboran - Do Couto, 2014). Les chevauchements qui engagent des niveaux sédimentaires du Miocène moyen-supérieur dans les parties orientales du contact Subbétique-Prébétique et sous l’unité rifaine de Tanger (Benyaich et al., 1989 ; cités par Frizon de Lamotte et al., 1991) auraient un âge Tortonien (~8 Ma). Les dernièrs événements extensifs sont datés à 9-8 Ma, associés à un soulèvement du substratum ainsi qu’à une ré-inversion des structures due à la convergence Afrique/Eurasie vers le NNO (Weijermars et al., 1985; Vissers et al., 1995; Augier et al., 2013, cités par Do Couto, 2014). Une réponse tectonique plus tardive, Messinienne, est notée dans les domaines du Rif externe (Intra-Rif, Meso-Rif et Pre-Rif) (Crespo-Blanc & Frizon de Lamotte, 2006). Depuis le Tortonien, le bassin d’Alboran est considéré comme un bassin fl exural (Do Couto, 2014).