MERS MARGINALES

MERS MARGINALES

Les mers marginales sont définies comme des mers situées dans le domaine des marges actives, de type pacifique, liées à la subduction océanique sous la marge continentale. En sont donc exclues les mers installées sur des marges continentales stables, de type atlantique, comme la Manche ou la mer du Nord, que l’on désigne sous le nom de mers épicontinentales. En sont exclues également les mers nées d’une ouverture océanique récente, là où une dorsale océanique rencontre la marge continentale, comme le golfe de Californie – dit aussi mer de Cortés – ou encore l’ensemble golfe d’Aden-golfe de Tadjoura-mer Rouge, qui sont dans un contexte purement extensif, non lié à la subduction. Toutes les mers en marge des continents ne sont donc pas des mers marginales.

Répartition des mers marginales

À l’échelle mondiale, les mers marginales se rencontrent dans trois ensembles géodynamiques (fig. 1):

– le Pacifique occidental, tout au long de la marge de l’Asie et de l’Australie, depuis les Aléoutiennes, au nord, jusqu’à la zone des Tonga-Kermadec, au sud;

– l’ensemble téthysien, hérité de l’océan ancien aujourd’hui fermé, dit Téthys, qui allait des Caraïbes aux îles de la Sonde et dont sont nées les chaînes et archipels des Caraïbes et de l’Eurasie méridionale, et les mers intérieures des types caraïbe et méditerranéen;

– l’ensemble de la Scotia, entre Amérique du Sud et Antarctique, où se développe un système très comparable à celui des Caraïbes, appelé autrefois Antilles australes par Eduard Suess.

Situation des mers marginales

Comprises entre un continent et un arc insulaire né d’une subduction océanique, ou entre deux arcs insulaires, les mers marginales sont situées dans un contexte géodynamique vivant.

Elles sont associées à un volcanisme actif, de type calco-alcalin, volontiers explosif et dangereux. Nombre de volcans célèbres et/ou meurtriers lui appartiennent, par exemple: le Fuji-Yama, au Japon ; le Pinatubo, aux Philippines; le Perbuatan, dans l’île de Krakatau, en Indonésie, qui explosa entièrement en 1883 et dont les cendres firent le tour du monde, restant dans la haute atmosphère pendant plusieurs années; la montagne Pelée, à la Martinique, dont l’éruption de 1902 anéantit la ville de Saint-Pierre; l’île Santorin (Thíra), en mer Égée, qui est une caldeira volcanique partiellement immergée résultant d’une explosion historique qui paraît avoir anéanti la civilisation minoenne.

La sismicité est très active dans les mers marginales. Liée à la subduction, elle est distribuée selon un plan plongeant sous les arcs insulaires jusqu’à une profondeur de 700 kilomètres. La sismicité des mers marginales dépend aussi de la position de la subduction par rapport aux arcs insulaires qui les limitent (fig. 2). Dans le cas des mers du type de la mer du Japon, situées au-delà et au-dessus du plan de subduction, les foyers sismiques, nombreux et actifs, sont ainsi essentiellement intermédiaires (300 km) à profonds (700 km); dans le cas des mers du type de la mer de Chine méridionale, situées en deçà et «au-dessous» du plan de subduction, les foyers sismiques, peu nombreux et peu actifs, sont superficiels et liés à la seule ouverture océanique de la mer (les foyers sismiques liés à la subduction se situent au-delà de la mer marginale, sous l’arc insulaire qui la limite par rapport à l’océan).

Les mers marginales se rencontrent donc dans le contexte des deux grandes ceintures, la célèbre «ceinture de feu du Pacifique», et la non moins célèbre «ceinture téthysienne» qui court des Antilles aux îles de la Sonde, tenant son nom d’un océan aujourd’hui disparu, appelé Téthys, qui sépara pendant 200 millions d’années les continents aujourd’hui septentrionaux et méridionaux. À ces mers de ces deux ceintures, il faut ajouter la mer de la Scotia, entre Amérique du Sud et Antarctique.

Le Pacifique occidental

Le Pacifique occidental présente des exemples de mers marginales dans toutes les situations géodynamiques possibles (fig. 1).

Deux grandes catégories de mers marginales s’y rencontrent, les unes au-delà et au-dessus des plans de subduction, comme la mer du Japon, les autres en deçà et au-dessous des plans de subduction, comme la mer de Chine méridionale (fig. 2).

Les mers marginales du type de la mer du Japon (fig. 3) sont comprises entre un continent et un arc insulaire situé au-dessus d’un plan de subduction à vergence continentale; cette situation en fait des mers en extension. Il s’agit du type de mer marginale le plus répandu: outre la mer du Japon, on trouve, du nord vers le sud du Pacifique, la mer de Béring pour une part, la mer d’Okhotsk, le bassin d’Okinawa, la mer des Philippines au sens large, la mer de Célèbes, les différents bassins des Salomon, le bassin nord-fidjien, le bassin de Lau, en arrière de l’archipel des Tonga-Kermadec, qui a servi d’exemple à Daniel E. Karig (1970) pour fixer la terminologie relative aux arcs insulaires et aux mers marginales de ce type, appelées bassins arrière-arc .

Les mers marginales de l’ensemble téthysien et de celui de la Scotia sont de ce type, dans la mesure où elles se développent au-dessus des plans de subduction et au-delà des arcs volcaniques.

Les mers marginales du type de la mer de Chine méridionale (fig. 4) sont comprises entre un continent et un arc insulaire situé au-dessus d’un plan de subduction à vergence océanique; en avant de celui-ci, on trouve des mers en voie de disparition, à la façon dont la mer de Chine méridionale disparaît peu à peu dans la subduction-collision qui, des Philippines à Taiwan, amène l’arc insulaire philippin à chevaucher la marge continentale asiatique.

La mer de Tasman et la mer de Corail, entre l’arc mélanésien et l’Australie, sont dans la même situation. Dans le domaine téthysien, la mer de Libye, entre l’Afrique et l’arc égéen, a sensiblement la même signification.

Ces deux types principaux de mers marginales peuvent se combiner de manière plus ou moins complexe; une mer marginale peut ainsi se placer:

– entre deux subductions de même sens, comme la mer des Philippines, comprise entre la subduction de l’ensemble Mariannes-Yap-Palau, à l’est, et celle de l’ensemble Ry ky -Philippines, à l’ouest, toutes subductions plongeant vers le continent asiatique; de telles mers sont à la fois en voie d’expansion et en voie de disparition (cf. Structure des mers marginales );

– entre deux subductions de sens opposés, ainsi «convergentes», comme le bassin nord-fidjien, compris entre la subduction des Nouvelles-Hébrides, à l’ouest, qui plonge vers le Pacifique, et la subduction des Tonga-Kermadec, à l’est, qui plonge vers l’Australasie; de telles mers sont en voie d’expansion accélérée.

Structure des mers marginales

La structure fondamentale des mers marginales est l’extension, compensée ou non par une subduction. Dans le cas des mers du type de la mer du Japon, l’extension n’est pas compensée, de sorte que leur destin est de s’ouvrir de plus en plus, du moins tant que leur situation géodynamique reste ce qu’elle est. Dans le cas des mers du type de la mer de Chine méridionale, l’extension est compensée par la subduction sous l’arc Philippines-Taiwan; cette dernière l’emportant, le destin de la mer de Chine méridionale est de disparaître par la collision de l’arc des Philippines avec le continent asiatique, déjà réalisée à Taiwan.

Dans tous les cas, il y a dans les mers marginales des structures en extension, notamment des rifts de type océanique. L’exemple du fossé d’Okinawa (fig. 5), au-delà et au-dessus du plan de subduction des Ry ky , est celui d’une mer marginale au tout début de son ouverture: si, au sud, un liseré de croûte océanique est (peut-être?) dénudé au niveau du rift, marqué de toute façon par des intrusions magmatiques, au nord, l’ouverture n’est pas encore réalisée et seules des montées volcaniques marquent l’axe d’un fossé tectonique qui sépare deux marges continentales en blocs basculés, l’une asiatique, l’autre appartenant à l’arc des Ry ky . Le fossé de Coriolis, en arrière de l’arc des Nouvelles-Hébrides, est à un stade légèrement plus avancé. Le bassin nord-fidjien (fig. 6) est plus complexe; en fonction des subductions convergentes au-dessus desquelles il se situe, plusieurs rifts océaniques se sont rapidement succédé dans des temps très brefs précédant l’époque actuelle.

Les mers marginales ont ainsi des marges différentes. Dans le cas du type de la mer du Japon, le dispositif est symétrique avec, du côté du continent et du côté de l’arc insulaire, des marges passives en blocs basculés; dans le cas du type de la mer de Chine méridionale, le dispositif est dissymétrique avec une marge passive en blocs basculés du côté du continent et une marge active en subduction du côté de l’arc insulaire.

Cette situation peut évoluer dans le temps, et des mers marginales nées dans un contexte sont susceptibles d’évoluer vers l’autre en fonction de renversements du sens de subduction sous l’arc insulaire qui les limite. Telle est la situation actuelle possible – sinon probable – de la mer du Japon, où semble s’amorcer un début de chevauchement vers l’ouest au niveau du Japon septentrional (Hokkaid 拏, nord du Honsh ), peut-être annonciateur d’un début de fermeture de la mer du Japon et de la naissance d’une nouvelle subduction à vergence océanique. Tel fut le cas de la mer de Tasman, née à la fin du Crétacé supérieur, alors que dans l’arc mélanésien la subduction du Pacifique se faisait vers l’ouest, vers l’Australie; au Tertiaire, la subduction se renversa vers l’est, d’abord sous l’arc mélanésien puis sous l’arc des Nouvelles-Hébrides (cf. Histoire des mers marginales ).

L’ouverture des mers marginales peut être liée à la convection mantellique au-dessus des plans de subduction, ce qui est l’hypothèse généralement admise pour les mers du type de la mer du Japon. Mais d’autres mécanismes ont été proposés, certains liés à la tectonique des continents voisins, le plus souvent aux coulissages intracontinentaux ou intercontinentaux. Dans la première catégorie se trouvent la mer des Andaman, au nord-ouest de l’Indonésie, et la mer de Chine méridionale, qui pourraient être nées d’un «échappement continental vers l’est» lié au «poinçonnement» du continent eurasiatique par le sous-continent indien (fig. 7). À la seconde catégorie appartient peut-être la mer du Japon selon une autre hypothèse: dans la mesure où la frontière réelle entre Eurasie et Amérique n’est pas le détroit de Béring – lequel n’est marqué par aucun accident tectonique important – mais est située entre la Sibérie extrême-orientale et le reste de l’Eurasie selon une ligne que jalonneraient l’île de Sakhaline et le Japon septentrional, la mer du Japon pourrait être née d’un mouvement de coulissage le long de cette frontière, avec ouverture d’un bassin en pull-apart (relais distensif entre accidents décrochants; fig. 8).

Quoi qu’il en soit de leur genèse, les mers marginales naissent d’une extension en bordure des continents, mais en contexte de marges actives. Dans toutes ces mers existent des fragments de continents détachés et isolés lors du processus d’expansion océanique de la mer marginale: dans la mer du Japon, on trouve les hauts-fonds de Corée, de Yamato, etc. (fig. 3), dans la mer de Tasman, la ride de Lord Howe, la ride de Norfolk, la ride de Nouvelle-Calédonie (fig. 9). Ces hauts-fonds confèrent aux mers marginales une complexité qui en fait de convaincants modèles de l’état embryonnaire des chaînes alpines et péripacifiques.

Histoire des mers marginales

Les mers marginales sont toutes postérieures au début du Tertiaire, sauf la mer de Tasman, qui commence de s’ouvrir vers la fin du Crétacé (80 Ma environ). Il y a ainsi une grande différence entre les âges des croûtes océaniques des océans principaux et des mers marginales qui les bordent: l’opposition la plus claire se situe au niveau du Japon, où une croûte océanique d’âge jurassique (160 Ma) plonge en subduction sous l’arc japonais, au-delà duquel la mer du Japon remonte à la limite Oligocène-Miocène (25 Ma). Pour être moins marquée ailleurs, l’opposition n’en est pas moins constante; la situation actuelle des océans par rapport aux continents ne peut être extrapolée au-delà du Néogène (25 Ma) ou, au plus, du Tertiaire (65 Ma), qu’à la condition de supprimer les mers marginales que nous connaissons aujourd’hui! S’il y avait des mers marginales aux périodes plus anciennes, elles étaient autres que les mers actuelles, qu’elles n’annonçaient pas.

Quelques mers marginales ont une histoire complexe qui a pu être reconstituée. Ainsi, la mer des Philippines (fig. 10) s’est développée d’ouest en est, vers le Pacifique, par des sauts de subduction ayant donné successivement naissance: au bassin des Philippines proprement dit, d’âge éocène (60-35 Ma), limité par la ride de Ky sh -Palau; au bassin

de Parece-Vela, d’âge miocène (30-12 Ma), limité par la ride de Iwo Jima et des Mariannes occidentales; aux fosses des Bonin et des Mariannes, limitées par l’arc des Mariannes, dont la subduction s’est développée à partir du Miocène supérieur (7 Ma-Actuel).

Ces sauts de subductions se rencontrent également dans la mer de Tasman (fig. 9), qui fut limitée par une subduction sous l’arc mélanésien – de la Nouvelle-Guinée à la Nouvelle-Zélande par la Nouvelle-Calédonie –, achevée vers la limite de l’Oligocène et du Miocène (25 Ma) et relayée depuis lors par la subduction des Nouvelles-Hébrides.

Ces deux exemples, qui correspondent à deux types différents de mers marginales, semblent montrer que celles-ci migrent vers l’océan au cours de leur développement.

La mer des Caraïbes et la Méditerranée

La mer des Caraïbes et la Méditerranée sont des cas particuliers.

Dans la mer des Caraïbes (cf. AMÉRIQUE Géologie, hors-texte, pl. XIV), la subduction est active dans les Petites Antilles, qui forment un arc insulaire double; le premier, dit externe, à l’est, est l’émergence du prisme d’accrétion sédimentaire ^{[cf. ARCS INSULAIRES]} dans la position d’arc frontal qui forme la ride portant l’île de la Barbade; le second, dit interne, à l’ouest, en position d’arc volcanique, va de Saint-Martin aux Grenadines par la Guadeloupe, la Dominique, la Martinique et Saint-Vincent; le bassin de Aves, situé entre l’arc des Petites Antilles et la ride de Aves située plus à l’ouest, a ainsi le sens de mer marginale.

La mer des Caraïbes a d’ailleurs une histoire très complexe. Il faut en exclure le golfe du Mexique qui, au-delà du front de l’orogène caraïbe jalonné par les Grandes Antilles de Cuba à Porto Rico, est un résidu jurassique – plus de 140 millions d’années – de l’ouverture de la Téthys, isolé par l’ouverture de l’Atlantique central au Crétacé moyen (110 Ma). Ensuite, il faut en séparer l’ouverture océanique récente (moins de 5 Ma) de la fosse des Caïmans, à valeur de rift océanique encadré par les failles transformantes de Bartlett et des Caïmans. Enfin, il faut y reconnaître: d’une part, l’héritage du Crétacé supérieur (110-65 Ma), au cours duquel naît ce qui deviendra la mer des Caraïbes actuelle; d’autre part, les mers marginales plus récentes liées à des arcs insulaires migrant successivement vers l’est, vers l’Atlantique, dont le terme actuel est le bassin de Aves limité par l’arc des Petites Antilles. Mais beaucoup reste à connaître de la structure et de l’histoire de la mer des Caraïbes.

La Méditerranée pose des problèmes analogues. On y reconnaît, d’est en ouest: une zone de subduction égéenne avec arc insulaire double et mer marginale; une zone tyrrhénienne qui peut se comprendre dans un contexte de subduction récemment achevé; une zone d’Alborán qui reste sujette à interprétation. Les autres régions – bassin algéro-provençal, mer Ionienne, mer Adriatique, mer de Libye, mer du Levant – ont une autre origine, liée à l’histoire de la Téthys (cf. mer MÉDITERRANÉE, aire MÉDITERRANÉENNE, TÉTHYS).

Dans la zone égéenne (fig. 11), on retrouve un système de fosse de subduction avec arc insulaire double; l’arc externe, non volcanique, va du Péloponnèse à la Turquie méridionale par Cythère, la Crète et les îles du Dodécanèse méridional (Kássos, Kárpathos, Rhodes); l’arc interne, volcanique, va également du Péloponnèse à l’Asie Mineure par Methana, Póros, Milo, Santorin (Thíra), Nísyros enfin. En arrière de ce complexe, la mer Égée est ainsi une mer marginale en extension récente selon un double système de failles orientées nord-ouest - sud-est et nord-est - sud-ouest qui détermine un «réseau» dans lequel se situent les Cyclades, au substratum continental, séparées par des couloirs marins de croûte continentale amincie sans cependant que cet amincissement soit allé jusqu’à l’apparition de la croûte océanique, sauf peut-être dans la fosse de Macédoine, tout au nord.

La mer Tyrrhénienne (fig. 12) est dans un stade plus avancé. Elle est en extension selon un double système de failles qui détermine des blocs continentaux tous submergés, séparés par des zones déjà océaniques, mais depuis le Pliocène (5 Ma) tout au plus. Toutefois, la liaison avec un arc tyrrhénien est moins claire: certes, les îles Lipari sont des volcans calco-alcalins, mais leur disposition n’est guère celle d’un arc interne, d’autant plus que l’Etna, par sa position plus externe, s’intègre mal dans ce schéma. D’autre part, la subduction pérityrrhénienne qu’on attendrait au large de la Sicile et de la Calabre n’est pas aujourd’hui active: l’ensemble calabro-sicilien et la fosse ionienne sont limités par un escarpement de faille

sous-marin quasi vertical, l’un des plus remarquables de la Méditerranée (escarpement de Malte ou de Sicile).

Il est encore plus difficile d’interpréter la mer d’Alborán comme mer marginale, car on ne dispose d’aucune indication d’une subduction active à l’ouest de l’arc de Gibraltar: le volcan d’Alborán pourrait tout aussi bien se placer sur la zone de faille décrochante qui va d’Almería, en Espagne, à Melilla, au Maroc.

Cependant, en mer Tyrrhénienne comme en mer d’Alborán, de rares foyers de séismes profonds – l’un à 650 kilomètres – ont été signalés, plus profonds que dans la mer Égée, où ils ne dépassent pas 250 kilomètres. La question reste donc ouverte.

Qu’il s’agisse de la mer des Caraïbes ou de la Méditerranée, les arcs insulaires sont toujours doubles, avec un arc externe sédimentaire et un arc interne volcanique. Telle est également la situation de l’arc insulaire d’Indonésie (fig. 1), qui donne à la mer de Banda la signification de mer marginale. Par comparaison avec le Pacifique, ces arcs «téthysiens» sont souvent interprétés comme équivalents, en ce qui concerne l’arc externe, de l’émergence d’un prisme d’accrétion, en ce qui concerne l’arc interne, de l’arc insulaire proprement dit. Si, à la rigueur, cela peut être proposé pour la ride de la Barbade,

en avant de l’arc des Petites Antilles, cela ne peut l’être pour l’arc égéen ou l’Indonésie, car l’arc externe y est formé de terrains tectonisés beaucoup plus anciens que l’actuel prisme d’accrétion (on observe des terrains paléozoïques – plus de 250 Ma – dans les deux cas). À moins que le prisme d’accrétion ne soit plus externe que... l’arc externe. Ainsi, au sud de la Crète, la ride de la Méditerranée orientale semble être ce prisme; un forage océanique profond dans le cadre du programme O.D.P. (Ocean Drilling Program) devrait permettre de répondre à cette question.

Au-delà des différences de détail, il est donc possible qu’il y ait deux types fondamentaux de complexes arc insulaire-mer marginale, l’un, de type ouest-pacifique, représentatif des stades initiaux des ceintures orogéniques, qu’ils soient de type péripacifique (cordillérain) ou téthysien (alpin), l’autre, de type téthysien, représentatif des stades finaux de l’orogenèse alpine avant une nouvelle distribution des océans et des continents.

La mer des Caraïbes et la Méditerranée résument cette alternative: ou la mer des Caraïbes résulte de l’évolution ultérieure d’une mer intercontinentale d’âge crétacé supérieur (110-65 Ma) accompagnant la poursuite de l’ouverture atlantique, ou la Méditerranée annonce une future mer du type de la mer des Caraïbes à mesure de la poursuite de l’ouverture de l’ensemble océan Indien-mer Rouge.

Encyclopédie Universelle. 2012.