Le cycle de Wilson

Conceptuellement, le cycle de Wilson débute par une première phase tectonique de rupture d'une masse continentale (ou rifting continental). Le Rift Est-Africain, ou East African Rift System en anglais, est un exemple actif de ce type de contexte (Fig. 3). Celui-ci s'étend sur plusieurs milliers de kilomètres (la “Great Rift Valley”) depuis le lac Malawi au Sud jusqu'au triangle de l'Afar au Nord. Ces contextes géomorphologiques particuliers sont généralement marqués par la formation de bassins très subsidents, parfois remplis de lacs évaporitiques, et de grandes zones de failles normales marquées par une activité sismique importante, qui traduisent une extension et un amincissement des masses continentales (Fig. 3). Cet amincissement lithosphérique s'accompagne d'une remontée du manteau supérieur pouvant mener à la production de magma et d'édifices volcaniques tels que ceux observés dans la vallée du Grand Rift.

Source - © 2018 D’après Varet [32]

Figure 3. Carte topographique du Rift Est-Africain, montrant les structures géologiques principales de ce contexte géodynamique

On y trouve failles normales conjuguées en rouge, délimitant des bassins étroits partiellement remplis de lacs, séismes de contexte extensif, et magmatisme quaternaire (en jaune).

Le plateau magmatique éthiopien formé il y a 30 Ma est très étendu (trapps, ou province magmatique géante). Il révèle notamment l'activité d'un panache mantellique sous-jacent.

L'extension observée au niveau des rifts est principalement due au champ de contraintes tectoniques régionales (on parle de rifting passif). Dans le cas particulier du Rift Est-Africain, certaines portions du rift sont marquées par des volumes de magma émis particulièrement importants. C'est, par exemple, le cas du Nord du Rift Est-africain (Fig. 3). On associe souvent ces régions marquées par un magmatisme important à l'activité de panaches mantelliques sous-jacents. Comme il est parfois considéré que les panaches peuvent participer à la divergence au niveau d'un rift donné, on parle alors de rifting actif, par contraste avec le rifting passif, qui est lui marqué par une activité magmatique plus limitée.

La phase de rifting continental précède généralement le développement d'un domaine océanique franc séparant deux continents (Fig. 2). Ce stade d'évolution est caractérisé par la formation d'une nouvelle portion de lithosphère océanique, mais aussi par celle de marges dites “passives” . Ces dernières sont définies comme la transition abrupte entre une zone proximale de la croute continentale peu amincie mais affectée par de grandes failles normales (il s'agit des vestiges de la phase initiale de rifting), et un domaine plus distal marqué par une grande variabilité structurale, lithologique et morphologique. Ces marges passives peuvent correspondre à des portions de croute continentale hyper-étirée et lithologiquement hétérogène marquée notamment par l'exhumation de manteau serpentinisé, ou encore des intrusions magmatiques mafiques souvent associées à des unités sédimentaires détritiques et carbonatées. La phase d'océanisation est aussi et surtout marquée par le développement d'un système de dorsales (ou rides océaniques). Ces reliefs sous-marins sont des usines productrices de magmas mafiquesalimentés par la remontée et la fusion partielle du manteau lithosphérique. Ce magma juvénile cristallise et forme des volumes plus ou moins conséquents de nouvelle croute océanique (voir Fonctionnement des dorsales océaniques et La diversité des ophiolites pour plus de détails sur le fonctionnement des différents types de dorsales). Ces contextes de rides représentent actuellement une longueur totale estimée à plus de 70 000 km. La Mer Rouge est un exemple moderne remarquable d'un stade embryonnaire d'océanisation (Delaunay et al., 2023 [5]) alors que l'Océan Indien ou Atlantique en sont des témoins plus matures.

Dans certains cas, la phase d'extension ne se poursuit pas jusqu'à l'océanisation. On parle alors de rift avorté. Les rifts d'Alsace et de Limagne sont des exemples de telles structures où l'extension s'est arrêtée avant la formation de croute océanique. On y retrouve les marqueurs de la phase de rifting décrits précédemment (fossés d'effondrement délimités par des failles normales, remplissage sédimentaire avec présence d'évaporites, magmatisme associé…).

Dans le modèle traditionnel du cycle de Wilson, la phase d'extension et d'océanisation voit une inversion du champ de contraintes régionales, voire globales, et une période de transition vers une dynamique plutôt convergente associée à la fermeture des domaines océaniques (Fig. 2). Le rapprochement des masses continentales n'est possible que par le recyclage de cette lithosphère au sein de zones de subduction et de plongée d'un panneau lithosphérique océanique sous une lithosphère pré-existante. Ces dernières sont caractérisées par une productivité magmatique intense (150-290 km³/Ma par km de subduction en domaine océanique ; Jicha et al., 2015 [11]), focalisée sur une portion de croute relativement restreinte. Ces contextes d'accumulation magmatique sont appelés des arcs magmatiques. Ils peuvent être intra-océaniques (exemple des zones de subduction Izu-Bonin-Marianne au niveau du Sud-Ouest de l'Océan Pacifique), transitionnels (exemple des subductions des Aléoutiennes ou du Japon) ou continentaux (aussi appelés “andéens”, exemple de la zone de subduction Ouest-américaine des Andes correspondant à une limite océan-continent). Bien que des bassins extensifs dits d'arrière-arc ou d'avant-arc y soient associés, les contextes de subduction restent globalement convergents. Ils sont marqués par une activité sismique importante, reliée à la dynamique de l'interface de subduction, un magmatisme chimiquement “évolué”(par rapport aux dorsales), un épaississement crustal variable mais plus important que l'épaisseur moyenne de la croute océanique, et la formation de reliefs majeurs/ceintures orogéniques au cœur et autour des édifices volcaniques, bordés par une fosse océanique et un prisme d'accrétion sédimentaire plus ou moins étendu.

Dans les ceintures orogéniques anciennes, les unités métamorphiques ayant subi des conditions de hautes pressions et de basses températures constituent des témoins uniques de la plongée et de l'exhumation de portions de lithosphère océanique dans un contexte de subduction (exemple des glaucophanites en faciès schiste bleu de l'Ile de Groix). L'épaississement crustal observé au niveau des arcs magmatiques matures est aussi marqué par la formation d'unités granulitiques de haute température et de haute pression dans la racine crustale. Ces faciès témoignent de l'évolution longue et productive d'un arc magmatique et, indirectement, du développement important d'une zone de subduction (exemple des granulites mafiques à la base de l'arc accrété du Kohistan, Pakistan ; Dhuime, 2007 [7]). Actuellement, la longueur cumulée des limites de plaque en subduction représente près de 43 500 km dont 60 % en contexte continental ou transitionnel (Larter et Leat, 2003 [13]) et plus de 450 édifices volcaniques actifs. Plusieurs domaines océaniques actuels sont en cours de fermeture (par exemple, le bassin de la Mer Méditerranée ou de la Mer Caspienne).

La fermeture du domaine océanique s'inscrit dans un régime globalement convergent et implique le rapprochement et la rencontre entre deux plaques lithosphériques continentales, appelée “collision continentale”. Ce type de contexte géotectonique est responsable de la formation des plus hauts reliefs connus aujourd'hui, que l'on retrouve au niveau de ceintures orogéniques. On observe via l'imagerie sismique sous ces régions à relief important le développement de “racines crustales” qui témoigne d'un épaississement colossal de la croute continentale (50 à 70 km, c'est-à-dire près du double d'une épaisseur de croute continentale stable ; exemple pour l'Himalaya synthétisé dans Priestley et al., 2019 [20]). Cet épaississement est principalement induit par des processus tectoniques dont les chevauchements successifs d'écailles crustales et, plus modestement, par le transfert de magma du manteau vers la croute (consulter Orogènes – Orogenèses pour en savoir plus sur les modalités d'épaississement crustal et le développement de ceintures orogéniques modernes et anciennes, et le projet picg-667 pour voir la cartographie des orogènes passés par la Commission de la Carte Géologique du Monde). Dans les chaines orogéniques anciennes, l'enregistrement d'un gradient métamorphique barrovien régional (i.e. conditions de moyenne pression et de moyennes à hautes températures) témoigne d'environnements majoritairement compressifs, de raccourcissement et d'épaississement crustal, avec des températures atteignant les 800-850°C pour une épaisseur crustale d’approximativement 35 km (exemple des chaines de montagnes anciennes donc l’observation des roches en appliquant le principe de l’isostasie, et, plus largement, les marqueurs géologiques de la convergence).

Dans le modèle du cycle de Wilson, cette phase de collision cause souvent la suturation d'un domaine océanique et la formation d'unités dites “ophiolitiques”. Ces portions de lithosphère océanique sont fréquemment pincées dans le cortège orogénique et témoignent de l'existence passée d'un bassin océanique, et indirectement du développement de zones de subduction ayant permis la fermeture de ce bassin. De nombreux complexes ophiolitiques ont été cartographiés à travers le monde et nous donnent accès à l'étude de ces océans à pied sec (voir Ophiolites, sutures ophiolitiques, subduction / obduction ou encore La diversité des ophiolites pour plus de détails sur la formation, la préservation et la pétrologie des complexes ophiolitiques). C'est le cas de la suture de l'Indus et plus largement, de la suture néotéthysienne qui s'étend des Alpes orientales jusqu'en Himalaya, vestige de la Néotéthys (e.g., Burg., 2011 [1] ; Rodriguez et al., 2021 [24]) dont nous reparlerons plus loin, ou de la suture panafricaine de l'Anti-Atlas marocain, vestige plus ancien d'un océan néoprotérozoïque majeur repris par les processus orogéniques panafricains (Hodel et al., 2020 [10]).

L'évolution post-collisionnelle du cycle de Wilson voit la formation d'une masse lithosphérique continentale stable (i.e. un futur craton) lors d'une phase de pénéplénation. Les processus d'érosion, d'altération et de sédimentation participent à l'aplanissement des reliefs et à la formation de bassins intracratoniques.

Un des aspects fondamentaux du modèle traditionnel du cycle de Wilson concerne l'héritage des structures tectoniques majeures. Les ceintures orogéniques anciennes et les paléosutures océaniques associées sont considérées comme des zones de faiblesses lithosphériques pouvant être réactivées de manière privilégiée lors d'un épisode ultérieur de fragmentation des masses continentales (on parle également de mémoire rhéologique). Plusieurs exemples montrent ainsi que d'anciennes ceintures orogéniques ont été des sites favorables au développement d'un contexte de rifting, tels que le développement de certaines portions du Rift Est-Africain au niveau de zones de sutures héritées du Néoprotérozoïque (e.g., Corti et al., 2007 [3] ; Schmidt et al., 2023 [25]).

De l’étude du concept initial de cycle de Wilson découlent trois grands attendus géodynamiques spatiaux et temporels.

Nous discuterons ces trois postulats dans les paragraphes suivants, mais nous pouvons d'ores et déjà noter que l'on retrouve aujourd'hui chacune des étapes du cycle de Wilson dans diverses zones de rifts, bassins océaniques et zones de suture, et donc qu'il y aurait actuellement coexistence de plusieurs cycles de Wilson. Dans ce contexte, comment se positionner à l'intérieur d’un cycle de Wilson “global” ?

Les reconstructions tectoniques nous fournissent l'opportunité de suivre les étapes du cycle d'évolution de la Pangée et des océans la bordant, à partir de l'interprétation d'observations géologiques variées et de mesures paléomagnétiques. On remarque ainsi qu'au cours des 500 derniers Ma marqués par l'histoire de la Pangée, la surface de la Terre a connu de multiples épisodes d'ouverture et de fermeture d'océans majeurs (Fig. 4). Ainsi, comme souligné par Wilson en 1966 [37], la naissance de l'Océan Atlantique Nord fait suite à la fermeture d'un ancien océan, l'Océan Iapétus. La fermeture de l'Océan Rhéique a entrainé la formation de la Pangée, en rassemblant les continents Gondwana et Laurussia. L'Océan Indien, quant à lui, s'est ouvert à la faveur de la fermeture successive des océans Paléotéthys et Néotéthys, alors que l'Océan Pacifique a succédé à l'Océan Panthalassa.

Source - © 2021 Adapté d’après Renard et al. [22]

Figure 4. Cartes de reconstructions tectoniques simplifiées montrant les principaux évènements d'ouverture et de fermeture d'océans au cours du cycle de vie de la Pangée

Nous allons passer en revue tous ces évènements, afin d'y replacer plus précisément les différentes étapes du cycle de Wilson.

Comme décrit en introduction, l'histoire géologique de l'Océan Atlantique a servi de base à la construction de la théorie du cycle de Wilson. Le tronçon Nord-Est de cet océan, sur lequel nous nous concentrons ici, est délimité par des marges passives séparant le Groenland de l'Europe (Fig. 5a-b). Il s'est ouvert il y a environ 60 Ma, comme en témoignent les plus anciennes anomalies magnétiques de la croute océanique, mais aussi de nombreux marqueurs géologiques associés à un contexte de rifting. On considère que cette ouverture est contemporaine de l'activité d'un panache mantellique naissant, actuellement situé sous l'Islande (Fig. 5a). Celui-ci serait responsable d'une phase initiale de magmatisme intense pendant environ 2 Ma (Fig. 5d) précédée d'un bombement topographique visible par un changement drastique de sédimentation (Fig. 5c). Le panache mantellique aurait participé à l'affaiblissement thermique de la base de la lithosphère, facilitant son amincissement de façon localisée (on parle de rifting “actif”). Depuis la formation de la portion Nord-Est de la dorsale Nord-Atlantique, l'accrétion de croute océanique s'effectue à un rythme de 2 cm/a environ, et de façon plutôt symétrique.

Source - © - Steinberger et al. (2019 [26]), Olesen et al. (2010 [19]), Upton (2021 [30])

Figure 5. Cartes et affleurements illustrant l’histoire de l’Atlantique Nord-Est liée à l’activité du panache mantellique islandais

(a) Carte du magmatisme de l'Océan Atlantique Nord-Est, lié au fonctionnement du panache de l'Islande (province magmatique Nord-Est Atlantique. Figure extraite de Steinberger et al., 2019 [26].

(b) Carte topographique et bathymétrique de l'Atlantique Nord (Olesen et al., 2010 [19]). Noter les reliefs très importants le long des marges passives, notamment au niveau des côtes norvégiennes. Cette anomalie positive de topographie est parfois interprétée comme étant due à l'effet de bombement de la lithosphère induit par le panache mantellique.

(c) L'épisode de magmatisme intense du panache de l'Islande est parfois précédé d'un arrêt de la sédimentation en milieu pélagique, ainsi que le révèle l'arrêt d'alternances de sédiments marins profonds par une passée conglomératique de quelques mètres de haut, avant l'éruption et le dépôt de coulées basaltiques (Upton, 2021 [30]).

(d) Seaward-Dipping Reflectors (SDR) affleurant en surface au Groenland (Upton, 2021 [30]). Les SDR sont caractéristiques des marges passives volcaniques, marquées par une activité magmatique intense induite par le panache islandais (on parle alors de rifting actif).

Agrandissement séparé de chaque illustration (a) / (b) / (c) / (d).

La fermeture de l'Océan Iapétus constitue une autre phase importante du cycle de Wilson, appliqué cette fois à la région Atlantique Nord. D'après les reconstructions tectoniques les plus récentes, celle-ci se serait déroulée au Silurien (il y a environ 430 Ma). La collision entre les continents Baltica et Laurentia aurait formé la chaine calédonienne, dont on retrouve des traces en Scandinavie, en Écosse et au Groenland. La collision d'autres petits blocs continentaux aurait donné lieu à la formation des orogènes salinique et acadien. Comme souligné par Wilson en 1966 [37], l'ouverture de l'Océan Atlantique Nord s'est donc initiée le long de la chaine calédonienne, marquant la suturation d'un ancien océan, l’Océan Iapétus. Il est donc vraisemblable que l'ouverture de l'Océan Atlantique Nord ait été facilitée par la présence d'une ancienne zone de suture formée par cette ancienne chaine de montagne intensément déformée, ayant joué le rôle de zone de faiblesse rhéologique susceptible de se réactiver (héritage ou mémoire rhéologique). Il faut néanmoins noter que la vision des épisodes d'ouverture-fermeture de cet océan “en accordéon”, telle que proposée par Wilson en 1966 [37] a évolué, faisant place à une vision plus complexe, en plusieurs étapes de décrochements et mouvements convergents le long d'un bassin Iapétus plus ou moins large (Dalziel et Dewey, 2019 [4]).

La fermeture de l'Océan Iapétus, il y a 430 Ma, est contemporaine de l'ouverture d'un autre bassin océanique, l'Océan Rhéique séparant la Laurussia du Gondwana, et dont la fermeture ultérieure, il y a environ 300 Ma, aurait été responsable de la formation du supercontinent Pangée et de la formation de la chaine hercynienne. Les traces de cette chaine de montagnes, dont l'étendue est souvent comparée à celle de l'Himalaya, sont notamment visibles en Europe de l'Ouest. Par contre, elles sont moins faciles à retrouver sur le continent Nord-américain, du fait qu'elles coïncident avec la zone de suture d’Iapétus, comme indiqué sur la figure ci-dessous (Fig. 6). Les causes invoquées pour la formation de cet océan sont méconnues. Certains proposent que l'Océan Rhéique se soit formé à partir de l'extension progressive d'un bassin arrière-arc alors que d'autres scénarios proposent un phénomène complexe de « collision dorsale-subduction » similaire à ce qui se produit actuellement dans le Golfe de Californie (Nance et al., 2012 [18]).

Source - © 2012 D’après Nance et al. [18]

Figure 6. Localisation géographique des zones de suture des océans Iapétus et Rhéique au Sud du continent Nord-américain reportées sur une reconstruction de la région Atlantique Nord au Mésozoïque inférieur

Les zones en marron correspondent aux “terranes” accrétés au Nord du Gondwana au Néoprotérozoïque inférieur (un “terrane” correspond à un bloc tectonique détaché d'une plaque tectonique, déplacé latéralement puis accrété le long d'une autre plaque tectonique. Remarquons qu’avec cette définition, l'Apulie, l'Arabie, l'Inde sont aujourd’hui des terranes du Gondwana).

Afin de compléter notre voyage dans le temps dans la région Atlantique Nord, il nous reste à aborder la phase d'ouverture de l'Océan Iapétus. On pense que celle-ci s'est produite à partir de la fin du Néoprotérozoïque et aurait participé à la fragmentation d'un supercontinent Rodinia. Du fait de la rareté des marqueurs géologiques de cette période et de cet épisode, plusieurs reconstructions ont été proposées pour les phases d'ouverture de cet océan. Les vestiges géologiques associés au processus de rifting et les indications paléomagnétiques disponibles pour Laurentia, Amazonia et Gondwana suggèrent que cet océan s'est ouvert en plusieurs branches. Si certaines reconstructions indiquent que cette ouverture s'est effectuée selon une phase unique de rifting il y a environ 600 Ma à la faveur de la formation d'une province magmatique géante (Weber et al., 2019 [34]), d'autres suggèrent une ouverture en deux phases successives : l'ouverture de l'océan Paléo-Iapétus il y a environ 700 Ma, suivie de la mise en place de l'océan Néo-Iapétus il y a environ 600 Ma, contemporaine de la fermeture du Paléo-Iapétus (Fig. 7A, Robert et al., 2020 [23]).

Source - © 2020 D’après Robert et al. [23]

Figure 7. Comparaison des scénarios d'ouverture des océans Iapétus et Téthys, en association avec des provinces magmatiques géantes

A/ Proposition de reconstruction de l'ouverture de l'Océan Néo-Iapétus à 615 Ma, alors que l'Océan Paléo-Iapétus se referme (Robert et al., 2020 [23]). Le point rouge C correspond à l'emplacement putatif de la Central Iapetus Magmatic Province (province magmatique géante, Tegner et al., 2019 [28]).

B/ Proposition de reconstruction de l'ouverture de l'Océan Néotéthys il y a 270 Ma, au Nord de l'Océan Paléotéthys qui se referme (Robert et al., 2020 [23]). Le point rouge P marque la position des trapps de Panjal (Torsvik et al., 2014 [29]). Noter que l'orientation de la figure a été inversée (le Nord est en bas) pour faciliter sa comparaison avec la figure A.

L'Océan Indien est un océan mature, dont la naissance est contemporaine de l'éruption d'un panache mantellique actuellement situé sous l'Ile de la Réunion et responsable des trapps du Deccan. Il s'est formé dans un contexte de fragmentation du supercontinent Pangée, et notamment des blocs continentaux composant jusqu'alors sa partie gondwanienne. Le développement de l'Océan Indien s'est fait au détriment de l'Océan Néotéthys, séparant alors les blocs Afrique, Arabie et Inde de l'Eurasie, qui disparait rapidement, associé à une remontée rapide de l'Inde vers l'Asie au Crétacé supérieur il y a environ 80 Ma (Fig. 4). Cette vitesse de convergence exceptionnelle est souvent attribuée à la présence d'une double subduction au Nord de l'Inde (les subductions Nord- et Sud-téthysiennes), et d'un effet du panache de la Réunion situé au Sud de l'Inde, qui aurait soit participé à découpler la plaque indienne du manteau supérieur (e.g., Kumar et al., 2007 [12]), ou qui aurait apporté une force de poussée suffisante pour que la plaque indienne accélère de façon marquée (e.g., Eagles et Wibisono, 2013 [8]).

L'Océan Néotéthys, et avant lui, l'Océan Paléotéthys, occupaient donc l'Est du supercontinent Pangée lors de sa dislocation (Fig. 4). La dynamique d'ouverture et de fermeture successive de ces deux océans a mené à l'accrétion d'arcs continentaux au niveau de l'actuel Tibet, puis de l'Inde et de l'Arabie avec l'Eurasie, participant à la séparation des blocs composant l'ex-Gondwana. Même si la reconstruction de l'histoire de ces deux océans disparus est compliquée par le fait que la plupart des marqueurs de leur existence se situent dans des zones de suture himalayennes et tibétaines, on considère que l'ouverture de la Néotéthys est contemporaine de l'activité des trapps du Panjal, provoquant un rifting similaire à ce qui a été proposé pour l'Océan Iapétus (Fig. 7, Robert et al., 2020 [23]). L'initiation d'une subduction intra-océanique au Sud de cet océan au Crétacé Supérieur, proposée sur la Fig. 8A, est énigmatique (Fig. 8), notamment du fait que les traces éventuelles de l'Océan Néotéthys sont maintenant soit entrées en subduction, soit largement remaniées au cours de la collision Inde-Asie, avant de se retrouver partiellement au niveau de suture ophiolitique du pourtour de l'Océan Indien.

Source - © - Pusok et Stegman, 2020 [21] / Rodriguez et al., 2021 [24] / Van Hinsbergen et al., 2021 [31]

Figure 8. Trois propositions de reconstruction de la fermeture de l'Océan Néotéthys et de l'ouverture de l'Océan Indien

Dans ces 3 reconstructions, le rôle de différents panaches est invoqué, et les processus à l'origine de la fermeture de la Néotéthys sont différents.

A/ Inversion du champ de contraintes au niveau d'anciennes failles transformantes facilitée par un panache. B/ Initiation d'une subduction induite par un panache. C/ Rotation des plaques induite par un panache.

Agrandissement séparé de chaque illustration A/ – B/ – C/.

On peut donc noter ici que l'ouverture de l'Océan Néotethys est contemporaine de la fermeture de la Paléotéthys et de l'orogenèse cimmérienne. Ces océans, bien que localisés dans la même région, se sont donc formés à des endroits différents et entre des blocs continentaux différents. Ceci ne concorde pas avec l'un des postulats de base du concept de cycle de Wilson (cf. Trois postulats du cycle de Wilson).

Source - © 2021 D’après la reconstruction tectonique de Merdith et al. [16]

Figure 9. Proposition de reconstruction tectonique de l'évolution de l'Océan Panthalassa puis de l'Océan Pacifique depuis 400 Ma

L'Océan Pacifique, qui succède à l'Océan Panthalassa (Fig. 9), est l'océan le plus vaste sur Terre actuellement. Néanmoins, aux échelles de temps géologiques, cet océan a vu sa taille se réduire progressivement depuis la fragmentation du supercontinent Pangée, du fait de la croissance des océans Indien et Atlantique. On peut noter que la croute océanique de l'Océan Pacifique résulte de l'activité de trois dorsales depuis au moins 180 Ma, qui se rejoignent au niveau d'un point triple, et séparent trois plaques tectoniques (Fig. 9). On est donc loin de l'idée de la présence d'une unique dorsale par bassin océanique du concept de cycle de Wilson. Par ailleurs, malgré le manque d'observations directes du fait de la subduction des plaques ayant composé l'Océan Panthalassa, les reconstructions tectoniques proposent qu'un large océan ait existé de façon continue au niveau de la région Pacifique depuis la fragmentation du supercontinent Rodinia, soit il y a environ 750 Ma. Pour avoir survécu au cycle de supercontinent de la Pangée, cet océan, ou cette succession d'océans, est aussi parfois qualifié de superocéan (e.g., Li et al., 2019 [14]).