Durant le Cénozoïque, la circulation océanique a été modifiée par les nombreuses ouvertures et fermetures de passages océaniques entre les différents bassins provoquées par les mouvements des diverses plaques. La convergence des plaques Eurasienne, Pacifique et Australienne a causé des modifications notoires de ces passages océaniques tout au long du Néogène et du Quaternaire. L’ouverture du Drake Passage entre 30 et 23 Ma et celle du passage de Tasmanie à l’Oligocène ont permis la mise en place du courant Antarctique circumpolaire (ACC) qui est à l’heure actuelle le plus grand en terme de transport de volume.
Plusieurs événements importants ont donc influencé la dynamique océanique de l’Océan Indien!: la collision Inde-Asie autour de 55 Ma!; la fermeture de la Téthys et la remontée vers le Nord de l’Australie fermant la connexion entre les océans Pacifique et Indien à l’équateur et ouvrant celle au Sud (Fig 10, 11, 12 et 13).
À partir 120 Ma, l’Inde s’est détachée de l’Afrique et a remonté vers le Nord où elle est entrée en collision vers 55-50 Ma avec la plaque Eurasienne (Fig 10). La collision Inde-Asie a provoqué une série de réactions en chaîne et causé la formation et la destruction de bassins sédimentaires dans le domaine du champ de collision. Les changements des taux et des angles de convergence entre les plaques Indienne et Eurasienne ont été le reflet des différentes périodes tectoniques du développement de la partie sud-est asiatique. Beaucoup de données obtenues durant cette dernière décennie ont été examinées et ont donné suite au développement de nombreux modèles pour expliquer l’évolution de l’Himalaya et de ses régions voisines. Tapponnier et al., (1982) ont effectué des expériences sur des blocs en plasticine pour comprendre la déformation intracontinentale et l’évolution du glissement de la faille est-asiatique. Ils ont montré que plusieurs failles senestres avaient été successivement actives. Il est clair selon de nombreuses reconstructions que l’impact de l’Inde sur l’Asie a eu pour conséquence l’extrusion du block Indochine. Cette extrusion a provoqué la consommation de la pré-existante proto-mer de Chine du Sud le long du Nord-Est de Kalimantan et a permis l’éventuelle ouverture du Sud de la mer de Chine le long du Sud de la marge Chinoise. En outre, le déplacement de la Péninsule Malienne, de Sumatra, du système
Sino–Burma -Thaïlande et des blocs du Kalimantan ont produit une succession de bassins allant du Nord de Sumatra au centre de la Thaïlande.
L’évolution de l’Himalaya et de la tectonique des régions voisines a donc été directement liée à la collision continent-continent des plaques Eurasienne et Indienne. L’impact a été évalué entre l’Eocène moyen au début du Miocène (Lee et Lauwver, 1995). Pour absorber le rapprochement entre l’Inde et l’Asie le système a donc été régi par la mise en place d’un chevauchement intracontinental conduisant à l’épaississement de la croûte continentale, et formant ainsi la chaîne himalayenne autour de 20 Ma. En outre, cette poussée continue a provoqué une réorganisation majeure des deux plaques par des déformations internes et de nombreux décrochements intracontinentaux orientés Sud-Est.
Entre la fin de l’Oligocène et le début du Miocène, la Téthys s’est fermée!: c’est la fin de la connexion entre l’Océan Indien et la mer Méditerranée. La circulation océanique globale allant d’Est en Ouest devient alors Nord-Sud. Au même moment, la remontée de l’Australie vers le Nord a causé l’ouverture progressive du passage de Tasmanie vers 33 Ma (Kennett, 1986) suivie de la fermeture progressive du passage Indonésien créant ainsi les Archipels Indonésiens au Nord de l’Australie!(Fig 11): La marge passive de la Nouvelle-Guinée est entrée en collision à l’Est avec le Système d’Arc contenant les Philippines. En outre, le nord de la marge Australienne a commencé à son tour à entrer en collision avec la marge Sud-Est asiatique puis le plateau de Ontong Java avec l’Arc Mélanésien. La remontée continue de l’Australie a provoqué la rotation des blocks Sud-Est Asiatiques (poussée de même vers le sud-Est par le mouvement continu vers le Nord de l’Inde) mais aussi l’accrétion de microcontinents dans cette zone.
Aux alentours de 10-11 Ma, la collision entre la partie Ouest de Sulawesi et la marge Australienne a causé la montée des îles Bali, Lombok et Sumbawa sources d’une activité magmatique importante qui a commencé à 10 Ma pour la partie Est de la Nouvelle-Guinée et autour de 11 Ma pour la partie Ouest Sulawesi et de l’arc d’Halmahera (Hall et al., 2002).
Le mouvement et les limites de plaques ont changé de nouveau à 5 Ma (Fig 12). Une remontée de l’intégralité de Sulawesi avec la formation de chaînes montagneuses dans sa partie Ouest a pu être observée. Il y a 3-5 Ma, l’Australie et la Nouvelle-Guinée
place de plusieurs îles telles que Timor, Séram et Halmahera dans les mers de Célèbes, Flores, Banda et Timor, ainsi que l’élévation du plancher océanique depuis 4 Ma. Halmahera, dont la remontée est due à la collision de la Nouvelle-Guinée avec la marge Australienne, était une île beaucoup plus petite avant cette période. La collision de la partie Est de l!’Arc de Sunda-Banda et de la marge Australienne a provoqué l’arrêt de l’activité volcanique dans les îles de Wetar, Lirang et Autauro à 3 Ma qui s’est étendue progressivement sur les îles de Romang, Alor et Pantar (Elburg et al., 2005!; Abbott and Chamalaun, 1981).
Fig 10: Reconstitution tectonique à 55 Ma (Hall, 2002). Ces reconstitutions ne tiennent pas compte de l’ouverture de la mer de Chine (J. Besse, Communication personnelle).
Fig 11!: Reconstitution tectonique à 25 Ma (Hall, 2002).Ces reconstitutions ne tiennent pas compte de l’ouverture de la mer de Chine (J. Besse, Communication personnelle).
Fig 12!: Reconstitution tectonique à 5 Ma (Hall, 2002).Ces reconstitutions ne tiennent pas compte de l’ouverture de la mer de Chine (J. Besse, Communication personnelle).
Fig 13!: Géographie actuelle (Hall, 2002). Ces reconstitutions ne tiennent pas compte de l’ouverture de la mer de Chine (J. Besse, Communication personnelle).