II. Les grands ensembles géologiques.

 

L'examen des documents précédents montre que le domaine néo-calédonien est constitué, nous l'avions déjà évoqué, de deux rides parallèles orientées  nord-ouest sud-est :

-         la Grande Terre, partie émergée de la ride de Norfolk.

-         la ride des Loyauté.

Plusieurs remarques s'imposent:

-         ces deux rides, hormis leur parallélisme et le fait d'appartenir à la même zone géopolitique n'ont rien en commun. Leurs histoires géologiques respectives sont différentes. Il suffit pour s'en convaincre de lire la légende des documents présentés.

-         plutôt que d'indiquer les différentes roches affleurantes sur le territoire; les auteurs ont privilégié la représentation des terrains en termes d'unités ("terrane" des auteurs anglo-saxons). Cette dernière offre alors l'avantage d'une lecture plus claire si l'on a pris la précaution, au préalable, de définir la notion d'unité. On parle alors d'unité  pour un ensemble de roches variées tant endogènes qu'exogènes, d'âges voisins ou relativement peu éloignés mais s'étant formées dans un même contexte géodynamique.

-         si la ride des Loyauté est encore mal connue, la Grande Terre se présente, répétons-le, comme la juxtaposition d'unités le plus souvent en contact structuraux (failles, chevauchements, etc…). On y rencontrera des unités appelées autrefois "le noyau ancien" regroupées par souci de simplification sous le vocable d' "unités anté-sénoniennes", accolées pendant la phase orogénique Rangitata qui conduit à une émersion généralisée du bâti calédonien, des unités discordantes ou chevauchantes sur les précédentes (unités allochtones de Nouméa-Bourail-Koumac, unités métamorphiques du Diahot et de Pouébo, unité de Poya et, enfin, celle des Péridotites)  et pour terminer, des formations post oligocène à actuelles, dont on peut dire qu'elles sont probablement les seules du Territoire à s'être déposées sur place (formations autochtones).

 

II.1. Le "noyau ancien" ou les unités anté-sénoniennes.

 

Ce sont des terrains disparates (FIG 5a, 7), composés principalement par quatre grandes unités. Chaque unité ayant sa propre identité lithologique et structurale.

 

Fig. 7: Localisation des unités anté-tertiaires de la Nouvelle-Calédonie

 

Ces unités ont été agrégées au cours de la phase orogénique Rangitata (néo-cimmérienne pour les géologues européens soit au cours du jurassique supérieur au crétacé inférieur) connue par ailleurs en Nouvelle-Zélande. Par la suite, elles ont été recouvertes en discordance par le crétacé supérieur (sénonien) qui annonce l'unité de Nouméa-Bourail-Koumac. Par commodité, on a rassemblé sur la carte géologique simplifiée ces quatre unités en une seule.On distingue notamment dans ces unités anté-sénoniennes:

 

II.1. 1.L'unité de Téremba:

 

Elle affleure sur la côte Ouest dans la région de Boulouparis-Teremba (baie de Saint Vincent). Il s'agit essentiellement d'un matériel oscillant entre des séries volcaniques parfois volcano-sédimentaires à des séries franchement détritiques ou bien carbonatées (les fameuses lumachelles à Monotis de la plage de Bouraké). L'unité de Teremba (FIG 8 ) débute par des basaltes andésitiques massifs à gros cristaux de plagioclases surmontées par des laves en coussin (pillow-lavas) associés à des pyroclastites. L'ensemble se termine par des rhyo-dacites vitreuses.

Fig. 8: Coupe géologique du wharf de Tangui (Téremba).

D'après un croquis de terrain de C.Picard.

       

            On a là une série qui comporte tous les termes pétrographiques: des laves franchement basiques (basaltes) aux basaltes andésitiques et qui se termine par des laves acides (rhyodacites vitreuses). Par ailleurs, en relation avec ce volcanisme de Teremba, des dépôts détritiques grossiers, certains à bois flottés    traduisent un démantèlement, sur place ou à proximité, des appareils volcaniques. La géochimie des vulcanites a montré qu'il s'agissait d'un volcanisme d'arc (lignée calco-alcaline) associé à une subduction (FIG 11). La faune récoltée a livré des âges entre la limite permo-trias et le jurassique tandis que les basaltes sont permiens.

 

II.1.2. L'unité de Koh:

 

Elle est particulièrement bien représentée lors de la descente du col d'Amieu non loin de Sarraméa au niveau du petit hameau de Koh . Elle se présente comme un empilement de pillow-lavas d'un basalte verdâtre étonnamment bien conservé. Ces pillows n'ont pas ou si peu été déformés ou métamorphisés. Ils sont en relation avec des gabbros, des plagiogranites,

radiolarites et des filons de dolérite .(FIG 9a, 9b). On a daté les zircons des plagiogranites et obtenu un âge voisin de 300 Ma (carbonifère-permien inférieur).

Fig. 9a: Coupe transversale de l'ophiolite de Koh.Col d'Amieu (Route Sarraméa-Koh).

D'après un croquis de terrain de D.Cluzel.

Les termes "inf." et "sup." situent les tholéiites par rapport aux bonninites (andésites très magnésiennes).

 

Fig. 9b: Détail des basaltes en coussin ("pillow-lavas") de l'unité de Koh en aval du col d'Amieu.

Remarquez l'excellent critère de polarité constitué par les pédoncules.

Cette observation s'applique également pour les basaltes andésitiques de Téremba (voir fig 8)

 

L'unité de Koh se retrouve également dans d'autres petits massifs (Pocquereux, le Cantaloupaï, le Sphinx) et présente, de fait, les mêmes caractéristiques.

La géochimie des laves a montré un fort pourcentage de MgO ce qui en fait des andésites magnésiennes ou bien des bonninites (laves hypermagnésiennes). Partant de ces analyses, on évoque alors pour ces roches des tholéiites type MORB à affinités avant-arc ce qui indiquerait une subduction non loin d'un bassin marginal (pour mémoire: les MORB sont les roches les plus fréquemment rencontrées à l'axe des dorsales et dans les bassins océaniques, l'acronyme MORB signifiant Mid Oceanic Ridge Basalt).

L'Unité de Koh offre ainsi la particularité d'être la plus ancienne unité ophiolitique du Territoire. La seconde étant, comme chacun sait, celle du bassin des Loyauté au crétacé.

 

II.1.3. L'unité volcano-clastique de la Chaîne Centrale:

 

Elle est formée, pour l'essentiel, de puissantes séries monotones volcano-clastiques constituées par de fins niveaux détritiques. Il s'agit d'une formation datée de manière incertaine, plissée qui représente les produits les plus éloignés (distaux) d'un arc ayant fonctionné entre le Permien et le Jurassique. Cette unité repose sur les ophiolites de Koh d'ou la tentation légitime d'en faire la couverture de cette unité (voir figure 11).

Cela dit, les quatre unités décrites précédemment ont un certain nombre de points communs:

-         elles sont liées de prés ou de loin à un volcanisme d'arc calco-alcalin.

-         elles montrent peu de sédiments grossiers.

-         elles ont été rassemblées durant le jurassique -crétacé inférieur par l'orogenèse Rangitata au cours d'une phase de subduction suivie d'une collision dirigée de l'Ouest vers l'Est

( voir en Annexes , l'essai de corrélation stratigraphique ainsi que la légende de ce document).

 

II.1.4. L'unité polymétamorphique de la Boghen:

 

Deux zones se prêtent à l'observation de cette unité. la première se situe entre Sarraméa et le sommet du col d'Amieu, la seconde sur la route Koné-Tiwaka aux photogéniques chutes de Pombeï dans le massif du Ouangou-Netchaot.

Au col d'Amieu, l'unité de la Boghen montre des pillow-lavas très déformés, quasi méconnaissables, ayant été affectés par un métamorphisme dans le faciès Schistes Verts (FIG 10). La datation des radiolaires conservées au sein des pillows lavas s'étant révélée irréalisable, les géologues se sont tournés, une fois de plus, vers le zircon des séries volcano-sédimentaires (tufs) et dépôts terrigènes. Ce matériel a fournit des âges voisins de 150 Ma  soit au cours du jurassique.

L'ancien terme de "noyau ancien" n'a plus de raison d'être !

 

Fig. 10: Coupe de l'unité de la Boghen au col d'Amieu (simplifiée).

 

Quant aux affleurements situés à proximité des chutes de Pombeï, ils montrent dans les termes inférieurs, un matériel fin, verdâtre se situant dans le métamorphisme Schiste Vert, à intercalations de lits fins, clairs, étirés dans la schistosité. Le sommet est constitué d'intercalations plus importantes et plus grossières de ce matériel felsitique leucocrate (felsite qualifiant une roche riche en feldspaths et silice). L'ensemble de la série peut également être repris intensément par des plis généralement isoclinaux (tectonique polyphasée). On pense que ces roches correspondent, avant le métamorphisme et la phase de plissement, à une formation volcano-sédimentaire à intercalations de pyroclastites (débris de roches volcaniques soudées à chaud) en relation avec un volcanisme d'arc de chimisme calco-alcalin. Si l'on fait une synthèse des données précédentes, à laquelle on ajoute les résultats obtenus dans d'autres secteurs d'étude-notamment grâce à la découverte d'un second métamorphisme de haute pression à glaucophane-lawsonite- on interprète alors l'unité de la Boghen comme un prisme d'accrétion volcano-sédimentaire jurassique au front d'une marge active entraîné dans un plan de subduction(FIG  11 ).

 

 

Fig. 11. L'unité de la Boghen, prisme d'accrétion d'âge jurassique

d'après les travaux de D.Cluzel. Coupe orientée Ouest- Est.

 

 

II.2. Les unités discordantes ou chevauchantes mises en place lors du cycle crétacé supérieur à l'oligocène (de 100 à 35 Ma).

 

II.2.1. La première mégaséquence terrigène et volcanique (crétacé supérieur-éocène inférieur-moyen).

 

On a vu précédemment le rôle important de l'orogenèse Rangitata dans l'agrégation des diverses unités du "Noyau Ancien". Sur ces terrains plissés, faillés, éventuellement métamorphisés , première ébauche de la ride de Norfolk, se déposeront de nombreuses unités à commencer par une première mégaséquence d'abord terrigène puis volcanique au crétacé supérieur (sénonien).

 

II.2.1.1. L' "épisode" sénonien.

 

Le sénonien, discordant sur les unités de la Chaîne Centrale, débute par un conglomérat à galets roulés (poudingues) visible sur la côte ouest aux environs de la Foa et de Moindou. Par la suite, il se présente comme une série détritique composée de grès feldspathiques (arkoses), de silts et d'argilites à charbon déposés dans un contexte deltaïque (FIG 12) à nombreux chenaux anastomosés ainsi que des barres d'embouchure. Quelques incursions marines (ammonites, innocérames…) laissent présager un modèle proche d'un bassin paralique (rappelons qu'un bassin paralique est voisin de la ligne de rivage et subit de ce fait des incursions marines, par opposition à un bassin limnique, intracontinental). De nombreuses failles normales syn-sédimentaires indiquent des interactions entre la tectonique et la sédimentation. Quelques beaux affleurements méritent d'être signalés: lotissements Savannah après le péage sur la SaveExpress en direction du Nord, collège de Boulari au Mont Dore, lotissements de la route de Val Dore, école maternelle des Jacarandas à Koutio pour ne citer que les plus représentatifs.
Rappelons que le charbon sénonien a fait l'objet de petites exploitations dans la région de Moindou.

 

Fig. 12: Le sénonien de la région de Nouméa : (g) la carrière St Michel à Boulari, vue prise vers le Nord, montrant le jeu syn sédimentaire pendant le dépôt. (d) l'organisation séquentielle de la série fluvio-deltaïque (estuaire à mangrove).

 

Le sénonien, entre 80 et 70 Ma, a été également le siège d'un important volcanisme bimodal dont les travaux en géochimie ont révélé toute l'originalité. On y trouve, en effet, des laves à plagioclases calco-potassiques. On évoque un volcanisme de source profonde ayant subi une contamination crustale probable (voir en Annexe, l'évolution géodynamique de la partie Sud de la Grande Terre). Quoiqu'il en soit, le volcanisme sénonien est particulièrement bien visible à la presqu'île de Tina (Nouméa) où il se trouve associé à une sédimentation fluviatile en chenaux immatures. Il est important de signaler que ce volcanisme affecte une grande partie de la ride de Norfolk car on le retrouve au nord de la Grande Terre dans l'unité métamorphique du Diahot mais avec une signature géochimique légèrement différente.

La série sénonienne se termine par des grés moins argileux  dans la région de Nouméa (grés de Magenta, grés de la Baie des Citrons , voir aussi la stratigraphie FIG 14 ) et des argiles à nodules. Par la suite, ces formations seront déformées et se retrouveront  en position allochtone en étroite relation avec l'éocène supérieur (Baie des Citrons) .

 

II.2.1.2. L'unité de Nouméa-Bourail-Koumac du paléocène à l'éocène moyen.

 

Les auteurs distinguent l'unité de Koumac de celle de Nouméa-Bourail. Par souci de simplification , elles ont toutes été regroupées au sein d'un seul ensemble sur les documents présentés (FIG 5 et 13): l'unité de Nouméa-Bourail-Koumac ou, si l'on préfère, l'unité NBK.

 

Fig. 13: Localisation de l'unité de Nouméa- Bourail- Koumac .

(La description des unités du Diahot et de Poya sera abordée ultérieurement).

 

Le crétacé supérieur est surmonté, en concordance, par des niveaux argileux siliceux, des cherts (phtanites) dont l'affleurement type est celui de la colline du Ouen Toro à Nouméa (FIG 14) mais que l'on retrouve au nord de la Grande Terre dans la région de Koumac. Hormis ces niveaux, on rencontre également des carbonates hémipélagiques (micrites) blancs à jaune-crème à globigérines   (Pointe Dénouël à Nouméa) ou bien des micrites roses à lie de vin à l'état d'olistoslithes dans l'éocène supérieur du Mont Téréka à Nouville.

Le fait que le sénonien littoral soit recouvert en continuité d'une série paléocène à éocène moyen  hémipélagique pose un problème que l'on doit résoudre tant sur un plan sédimentologique que géodynamique. Est ce pour autant que l'on doit dissocier le Sénonien de l'Unité N.B.K ? La question mérite d'être posée.

J'ajouterai, pour être plus honnête, que cette idée n'est pas forcément partagée par les géologues du Territoire et notamment par Pierre Maurizot..

Fig. 14: Stratigraphie de l'unité N.B.K.  du paléocène à l'éocène moyen

dans la région de Nouméa  (indications des lieux de ce secteur en Annexes).

 
Une hypothèse de travail relative à ce changement des conditions de sédimentation serait de structurer en accidents normaux la ride de Norfolk avant et pendant les dépôts siliceux. L'argument favorable à un tel dispositif réside en l'observation des phtanites de la côte Ouest toujours "boudinées" et affectées par des glissements syn-sédimentaires ou slumps qui témoigneraient de l'existence de paléopentes dans le bassin avant et pendant le dépôt. Les phtanites seraient, dans cet ordre d'idée, comparables  à du caramel mou froid s'écoulant à l'état de sédiments en voie de diagenèse par simple mécanisme gravitaire (
FIG 15  ).

 

FIG 15 : Esquisse paléogéographique de la ride de Norfolk  à la limite crétacé-tertiaire.

 

Pour clore ce chapitre, on signalera les faits suivants:

-         l'existence possible, mais non certaine, de la présence de  variations latérales de faciès entre une sédimentation franchement carbonatée d'un côté et siliceuse de l'autre (exemples: à Nouville, les micrites rosées-lie de vin montrent fréquemment en leur sein de nombreux niveaux de cherts ou phtanites. Il en va de même pour les calcaires hémipélagiques de la Pointe Dénouël dans le même secteur).

-         un phénomène de rifting intracontinental a pu être envisagée par certains auteurs eu égard à l'enregistrement sédimentaire ainsi que les relations possibles entre tectonique et sédimentation mais il faut noter l'absence de volcanisme qui signerait un tel rifting. Affaire à suivre…

-         l'unité de Nouméa-Bourail-Koumac (NBK) se retrouve bien entendu au Nord de la Grande Terre où les carbonates et les phtanites forment un modelé caractéristique (grottes et cornes calcaires de Koumac) mais également sur la côte Est à l'état de lanière ceinturée par l'unité métamorphique du Diahot dans la région de Hienghène (FIG 13). La photogénique "poule couveuse" est formée de calcaires à schistosité sub-verticale  qui se rattachent à l'unité NBK.

Enfin, et ce sera le terme final de ce chapitre, le problème de l'allochtonie de cette unité reste posé. Comme toutes les autres unités que l'on abordera par la suite.

 

II.2.1.3. Les unités polymétamorphiques du Diahot et de Pouébo.

 

On rencontrera ces deux unités dans la partie nord est de la Grande Terre entre le village de Touho, point de départ de la route transversale Koné-Tiwaka et la pointe septentrionale de la Grande Terre à Poingam (FIG 16).

 

Fig. 16: Localisation des unités polymétamorphiques du Diahot et de Pouébo.

 

Ces unités représentent la seule partie de la Grande Terre ayant été engagée dans une subduction à vergence nord-est au cours de l'éocène moyen. L'âge évoqué implique un synchronisme des évènements liés à l'obduction des basaltes de l'unité de Poya ainsi que celle, un petit peu plus tardive, de la nappe des péridotites.

L'unité métamorphique du Diahot, la plus représentée, peut être sommairement décrite comme une trilogie comprenant des niveaux détritiques fins (schistes ou phyllades) à grossiers (métaconglomérats), parfois à matière organique plus ou moins transformée en graphite, des roches volcaniques acides (rhyolites ou rhyo-dacites  transformées en leptynites) et, enfin, des roches basiques essentiellement sous la forme de métabasaltes. Cette trilogie est vigoureusement plissée, schistosée et, bien entendu, métamorphisée dans un faciès tout d'abord Schistes Bleus à glaucophane et grenats (métamorphisme prograde c'est à dire à pression et température croissantes) puis, dans un faciès Schistes Verts (métamorphisme rétrograde).

Le volcanisme omni-présent dans cette unité est à l'origine des nombreuses minéralisations (Pb, Zn, Cu, Ag, Au pour l'essentiel) qualifiées de "sédimentaires-exhalatives" ou SeDex. (FIG 17 )… Ces dernières ont fait l'objet d'exploitations  avec des succès divers au cours du XIXe et du début du Xxe siècle.

 

 

Fig 17: Modèle gîtologique des minéralisations de type "sédimentaires-exhalatives"

 (Pb/Zn/Ag/Cu/Au) de l'unité du Diahot .

 

 

Malgré le métamorphisme important ayant affecté ces roches, on est tenté d'établir quelques analogies entre l'unité du Diahot et l'ensemble du sénonien-unité NBK au cours de la période s'étendant du crétacé supérieur à l'éocène moyen.

Quant à l'unité de Pouébo, elle se cantonne sur le rivage nord-est en une bande située entre l'île Balabio au nord et l'embouchure de la Ouaième non loin de Hienghène.

Elle se caractérise par un mélange syn-tectonique oscillant entre des chloritoschistes et de véritables glaucophanites à grenats voire à des grenatites emballées dans ces derniers. L'ensemble est, lui aussi, très plissé, lardé de veines de quartz en réseau anastomosé, et, bien sur, affecté d'une ou de plusieurs schistosité.

Un examen attentif en lames minces y révèlera une paragenèse formée à haute pression-basse température (HP-BT), avec notamment l'omphacite qui indique un métamorphisme prograde ayant atteint le faciès Eclogite. De la même manière que dans l'unité du Diahot, on a en conditions rétrogrades, un ensemble de minéraux ( paragenèse) signant le faciès Schistes Verts.

Selon les auteurs, la roche mère ou protolite de l'unité de Pouébo serait une croûte océanique composée, pour l'essentiel, de basaltes provenant du bassin des Loyauté entrée en subduction jusqu'à environ 60 km de profondeur. En outre, des travaux en géochimie indiquent de très fortes analogies entre les roches de l'unité de Pouébo-ce sont des P-MORB-(MORB rencontrés dans la zone Pacifique) et celles de l'unité de Poya dont on parlera bientôt.

 

En résumé, les unités du Diahot et de Pouébo ont eu un destin commun: d'abord formées dans un contexte paléogéographique voisin au crétacé supérieur-éocène moyen, elles se sont trouvées par la suite entraînées dans une subduction en direction du bassin des Loyauté au nord-est au cours de l'éocène moyen. Cette dernière a amené les deux unités à des profondeurs importantes (60 km pour Pouébo, 30 km pour l'unité du Diahot !) accompagné d'un métamorphisme sévère, prograde. Cet enfoncement se serait ensuite bloqué, et par la suite d'un surépaississement crustal, il y aurait eu un rééquilibrage isostatique avec une remontée des deux unités le long du plan de subduction accompagnée d'un métamorphisme, cette fois, rétrograde. Ce mouvement est contemporain du charriage des unités de Poya, puis des péridotites.

 

II.2.2. La seconde mégaséquence détritique terrigène anté et synchronappe: le flysch éocène supérieur ou les avatars de l'unité N.B.K.

 

Pendant que la partie nord est de la Grande Terre entre en subduction, au sud ouest, l'avant pays de la ride de Norfolk structurée au paléocène-éocène moyen voit arriver une séquence de dépôts, pour l'essentiel terrigène, appelée "flyschs". Ces sédiments font appel durant l'éocène supérieur à des mécanismes de dépôts essentiellement gravitaires (FIG  18 ).

 

 

 

Fig 18: Mécanismes de sédimentation par gravité d'après G.Midleton et al.,1969. Repris dans Bull. APBG n°3 (1980).

 

La transition entre les faciès silico-carbonatés évoqués précédemment et le faciès flysch (FIG 19 ) s'effectue soit par des niveaux carbonatés glauconieux proche d'un littoral (calcaires de Uitöé), soit par une série développant des alternances de bancs de grès bien lités carbonatés - ou des calcaires gréseux- ainsi que de fins niveaux argileux également carbonatés dans la région de Nouméa (péage de la V.D.E en direction de Tina, petite carrière proche du Camp Est à Nouville).

 

 

Fig  19:  Stratigraphie de l'Unité N.B.K à l'éocène moyen - supérieur dans la région de Nouméa.

(prolongement dans les termes plus récents de la fig. 14). Indication des lieux en Annexes. 

 

Dès lors, la mégaséquence flysch va montrer au cours de la sédimentation des faciès qui s'enrichissent, dans leur ensemble, en minéraux et fractions détritiques dont l'origine est à rechercher dans les éléments de l'unité de Poya.

Un bon indicateur de cette nouvelle source d'apport réside en la couleur des formations à l'affleurement qui passent d'une couleur blanche à beige clair pour la séquence inférieure argilo-carbonatée à des tons plus soutenus dans une gamme de brun foncé, brun-vert à brun chocolat avec de curieuses figures d'altération en "pelures d'oignons" (quartier Montravel, lycée Jules Garnier à Nouméa, plage de Tango près de Païta…).

Cette mégaséquence flysch est à mettre en relation avec un bassin d'avant-pays ayant été par moment subsident et qui va recevoir un matériel détritique du à une forte érosion des zones émergées ainsi qu'à l'arrivée de la nappe de Poya. La découverte récente de turbidites (comm. orale P.Maurizot) au sein des flyschs de Gouaro-Bourail, équivalents latéraux de ceux de Montravel, renforce l'idée d'un synchronisme entre les dépôts gravitaires et phénomène d'obduction. Il y a là un bel exemple de relation de cause à effet.

Il y a là un point intéressant à souligner dans la mesure où le sédiment va être un marqueur d'un événement tectonique majeur, celui d'une obduction. Selon la position des sédiments dans le bassin -position distale ou proximale - vis à vis du front de nappe, on aura des variations  de faciès très importantes sur un court intervalle de temps d'ou une certaine difficulté dans le calage des séries.

C'est ainsi que l'on rencontre dans les niveaux distaux plus profonds, des séries à alternance de grès fins et argiles parfois carbonatées en bancs minces tandis que au fur et à mesure que l'on se rapproche des sources d'apport, les formations seront de plus en plus grossières voire brèchiques .

Le paroxysme du comblement de ce bassin va se traduire par une formation à blocs de tailles variables ("l'olistostrome") dont les éléments constitutifs sont pour le moins hétérogènes et proviennent de toutes les formations sous-jacentes. Des fragments de roches trouvant leurs origines dans l'unité de Poya traduisent ainsi une sédimentation détritique synchrone de l'obduction des basaltes. L'étude de cette série ne s'arrête pas là pour autant car on a mis en évidence au sein de l'olistostrome des éléments carbonatés et argileux hérités d'une formation pour le moins curieuse, le flysch de la Cathédrale (FIG 19).

Des mesures de datation sur microfossiles ainsi que des travaux en sédimentologie sembleraient indiquer que cette série, postérieure aux flyschs de Montravel ou du Lycée J.Garnier à Nouméa, peut être considérée comme allochtone au sein de l'olistostrome. Tout porte à croire, en effet, que le flysch de la Cathédrale correspondrait à un sédiment déposé dans une aire de sédimentation différente de celle de l'olistostrome. Cette formation ne contient, du reste, aucun élément de la nappe de Poya et aurait par la suite glissé en masse (klippe sédimentaire) dans l'olistostrome.

L'intérêt que l'on porte au flysch de la Cathédrale, qui, rappelons-le, n'est seulement connu que dans la région de Nouméa, se poursuit par la mise à jour d'indices possibles d'émersion. On y rencontre en son sein, soit des conglomérats littoraux ou fluviatiles*, soit des niveaux à gypse fibreux en réseau anastomosé. Les mécanismes de transport et de sédimentation dans le bassin éocène supérieur ainsi que la paléogéographie du secteur sont donc complexes et variés (FIG 18).

Curieusement, ni l'olistostrome, ni la formation de la Cathédrale ne renferment d'éléments de la nappe des Péridotites ce qui autorise, au final, le scénario suivant: pendant que se mettent en place des dépôts gravitaires en étroite relation avec l'obduction des basaltes, une aire de sédimentation voisine voit arriver la formation de la Cathédrale.

Cette aire de sédimentation fait l'objet de conjectures en ce sens qu'il pourrait s'agir soit d'un bassin perché (bassin "piggy-back", comm. orale D.Cluzel, travaux P.Maurizot, D. Cluzel en cours), soit d'une zone, dont il reste à définir la paléogéographie, en dehors de l'influence de la nappe de Poya. Quoiqu'il en soit, la formation de la Cathédrale  se retrouvera ultérieurement en klippe sédimentaire au sein de l'olistostrome. Tout cet ensemble sera par la suite oblitéré par l'unité de Poya  qui scelle de manière définitive la fermeture du bassin. Cette dernière unité sera , peu de temps après, chevauchée à son tour, par la nappe ophiolitique.

Ce scénario probable permet, en outre, de proposer une chronologie des évènements.

Ainsi, la seconde mégaséquence terrigène, flyschs de la Cathédrale inclus, est-elle d'abord antérieure puis synchrone de l'obduction de l'unité de Poya (- 38Ma) pour être au final chevauchée par les derniers mouvements de cette dernière.

 

* rappelons que le fait de trouver des galets dans une série flysch n'est pas en soi, un argument plaidant en la faveur d'une émersion. Cela dit, ce niveau détritique est situé dans la formation de la Cathédrale laquelle renferme également du gypse diagénétique qui, à priori, indique une bathymétrie réduite.

 

II.2.3. La nappe des basaltes de l'Unité de Poya.

 

Elle affleure, pour l'essentiel, le long de la côte Ouest, de la commune du Mont-Dore et sur l'île Ouen au sud de Nouméa  à Koumac au nord de la grande Terre (FIG  20).

Autrefois nommée "unité des basaltes de la côte Ouest", cette appellation n'est plus de mise aujourd'hui car on la retrouve également sur la côte Est dans la région de Poindimié et de Canala généralement sous la forme de copeaux plats.

L'Unité de Poya constitue la partie terminale d'une unité ophiolitique dont la partie profonde, mantelique nous est inconnue. Cette unité est partie intégrante d'une plaque portant la ride de Norfolk qui subducte en direction du  Nord Est sous le bassin des Loyauté. Cette nappe se compose de basaltes présentant de beaux pillow-lavas remarquablement conservés (plage de Gatope à Voh), parfois même renversés (front du massif du Ouazengou-Taom), de formations sédimentaires tantôt carbonatées, tantôt siliceuses ainsi que de rares gabbros (presqu'île de Vavouto entre Voh et Koné). L'âge de cette unité -et non celle de sa mise en place par obduction- oscille entre le crétacé supérieur (campanien) et le paléocène supérieur.

 

 

FIG 20: Localisation des unités de Poya et des Péridotites en Nouvelle-Calédonie.

 

 

Sur le plan géochimique, on remarque deux faits:

-         les basaltes sont majoritairement de type P-MORB (tholéiites) mais certains affleurements ont montré des affinités avec des BABB (basaltes résultant d'une accrétion océanique en position d'arrière arc) ou des OIB (basaltes intraplaques océaniques).

-         ces signatures sont comparables à celles observées dans l'unité de Pouébo  ce qui semblerait démontrer que ces deux unités ont été portées par la même plaque.

 

Les auteurs évoquent, à son sujet, un plancher océanique en position de plaque plongeante  sous le bassin des Loyauté (voir en Annexes, l'évolution géodynamique de la Nouvelle-Calédonie, parties Nord et Sud) et qui formerait un prisme d'accrétion constitué de copeaux de croûte océanique à la quelle se mêlent des sédiments océaniques.

 

D'autre part, les observations sur le terrain (FIG  21) indiquent des variations notables de pendage : subhorizontaux ou faiblement pentés vers le Nord Est  au voisinage de la côte Ouest de la Grande Terre, subverticaux parfois même renversés dans la partie centrale de cette dernière tandis qu'au fur et à mesure que l'on se dirige vers la côte Est, les pendages plongent vers le sud ouest jusqu' à être pratiquement horizontaux dans la région de Poindimié. Ce dispositif semblerait évoquer une organisation en lames ou copeaux basaltiques empilés les uns sur les autres en une sorte de duplex ou une structure en éventail (travaux D.Cluzel en cours).

 

FIG 21 : Organisation de la nappe des basaltes de Poya (d'après D.Cluzel et al.). Simplifiée.

Remarquez que cette unité est en position d'allochtonie sur l'Unité N.B.K  et chevauchée par la suite par celle des Péridotites.

 

L'unité des basaltes de Poya est allochtone sur toutes les unités précédentes constituant la ride de Norfolk. Enfin, cette unité est à son tour chevauchée par celle des Péridotites à l'éocène terminal ou à l'oligocène basal .

Pour conclure, trois informations importantes :

-         la première est que l'obduction des péridotites se ferait peu de temps après celle de Poya (entre 3 et 5 Ma).

-         d'autre part, contrairement à ce que l'on a longtemps cru, les données géochimiques ne montrent aucune relation génétique entre l'unité des Péridotites et celle de Poya. Cette dernière est la partie superficielle d'une plaque qui subducte  à l'éocène vers le Nord Est sous le bassin des Loyauté tandis que la première est constituée, nous le verrons, du manteau supérieur (lithosphère océanique) du bassin des Loyauté.

-         enfin, dans la région de Népoui-Pindaï, des travaux ont montré l'existence d'un flysch dit de Népoui (voir FIG 33 , chapitre relatif au cycle oligo-miocène à actuel) transporté ("piggy-back") par l'unité de Poya (D.Cluzel, 1998). Le flysch du wharf de Koumac (Pandope) est un autre exemple qui illustre également cette notion de "bassin transporté" (FIG 22).

 

II.2.4. La nappe des péridotites.

 

On a vu précédemment que cette nappe (FIG 6  ) se compose d'un corps principal au Sud de la Grande Terre avec son appendice dirigé vers Ponérihouen ainsi que d'une série de klippes localisés sur la côte Ouest qui représentent les reliquats après érosion de cette unité qui devait recouvrir, à quelques détails près, l'ensemble du territoire.

 Le modelé de la Grande Terre, répétons-le, est caractéristique: les plans de chevauchement peu pentés offrent un contraste saisissant entre les hauts reliefs de l'unité des Péridotites aux teintes d'altération rouges et le substrat constituant des plaines ou des dépressions (site de la  croix de Poya, baie de Vavouto etc…).

 

FIG 22 : Le bassin transporté ("piggy-back") de Pandope au wharf de Koumac.

Les séries de type flysch  sont déposées sur les basaltes de Poya en cours de déformation.

Bel exemple illustrant les interactions entre tectonique et sédimentation.

 

Les auteurs considèrent que la séquence mantelique néo-calédonienne se rapprocherait au niveau de la composition chimique du manteau supérieur  d'un type de séquence ophiolitique HOT ("Harzburgite Ophiolitic Type") bien connue et étudiée par ailleurs en Oman. (FIG 23). Cela dit, il convient de nuancer quelque peu ces propos. En effet, le modèle "Oman" est le résultat de l'expansion d'une ride rapide avec la production en continu, importante de gabbros que l'on voit peu en Nouvelle-Calédonie (Montagne des Sources, Mouirange, Plum) ainsi que de dykes basaltiques inconnus sur le Territoire..

Les ophiolites de la Grande Terre montre une séquence très incomplète (FIG 24) allant d'une partie basale, profonde constituée de harzburgites, suivie de dunites parfois à chromite pour terminer par une partie supérieure tronquée à cumulats gabbroïques et roches associées de nature pétrographique variée (wherlites, pyroxénolites voire même, plagiogranites dans de rares cas). On notera que les harzburgites montrent de très belles déformations plastiques de hautes températures ("péridotites foliées") dont les orientations sont remarquablement identiques sur une grande partie de la Grande Terre. L'absence de basaltes, sédiments sommitaux (radiolarites ou carbonates) ainsi que le chevelu filonien (dykes) dans la nappe des Péridotites est notable. On admet généralement que ces niveaux ont été décapés par l'érosion à moins qu'ils n'aient jamais existé comme dans le cas d'une ride à vitesse d'expansion lente..

Un point important - nous l'avions déjà souligné- réside dans le fait que les basaltes de Poya n'ont pas la même origine que les roches de l'unité des Péridotites. A l'instar des formations corses, l'appellation de "puzzle ophiolitique" appliquée à la Nouvelle-Calédonie serait judicieuse (FIG 24).

D'autre part on peut remarquer la quasi absence de lherzolites en Nouvelle-Calédonie. Ces roches, qui rappelons-le, constituent le manteau supérieur d'une ride lente, ne sont représentées qu'à de rares endroits (klippes de Tiébaghi , Poum , îles Belep) ce qui est pour le moins surprenant.

 

FIG 23: Colonne stratigraphique de l'ophiolite d'Oman.

            Rappel de la localisation des massifs ultramafiques de la Nouvelle-Calédonie

 

 

Les observations précédentes et travaux divers concourent à monter que les péridotites néo-calédoniennes correspondraient à un manteau supérieur appauvri ou résiduel formé dans un contexte, à priori, de ride lente (quelques chambres magmatiques étroites, épisodiques à gabbros, pas de complexe filonien, et enfin, absence de basaltes sommitaux).Des travaux en

cours permettront dans un avenir proche de nuancer quelque peu ces propos notamment sur la position, on ne peut plus ambiguë, de ces ophiolites qui seraient des "H.O.T" bien singulières! Ces roches appartiennent à un cortège ophiolitique, marqueur d'une lithosphère océanique dont on ne connaît pas réellement l'âge (crétacé inférieur ?).

Si dans le Grand Massif du Sud, l'organisation spatio-temporelle des ophiolites semble dans les grandes lignes connue (la coupe de la Montagne des Sources au sud de Nouméa est un "classique" de la géologie néo-calédonienne, voir le sujet CAPES SVT 1995), il en va tout autrement dans le nord de la Grande Terre.

Deux exemples illustreront ce propos.

-         au niveau de la klippe de Tiébaghi, non loin de Koumac, des travaux déjà anciens, avaient montré l'extrême complexité structurale de la nappe. Une tectonique vigoureuse .(FIG 25) se serait mise en place postérieurement aux ophiolites, semble-t-il, attestée selon les auteurs ( in  J.P.Paris et al. 1981) par de nombreux plis et des corps minéralisés de dunite à chromite subverticaux visibles, entre autres, à la mine Chagrin. Bien entendu, ces études mériteraient d'être reprises à la lueur  de celles effectuées sur le massif voisin du Koniambo.

 

FIG 24 : Séquence ophiolitique ("puzzle") incomplète de la Nouvelle-Calédonie.

Remarquez que cette séquence est la juxtaposition de deux unités de contextes géodynamiques différents :

Poya et Nappe des péridotites.

 

FIG 25 : Coupe transversale du massif de Tiebaghi  in J.P. Paris (1981).

 

 

-         d'importantes recherches non loin de Tiébaghi sur la klippe du Koniambo sont actuellement menées conjointement par la société minière canadienne Falconbridge et l'Université de la Nouvelle-Calédonie. Loin de considérer cette klippe comme d'un seul tenant, les études en cours (M.A.Audet, C.Picard et al. 2004) indiquent une séquence ophiolitique inversée avec une polarité normale dans chaque écaille comportant des harzburgites en position sommitale, puis des dunites à chromite surmontant un faciès de mélange ("unité de Vavouto") qui, à son tour, chevauche les basaltes de l'unité de Poya  (FIG  26  ).

Dans le secteur, les nombreux plans de contact (front d'écailles) inclinés vers le nord est  expliqueraient cette inversion de la polarité. En outre, l'ensemble est recoupé et décalé par des accidents inverses et normaux.

Dans l'état actuel de nos connaissances sur le massif, la superposition anormale pourrait s'expliquer soit, par un front d'écailles qui correspondrait (?) à des rejeux postérieurs,  mis en place au cours de l'obduction d'anciens accidents ductiles soit, par des mouvements intra-chambre magmatique lors de la genèse du corps ophiolitique. Dans le premier cas, cette inversion serait postérieure à la genèse de l'ophiolite, dans le second, elle y serait intimement liée.

Toute la question est de savoir si le modèle "Koniambo" peut être étendu aux klippes voisines (Tiébaghi, Kaala, Ouazengou etc…) ou bien représente-t-il une mise en place singulière de la nappe des ophiolites au nord de la Grande Terre.

Un élément de réponse pourrait être fourni par les derniers travaux en cours (C.Picard et al. 2004) qui indiqueraient également une séquence structuralement inversée avec une polarité normale au sein de chaque écaille ou bloc à Tiébaghi . Dans ce secteur, des harzburgites et des lherzolites surmontent des dunites. Ces dernières recouvrent ensuite les basaltes de l'unité de Poya.

Autrement dit, les massifs du Koniambo et de Tiébaghi seraient-ils les représentants d'une unité ophiolitique séparée de la masse principale bien représentée par ailleurs au sud de la grande Terre ? Affaire à suivre…

 

 

FIG  26: Illustration de l'hypothèse selon laquelle la séquence ultramafique du massif du Koniambo serait inversée.

d'après les travaux de M.A. Audet (2003), C.Picard  et al. (2004). Simplifiée.

 

 

On a vu précédemment que l'on ne connaissait pas avec précision l'âge de l'unité des ophiolites. Et celle de leur obduction ?

On a pu caler cet événement entre celui de l'obduction des basaltes de l'unité de Poya vers - 38 Ma et les intrusions de granodiorites datées entre - 27 et -24 Ma qui recoupent le massif ophiolitique au sud de la Grande Terre. Un âge aux alentours de - 35 Ma peut être alors proposé mais, bien entendu, sujet à discussions.

 

La nappe des ophiolites est bien évidemment discordante sur toutes les autres unités, celle de Poya comprise. Sa semelle de chevauchement se caractérise par une surface mylonitisée et serpentinisée particulièrement bien visible aux pieds des klippes de la côte Ouest et dans le massif du sud (col de Plum prés de Nouméa ainsi que dans la région de Thio). (FIG 27).

Pour clore l'étude sommaire de cette nappe qui, soulignons le, couvre prés de 40% de la superficie de la Grande Terre, on s'intéressera à son enracinement.

 

Des travaux en géophysique marine ont montré une continuité entre la nappe ophiolitique de la Grande Terre et la lithosphère océanique du bassin des Loyauté (FIG  28 ). Ce qui démontre de manière irréfutable l'origine de la nappe des Péridotites.

En outre, l'appellation de "péridotites" pour cette unité est quelque peu inexacte. En réalité, on rencontre également sur le terrain des pyroxènolites ainsi que de rares gabbros. Le terme  d' ultramafiques (magnésium et fer) paraîtrait ainsi mieux approprié.

 

Fig 27: Stratigraphie des unités chevauchantes dans la région centrale et sud de la Grande Terre.

Enfin, si l'on admet que les ophiolites représentent des fragments de lithosphère océanique, marqueurs de fermetures de domaines océaniques, il me paraît opportun de signaler que les zones d'accrétion où l'on rencontre ce cortège de roches montre une grande diversité d'origine : zone de dorsales certes, mais aussi en bassins arrière- arc  ou marginaux, avant- arc voire même en zones inter- arc ! On est loin du schéma classique de l'ophiolite de la zone médio-Atlantique.

Une coupe géologique transversale de la Grande Terre (FIG 29) est proposée en fin de chapitre. Souhaitons qu'elle invitera le lecteur  à mettre en place une chronologie relative des évènements qui se sont succédés du paléozoïque supérieur à l'oligo-miocène et à apprécier le style tectonique du secteur.

 

 

 

FIG 28: Coupe interprétative (extrait) Ouest-Est de la Nouvelle-Calédonie à l'échelle de la lithosphère: l'origine de la nappe ophiolitique .D'après les travaux  de M.Régnier, D.Cluzel et al.

 Voir aussi le Bulletin APBG n°  2-1990 relatif aux péridotites calédoniennes.

Légende:

SPE: sédimentation  post-éocène supérieur   CC: calcaires construits miocène à actuel   BC: bâti calédonien   ML1 : manteau lithosphérique du bâti calédonien   ML2 : manteau lithosphérique du bassin des Loyauté   O  :nappe des Péridotites   BP : unité de Poya    COC2 : croûte océanique   M1 : magmatisme oligocène   M2  :  magmatisme paléocène- éocène   M3 : magmatisme miocène  de l'île de Maré (point chaud).

 

 

FIG 29: Coupe géologique très simplifiée au niveau de la partie centrale de la Grande Terre.

D'après un croquis de terrain D.Cluzel et C.Picard.

 

 

II.3. Le cycle oligo-miocène à actuel.

 

C'est aux environs de - 35 Ma que se situe la seconde obduction, celle de la nappe des Péridotites (les habitudes perdurent!) ou Ultramafiques.

Dans la partie médiane et sud de la grande Terre se mettront en place deux batholites de granodiorites et dykes associés. Ces derniers corps sont localisés tantôt sur la côte Ouest non loin de Nouméa (vallée de la Thy à Saint Louis), tantôt sur la côte est  à environ une trentaine de kilomètres de Thio dans la région de Koum .Datés entre -24 et- 27 ma, ils scellent donc la mise en place des péridotites qu'ils recoupent.

Ce plutonisme oligocène est à relier à l'instauration d'une nouvelle zone de subduction le long de la côte ouest  et qui donnera naissance à un prisme d'accrétion sédimentaire (FIG  30 ) que l'on observe uniquement en sismique,  d'âge oligocène à miocène basal.

Cette subduction à vergence Est aura une durée de vie relativement brève mais dont les témoins seront finalement plus nombreux qu'on aurait pu le penser.

En effet, aux granodiorites de Koum et Saint Louis précédemment cités s'ajoutent un essaim filonien important  sur la côte Est, de nombreux filons hydrothermaux  dans le flysch du Lycée Jules Garnier à Nouméa et, pour terminer, la découverte récente  d'un microgranite leucocrate au péage de la VDE à Tina toujours à Nouméa (comm. orale P. Maurizot) dont la datation indique -  26Ma sur zircons.

A ce moment, la collision entre la ride de Norfolk et la plaque des Loyauté semble terminée. On admet qu'il y a eu après la mise en place des obductions, un épisode régressif durant tout ou partie de l'oligocène. En effet, aucun dépôt correspondant à cette période n'a été clairement identifié. On serait tenté de lier cette lacune à une période de rééquilibrage du bâti néo-calédonien en réponse probable à une surcharge lithosphérique.

 

FIG 30: Coupe interprétative (extrait) de la Nouvelle-Calédonie à l'échelle de la lithosphère: la subduction oligocène. D'après les travaux  de M.Régnier, D.Cluzel et al.

Légende: 

SO : sédimentation post obduction éocène (oligocène à actuel)  PA:  prisme d'accrétion oligo-miocène    COC1  :  croûte océanique paléocène du bassin néo-calédonien      ML2  :  manteau lithosphérique sous-océanique.

M1 : manifestations du magmatisme oligocène (voir texte).

 

Ceci expliquerait peut-être les différences d'épaisseurs notables entre les péridotites conservées à l'état de klippes sur la côte Ouest alors que dans le Grand Massif du Sud au niveau de la région du Mont Humboldt la puissance de ces dernières calculée à partir des campagnes en géophysique peut atteindre 3000 mètres.

C'est durant l'oligocène que l'axe des Loyauté  cesse de fonctionner et va être progressivement submergé.

Dès le miocène, s'installeront sur les futures îles, des formations épaisses de calcaires construits à algues et lépidocyclines. Ce n'est que plus tardivement que les madréporaires prendront le relais à la limite du pliocène et du pléistocène. Il est intéressant de noter que l'île de Maré montrerait en son sein, un volcanisme intraplaque (FIG 28, M3) de type Point Chaud durant le miocène (-10 Ma).

Sur la Grande Terre, le Massif du Sud est affecté de nombreux accidents, la plupart décrochants,  dont l'un des plus représentatifs est la faille de Port Bouquet- Mont Dore (FIG  31 ). On note également dans le secteur de la Montagne des Sources un "grabben" à cœur gabbroïque qui semblerait être généré en contexte de décrochement (bassin "pull-apart" ?) . (FIG  31 ).

Peut-on relier ces diverses observations à des rejeux d'anciennes fractures durant la phase de rééquilibrage, peut-on mettre en relation ces accidents avec la subduction oligocène ou bien, pour terminer nos interrogations, s'agit-il d'un phénomène plus tardif d'âge pliocène ? Beaucoup de questions sont posées à ce stade. Des études complémentaires en géologie de terrain couplées avec des mesures géophysiques  seraient nécessaires.
Quoiqu'il en soit, c'est au cours du miocène inférieur et moyen que va se déposer la première formation postérieure aux nappes dont on est à peu prés sûr qu'elle soit autochtone c'est à dire formée sur place et non transportée.

Fig 31: Structure de la nappe des Ultramafiques dans le grand Massif du Sud.

D'après les travaux de J.Moutte, J.P Paris (1977).

 
Dans la presqu'île de Népoui-Pindaï , on observe, en effet, sur un substratum   composé de flyschs éocène supérieur, un conglomérat dont les éléments proviennent du massif ophiolitique voisin du Kopéto. Par dessus ce niveau détritique s'installe un système récifal comparable à ceux que nous connaissons actuellement (
FIG  32 ).

 

Cette formation autochtone ne doit en aucun cas être confondue avec le flysch transporté ("piggy-back") de Népoui plus ancien évoqué au

précédent paragraphe (FIG 33).

 

Fig 33.  Carte et coupe géologiques de la région de Népoui

D'après J.P.Paris (1981). Modifiée.

 

L'ensemble de cette série miocène à pendage constant (monoclinale) inclinée vers le sud ouest peut être reliée à l'intérieur des terres par des surfaces à cuirasses latéritiques caractéristiques (P.Maurizot, 2003) ce qui permet de donner un âge de formation aux altérites.

Dés le miocène se met en place sur la Grande Terre, un manteau d'altération.Sous l'action combinée des eaux de pluie, d'un couvert végétal dense, d'un sol épais favorable aux mécanismes respiratoires ainsi que d'un milieu saturé en eau, les roches ultramafiques vont subir une altération supergène poussée en climat tropical humide dont les caractéristiques étaient bien différentes de celles que nous connaissons actuellement dans la région.

C'est ainsi que par  endroits, on note des épaisseurs d'altérites pouvant atteindre 40 mètres, à d'autres, plus de 100 mètres ce qui suppose au préalable une pénéplaination importante des reliefs. Des calculs empiriques ont, d'autre part, montré que la formation d'un sol épais d'environ 10 mètres de latérites nécessitait environ un million d'années.

C'est dans ce contexte que seront générés les futurs gisements de nickel.

Le Grand Massif du Sud est une région propice à l'observation de profils d'altération particulièrement bien développés (route de Yaté au col de Mouirange, route du Grand Sud au col de Prony….). Sur certains d'entre eux, on peut  observer un véritable karst qui s'installe sur les péridotites (lac de Yaté) ainsi que des petits bassins fluvio-lacustre à débris de végétaux et stratifications obliques (col des Deux Tétons sur la route de Yaté, mine de Thio Plateau…). Ces derniers se mettent en place sur les altérites qu'ils remanient.

Dans certains secteurs (Thio Plateau), des accidents récents (mio-pliocène?) décalent les profils d'altération ce qui semblerait indiquer d'une part, l'existence d'une néotectonique active et d'autre part, des interactions possibles entre cette dernière et la genèse des gisements supergènes de nickel.*

Précédemment, nous avions vu que la ride des Loyauté avait cessé de fonctionner dès l'oligocène, période qui, rappelons-le, signe la fin de l'obduction des ultramafiques.

Au miocène, on assiste à une reprise de la convergence vers le Nord Est, caractérisée par un saut de la zone de subduction. Cette dernière se fera désormais au niveau de l'arc du Vanuatu. Il s'y crée dans la zone de la Grande Terre et des îles Loyauté, une flexuration élastique consécutive à l'entrée et l' enfoncement de la plaque Australienne sous celle du Pacifique (FIG  34). L'axe du bombement étant situé entre les îles de Lifou et Maré..

 

 

Fig 34: Le bombement de la plaque australienne avant subduction illustrée par l'altitude des différentes îles.

D'après Dubois et al., 1987 et 1988. Repris dans la revue "Géologues" n° 138. 2003 et dans

"La subduction océanique " de S.Lallemand. GIB (1999).

 

La vitesse de convergence a pu être mesurée et donne des ordres de grandeur  oscillants entre 3 et 12 cm par année (FIG 35 ). A côté de ces mouvements horizontaux, on observe également des mouvements verticaux récents depuis le pléïstocène (-125.000 ans) dont l'existence a pu être démontrée par les variations du niveau marin (eustastime) sur les récifs bordant la Grande Terre (G.Cabioch et al. 1996).

 

Il ressort de ces observations que les îles Loyauté sont globalement en surrection, Maré étant pratiquement sur l'axe de la voussure ainsi que le Sud de la Grande Terre entre Yaté et l'île des Pins. Partout ailleurs, aussi bien sur la côte Ouest qu'à l'Est, la tendance globale est à la subsidence, cette dernière étant généralement croissante d'une part, du Sud vers le Nord, et d'autre part, lorsque l'on s'éloigne de la côte Ouest en direction du bassin de Nouvelle-Calédonie  (FIG 36 ).

 

* la théorie actuelle veut qu'il y ait très peu de néotectonique. En revanche, il y aurait une "adaptation" ou  accommodation du manteau d'altération sur son substrat très structuré (failles, diaclases …). Ce qui se traduit sur le terrain par des failles d'effondrement  par gravité mettant en contact d'un côté, les péridotites, de l'autre, les altérites. (Note P.Maurizot, légèrement modifiée).

 

Fig 35 : La Nouvelle-Calédonie et mouvements horizontaux (en cm/an) de convergence entre la plaque australienne et l'arc du Vanuatu,  le long de la fosse du Vanuatu. Remarquez le coulissage senestre au Nord de l'île Matthew

évoqué au chapitre 1.1. D'après Calmant et al., 2003. Repris dans la revue "Géologues" n° 138 . 2003.

 


Fig. 36: Les mouvements verticaux récents en Nouvelle-Calédonie.

 D'après Cabioch et al. 1996. Repris dans la revue "Géologues" n° 138. 2003.

 

 

Une manifestation bien visible de la subsidence récente de la côte Ouest se situe non loin de Bourail sur la plage de Poé. On  distingue nettement sur le document un réseau fluviatile entaillant le platier ("la faille de Bourail") entièrement ennoyé. Son origine est à mettre en relation en partie avec une surcharge due au poids des édifices coralliens et, pour l'essentiel, à l'action érosive des eaux de surface en période de bas niveau marin (période glaciaire).

 

 

La "Faille" de Poé  prés de Bourail, réseau fluviatile ennoyé par le lagon.

Photo : Base Aéronavale de La Tontouta.

 

 

L'aléa sismique, sans être aussi important qu'au Vanuatu, mérite d'être signalé. Les foyers sismiques sont très superficiels et se localisent au niveau du Grand Massif du Sud, dans la région de Nouméa ainsi qu'au sud de la Grande Terre au voisinage de l'île des Pins (FIG 37).

 

Enfin, la Grande Terre est fréquemment le siège d'aléas géologiques qui se manifestent le plus souvent sur le flanc des versants. De nombreux glissements de terrain qui affectent  surtout les massifs ultrabasiques ont eu lieu dans le passé et se  manifestent encore actuellement ( zone du Mont Dore par exemple). Devant l'urbanisation importante donnant lieu à une colonisation des zones à risques, des travaux sont actuellement menés afin de cartographier ces dernières et de mettre en place un système de prévention (thèse I.Rouet, en cours).