OCÉANIE - Géologie

OCÉANIE - Géologie

Les limites géologiques de l’Océanie sont marquées par des zones de subduction qui se traduisent morphologiquement par les profondes fosses des Tonga-Kermadec, des Mariannes, du Japon et des Kouriles, à l’ouest, par la fosse des Aléoutiennes, au nord, par la côte nord-américaine et la fosse du Pérou-Chili, à l’est. On admet que la limite sud est constituée par la dorsale océanique Pacifique-Antarctique, qui est une zone d’expansion et non plus de subduction.

Les concepts de zone de subduction et de zone d’expansion sont expliqués ailleurs de façon détaillée (cf. DÉRIVE DES CONTINENTS, DORSALES OCÉANIQUES, SUBDUCTION, TECTONIQUE DES PLAQUES et TECTONOPHYSIQUE). Ils seront néanmoins brièvement rappelés, et appliqués au cadre de l’océan Pacifique.

À la partie supérieure du globe terrestre, on distingue la lithosphère ^{[cf. LITHOSPHÈRE]}, constituée de roches rigides, et l’asthénosphère, formée d’un matériau relativement visqueux. La lithosphère peut descendre jusqu’à 150 kilomètres; la limite inférieure de l’asthénosphère se situe à une profondeur de 700 kilomètres environ.

La partie supérieure de la lithosphère forme la croûte terrestre; elle est épaisse sous les continents (de 10 à 100 km), plus mince sous les océans (de 5 à 8 km). D’après la théorie des plaques, la lithosphère est divisée en un certain nombre de plaques qui se déplacent les unes par rapport aux autres de quelques centimètres par an; ce sont ces déplacements qui conditionnent, en partie du moins, l’histoire géologique de la surface du globe. D’une manière générale, les limites mutuelles de plaques peuvent être classées en trois types.

Le premier type est la limite d’écartement, aussi appelée frontière divergente , zone d’expansion , ou encore zone d’accrétion , puisque la plaque «s’accroît» par apport magmatique sur cette limite. Ce sont les dorsales , ou rides , océaniques (cf. DORSALES OCÉANIQUES, LITHOSPHÈRE, OPHIOLITES). Schématiquement, on peut dire que, du fait de l’écartement des plaques, ces dorsales servent de passage à un magma basaltique qui va s’épancher sous forme de laves sur le fond de l’océan ou remplir des fractures parallèles à la dorsale, formant ainsi des filons, ou dykes. Ce magma remplit les vides créés par la séparation des plaques qui, par conséquent, s’agrandissent de part et d’autre de la dorsale à mesure qu’elles s’éloignent.

Le deuxième type de limite est constitué par les failles de réajustement, appelées failles transformantes , qui apparaissent au cours du mouvement de la plaque. Celles-ci décalent la dorsale et lui sont perpendiculaires; elles sont parallèles à la direction du mouvement relatif entre deux plaques. Certaines failles transformantes peuvent dériver de failles situées sur la bordure continentale.

Enfin, une limite de «serrage» entre deux plaques est appelée frontière convergente ou zone de subduction . Ce rapprochement entre deux plaques est complexe: lors du serrage d’une plaque océanique contre une plaque continentale (ou océanique), l’une des deux plaques s’enfonce généralement sous l’autre: c’est la subduction (cf. FOSSES OCÉANIQUES, SUBDUCTION). Plusieurs structures géologiques caractérisent la plaque chevauchante, à mesure que l’on s’éloigne de la zone de subduction proprement dite: tout d’abord, le prisme d’accrétion , un ensemble de roches sédimentaires plissées et faillées, avec des «copeaux» de croûte océanique arrachés à la plaque chevauchée ^{[cf. OPHIOLITES]} [ces copeaux ophiolitiques sont particulièrement importants en Nouvelle-Calédonie et en Nouvelle-Guinée]; un bassin avant arc , où se sédimentent les éléments détritiques provenant des reliefs du prisme d’accrétion ^{[cf. MERS MARGINALES]}; enfin, un arc volcanique, sur la marge continentale si la plaque chevauchante est continentale, ou un arc volcanique insulaire si elle est océanique ^{[cf. ARCS INSULAIRES]}.

Dans le domaine de l’Océanie, ces mouvements de plaques ne sont connus avec un certain degré de certitude qu’à partir du début de l’ère secondaire (225 Ma). À cette époque, les terres émergées étaient à peu près entièrement réunies, formant ainsi un vaste continent qui s’étendait du pôle Nord au pôle Sud, la Pangée. Ce continent était entouré d’un unique océan, la Panthalassa, ancêtre de l’océan Pacifique. À partir du milieu de l’ère secondaire, la Pangée va se fragmenter peu à peu avec l’ouverture de la Téthys, qui sépara la Laurasie du Gondwana (cf. GONDWANA, TÉTHYS), puis, au Jurassique et au Crétacé, avec l’ouverture de l’océan Atlantique (cf. océan ATLANTIQUE). La Panthalassa perdra peu à peu de son importance, donnant naissance à l’océan Pacifique et à l’océan Indien (cf. océan INDIEN et océan PACIFIQUE).

L’Océanie est habituellement divisée en deux domaines: l’Océanie proprement dite (îles Marshall, Gilbert, Ellice, Samoa, Polynésie), et l’Océanie marginale, dont font partie les ceintures d’arcs insulaires situées autour du socle ancien de l’Australie. L’archipel des Mariannes n’appartient pas géologiquement à l’Océanie mais doit être rattaché à la partie asiatique du système de convergence circumpacifique. Le tracé d’une «ligne andésitique», fondé sur des considérations pétrographiques, marque classiquement la limite entre les deux domaines de l’Océanie. De plus, des relations bathymétriques remarquables impliquant des liaisons structurales, des séries de mesures géophysiques, les résultats de sondages en mer, et de nombreux points de convergence dans l’histoire géologique des îles situées sur les arcs de l’Océanie marginale ont permis de les grouper, d’une part, en une ceinture mélanésienne externe , constituée d’arcs insulaires à volcanisme actif (archipels des Bismarck, des Salomon, des Nouvelles-Hébrides, des Fidji, des Tonga-Kermadec), d’autre part, en une ceinture mélanésienne interne (Papouasie - Nouvelle-Guinée, Louisiades, Nouvelle-Calédonie et îles Loyauté, Nouvelle-Zélande).

Les arcs volcaniques actifs de la ceinture mélanésienne externe sont situés à l’arrière de la frontière entre les plaques indo-australienne et pacifique, frontière qui est jalonnée de fosses profondes marquant les zones de subduction actuelles. À la hauteur des Nouvelles-Hébrides et des Salomon, la plaque indo-australienne pénètre sous la plaque pacifique, à l’inverse de la région des fosses des Tonga et des Kermadec, où la plaque pacifique disparaît sous la plaque indo-australienne (fig. 1).

La ceinture mélanésienne interne se trouve sur la ride de Norfolk, constituée par un socle sialique plissé dont font partie la Nouvelle-Zélande et la Nouvelle-Calédonie. Elle est recouverte, dans le domaine marin, par une importante couverture sédimentaire discordante probablement d’âge oligocène à quaternaire.

La ride de Lord Howe, parallèle à celle de Norfolk à l’ouest, est considérée comme représentant un fragment détaché du continent australien, d’âge probable permo-jurassique. Le bassin de la mer de Tasman, qui le sépare du continent, se serait ouvert du Crétacé au Paléocène.

Au sud, enfin, la dorsale du Sud-Est indien (fig. 2) est une zone d’accrétion active séparant les plaques indo-australienne et antarctique. Son apparition est datée de l’Éocène supérieur.

Les îles de l’Océanie proprement dite sont groupées en archipels, généralement de direction sud-est - nord-ouest (fig. 2). Il s’agit d’îles coralliennes à soubassement volcanique dont les plus récentes sont généralement au sud-est (fin du Tertiaire) et les plus anciennes au nord-ouest (fin du Mésozoïque, début du Tertiaire). À cet égard, l’archipel de la Société est caractéristique: au sud-est, Mehetia est un volcan actif; au centre, les îles de Tahiti à Maupiti sont des volcans éteints avec des récifs-barrières; enfin, au nord-ouest, on ne trouve plus que des atolls. L’explication, récemment confirmée, de ce phénomène est fondée sur la théorie de l’expansion des fonds océaniques: le Pacifique central est formé d’une plaque basaltique qui a son origine dans la zone d’accrétion de la dorsale du Pacifique est, et qui dérive vers le nord-ouest; cette plaque se heurte à d’autres plaques à l’ouest et disparaît par subduction le long des fosses bordant l’Océanie marginale.

L’archipel de la Société doit son origine à la dérive de la plaque au-dessus d’un «point chaud» fixe. Une anomalie de fusion dans l’asthénosphère provoque la formation d’un volcan actif. Tandis que la plaque se déplace sur l’asthénosphère, le volcan s’éteint après avoir dépassé le point chaud, et un autre volcan actif est créé. Les volcans éteints successifs sont attaqués par l’érosion et forment le socle de récifs frangeants tout d’abord, puis d’atolls. Enfin, la pente de la plaque s’accentuant vers la zone de subduction, les atolls sont submergés. La vitesse de déplacement de la plaque a été mesurée dans l’archipel de la Société par datation de plusieurs îles entre Mehetia et Maupiti (méthode potassium-argon): elle est de 12 centimètres par an.

1. La Nouvelle-Guinée orientale

La Nouvelle-Guinée a été formée à la suite de la collision entre la plaque continentale australienne et des plaques océaniques plus ou moins fragmentées au nord et à l’est. Trois éléments structuraux majeurs conditionnent la géologie de l’île (fig. 3).

Au sud, la plate-forme de la Fly River , partie nord de la plaque continentale australienne, représente une aire stable où des sédiments se sont déposés en eau peu profonde ou dans des lacs. Cette sédimentation a été presque continue depuis le début du Jurassique jusqu’au Quaternaire: grès, argilites et pélites au Mésozoïque, puissante formation de calcaire de plate-forme au Tertiaire, sédiments détritiques enfin au Quaternaire.

Au Pliocène, le soulèvement de la marge continentale est accompagné d’éruptions volcaniques et d’intrusions porphyriques parfois cuprifères et aurifères (Ok Tedi). Le volcanisme émergé quaternaire, très développé, est caractérisé par des strato-volcans à émissions de volcanites basiques ou intermédiaires.

Aux approches de la zone orogénique centrale, vers le nord, apparaissent des plis à grand rayon de courbure ainsi que des failles importantes d’âge pliocène.

La zone orogénique centrale , séparée de la plate-forme de la Fly River par la faille de Lagaip, est une région tectoniquement instable, entre la plaque continentale australienne et les plaques océaniques complexes situées vers le nord et le nord-est. Les terrains les plus anciens connus sont des calcaires et des sédiments détritiques d’âge permien supérieur, puis des volcanites dacitiques d’âge triasique. Au-dessus et en discordance reposent des sédiments de plate-forme d’âge jurassique moyen à éocène, de grande épaisseur (argilites, pélites, grès). Dans la partie nord de la zone orogénique centrale, un géosynclinal se forme au début du Crétacé et se remplit de sédiments de type flysch avec des passées volcaniques sous-marines. Il va persister jusqu’à l’Éocène.

À l’Éocène terminal ou au début de l’Oligocène commence une phase orogénique majeure dont les effets les plus intenses se sont fait sentir dans la partie nord-est de la zone qui a été métamorphisée. Cette ceinture métamorphique est limitée au nord par un réseau de failles complexes qui la sépare de la province océanique mélanésienne, et au sud par la zone faillée de Lagaip. La sédimentation a repris à l’Oligocène supérieur dans les fosses de l’Aure et de Lakekamu; elle est représentée par une série puissante de grauwackes et de pélites. Au nord, les monts Owen-Stanley étaient émergés.

Au Miocène moyen, une phase orogénique de relativement faible importance interrompt la sédimentation. Les déformations ne sont véritablement importantes que sur le rebord oriental de la fosse de l’Aure. Tout le long de la zone orogénique centrale, une fosse marine se creuse et va se remplir de volcanites basiques et intermédiaires ainsi que de pyroclastites et de dépôts volcano-sédimentaires qui en dérivent. De grandes intrusions polyphasées évoluent entre faciès basique et faciès acide.

Au Miocène supérieur et au Pliocène, des sédiments détritiques provenant de l’érosion de volcans émergés se déposent en discordance sur les formations précédentes dans plusieurs bassins fermés peu profonds. À cette époque ont lieu des soulèvements verticaux, encore actifs actuellement, pouvant atteindre plusieurs milliers de mètres. Ils sont accompagnés au Pliocène d’une activité volcanique et plutonique importante ayant parfois contribué à la formation de gisements métallifères de type porphyrique.

La province océanique mélanésienne est caractérisée par un volcanisme à peu près uniquement sous-marin. Pendant l’Éocène, ces volcanites sont des basaltes calco-alcalins à structures en coussins, accompagnés de sédiments tuffacés avec parfois des lentilles de calcaire corallien.

Pendant l’Oligocène inférieur et moyen, l’arrêt de la sédimentation correspond à la mise en place, probablement par charriage, des massifs d’ultrabasites originaires du manteau, le long de la faille inverse d’Owen-Stanley et dans la région de la rivière Sepik. Elle est contemporaine, dans la Northern Range, d’un métamorphisme de haute pression caractérisé par des schistes à glaucophane et, dans la Central Range, d’un métamorphisme de haute température

De l’Oligocène supérieur au Miocène inférieur, le régime volcano-sédimentaire reprend, accompagné d’intrusions de types dioritique, granodioritique et porphyrique en Nouvelle-Bretagne et en Nouvelle-Irlande.

Du Miocène inférieur au Miocène moyen, l’activité volcanique cesse dans la province océanique mélanésienne. Dans les îles se déposent des calcaires surtout coralliens. Au nord des rivières Sepik et Ramu, les sédiments détritiques proviennent de l’érosion des terres émergées.

De la fin du Miocène au Quaternaire, l’activité volcanique va reprendre, dans le sud-est de la Papouasie et dans les arcs insulaires de Nouvelle-Bretagne et de Nouvelle-Irlande. Ce volcanisme est à caractère essentiellement basaltique, sauf en Nouvelle-Bretagne, où l’andésite est dominante.

Plusieurs gîtes métallifères ont été mis en évidence en Nouvelle-Guinée depuis quelques années. Le plus important est celui de Ok Tedi, dans les Star Mountains, à l’ouest des Southern Highlands. Ce gisement de cuivre et or est encaissé dans des calcaires et des pélites d’âge éocène à miocène moyen recoupés par une intrusion de monzonite quartzique datée du Pliocène. Les réserves se montent à 410 millions de tonnes de minerai, dont 34 millions de tonnes à 2,86 grammes d’or par tonne, 351 millions de tonnes à 0,7 p. 100 de cuivre et 0,6 gramme d’or par tonne d’or, et enfin 25 millions de tonnes à 1,17 p. 100 de cuivre. Ok Tedi produit environ 20 tonnes d’or par an.

Le gisement de Porgera est associé à un complexe intrusif dioritique dans des sédiments de plate-forme d’âge crétacé supérieur (shales et pélites carbonatées comportant des horizons gréseux). Les réserves sont à très hautes teneurs: 4,5 millions de tonnes à 21,9 grammes d’or et 23,1 grammes d’argent par tonne; des réserves à teneur plus basse s’y ajoutent: 78 millions de tonnes à 3,7 grammes d’or et 11,3 grammes d’argent par tonne. Enfin, la zone aurifère de Wau-Morobe, dans la chaîne des monts Owen Stanley, a produit 120 tonnes d’or, d’origine essentiellement alluviale. L’or primaire, actuellement en cours d’exploration, est associé à des brèches d’explosion volcaniques (diatrèmes) et à des dômes intrusifs de dacites porphyriques. Une autre ressource pour l’avenir provient de l’altération des ultrabasites, qui a pour résultat la formation de latérites nickélifères, leur destruction par l’érosion fournissant de plus des sables chromifères.

2. La zone mélanésienne externe

L’archipel des Bismarck

En Nouvelle-Bretagne , les roches les plus anciennes affleurent dans la chaîne centrale (monts Nakanai). D’âge paléozoïque à mésozoïque, elles ont subi un léger métamorphisme (schistes ardoisiers et micacés, cornéennes) et sont traversées par des massifs plutoniques d’âge tertiaire supérieur. Des séries sédimentaires, visibles surtout sur la bordure sud, reposent sur ces métamorphites. Ce sont essentiellement des calcaires néritiques ainsi que des sédiments pyroclastiques d’âge néogène à récent. Au Pliocène, les formations détritiques dominent dans tout le domaine. Des séries volcaniques quaternaires à actuelles, de caractère andésitique ou basaltique, frangent la bordure nord de l’île. Les volcans actifs et les solfatares sont encore nombreux dans cette région. L’extrême nord de l’île (péninsule de la Gazelle) se rattache à l’unité structurale Nouvelle-Irlande - arc des Salomon. Le socle est formé de séries mésozoïques et cénozoïques, il est entouré de sédiments mio-pliocènes. Un édifice volcanique actuel de type andésitique occupe la majeure partie de la pointe nord de la péninsule (région de Rabaul).

Dans le sud de la Nouvelle-Irlande affleurent des roches cristallines non datées. Le premier événement connu de l’île correspond au dépôt de formations volcaniques anté-miocènes. Elles ont sans doute formé des monticules sous-marins sur lesquels se sont développés des calcaires coralliens d’âge miocène et pliocène. L’aspect dissymétrique de l’île et ce que l’on sait de sa structure permettent de supposer qu’une surrection de la partie centrale a été accompagnée de grandes fractures le long de la côte sud-ouest. Un basculement tardif vers le nord-est a donné sa forme actuelle à la Nouvelle-Irlande.

À une cinquantaine de kilomètres au nord de la Nouvelle-Irlande, le gisement d’or de Lihir a été tout récemment découvert dans l’île du même nom. Associé à une caldeira d’âge plio-quaternaire, il coïncide avec une zone géothermale active largement marquée d’altérations hydrothermales argileuses et siliceuses. Les volcanites, laves et pyroclastites sont de composition trachy-basaltique potassique. Les réserves de minerai reconnu se montent à 137 millions de tonnes avec une teneur de 2,66 grammes d’or par tonne, mais une éventuelle exploitation se heurterait à de graves difficultés, le gisement étant en partie dans la zone d’ébullition de l’eau et au-dessous du niveau de la mer.

L’archipel des Salomon

L’archipel (fig. 4) débute au nord par les îles de Bougainville et de Buka, dont le trait géologique dominant – surtout en ce qui concerne Bougainville – est l’activité volcanique. Ses premières manifestations datent probablement de l’Oligocène: un groupe de volcans sous-marins aurait alors émergé pour former les chaînes actuelles. À cette époque, des intrusions dioritiques ont été mises en place dans les formations volcaniques, peut-être même à l’intérieur d’appareils volcaniques individualisés. Une phase majeure de surrection, avec de grandes cassures et des basculements vers l’est et le sud-ouest, a lieu du Miocène moyen au Pliocène. Ces mouvements sont accompagnés d’une seconde phase d’intrusions dioritiques. Au Pléistocène, le volcanisme atteint son paroxysme, accompagné de mouvements verticaux qui persistent pendant toute cette période. Actuellement, le volcan de Bagana, au centre de Bougainville, est toujours actif.

Le gisement de cuivre et or de Panguna, dans la chaîne de Crown Prince, au sud de Bougainville, est associé à une intrusion de diorite porphyrique accompagnée d’altérations hydrothermales et encaissée dans une série de volcanites andésitiques, la diorite et les andésites encaissantes pouvant être minéralisées. Ce gisement est l’un des plus importants du monde avec 675 millions de tonnes de réserves à 0,4 p. 100 de cuivre, 0,46 gramme d’or et 1,34 gramme d’argent par tonne. Le reste des îles de l’archipel peut être réparti en cinq provinces géologiques:

– Une province à volcanisme andésitique à basaltique , d’âge pliocène à récent, s’étend de la Nouvelle-Géorgie au nord-ouest de Guadalcanal. L’alignement des centres volcaniques, de direction ouest-nord-ouest - est-sud-est, est contrôlé par des failles nord-est sud-ouest.

– Une province centrale comprend le sud-est de Guadalcanal, San Cristobal, Florida, Choiseul et le sud-ouest de Santa Isabel. Le socle, probablement d’âge crétacé-éocène, y est andésitique à basaltique, avec des intrusions postérieures de diorites et de gabbros. Sur Choiseul, ce complexe a été métamorphisé (dans le faciès des schistes verts et des amphibolites) pendant l’Éocène inférieur. Pendant l’Oligocène et le Miocène inférieur et moyen, un complexe de roches ultrabasiques (serpentines et harzburgites) est mis en place par charriage en direction du sud-ouest. Comme en Nouvelle-Guinée, le manteau latéritique recouvrant ces roches pourrait devenir un minerai nickélifère d’importance économique. D’autres ressources minérales, associées à des intrusions porphyriques, existent à Guadalcanal. La plus importante paraît être celle de Koloula; il s’agit d’un complexe variant du leucogabbro pour les parties les plus anciennes à la granodiorite et à la tonalite pour les plus récentes. Il est encaissé dans des volcanites andésitiques d’âge oligocène à miocène inférieur. Actuellement, ce gîte de cuivre n’est pas économiquement exploitable. Près de Honiara, c’est un gisement d’or qui est associé à une intrusion porphyrique, ainsi que des dépôts d’or alluvial qui en dérivent.

– Une province pacifique est représentée par Malaita et le nord-est de Santa Isabel. Des sédiments pélagiques d’âge éocène à récent recouvrent un socle de roches volcaniques basiques. La structure est exprimée essentiellement par des plissements d’axe nord-ouest sud-est.

– Une province volcanique océanique est constituée par les îles externes des Salomon orientales; elle doit être considérée comme un prolongement au nord de l’arc des Nouvelles-Hébrides.

– Enfin, la province des Atolls comprend des cayes sablonneuses (Ontong Java, Sikaiana) et des atolls surélevés (Rennell, Bellona).

L’archipel des Nouvelles-Hébrides (ou Vanuatu)

Il est bordé à l’ouest par la fosse des Nouvelles-Hébrides, à l’est par le plateau nord-fidjien. Trois provinces peuvent être distinguées, en tenant compte de leur âge et de la composition des volcanites qui les constituent pour l’essentiel. De la plus ancienne à la plus récente, ce sont l’arc interne (ou occidental), l’arc externe (ou oriental) et la chaîne centrale (fig. 5). Dans les deux premières provinces, les îles comportent un placage de calcaire corallien d’âge plio-quaternaire qui a été soulevé.

L’arc interne , qui comprend les îles de Santo, Mallicolo (ou Malekula) et le groupe de Torres, est formé d’une accumulation de laves sous-marines et de volcanoclastites d’âge oligocène supérieur à miocène moyen. Les volcanites sont généralement calco-alcalines à affinité tholéiitique. La base de la série, qui affleure sur Mallicolo, comporte des boues rouges abyssales d’âge oligocène probable. Une tectonique cassante et l’intrusion de gabbros, andésites et microdiorites en amas et en filons caractérisent le Miocène inférieur et moyen. Ces événements coïncident avec la fin du volcanisme et avec le dépôt, sur Mallicolo, de formations de grès à turbidites. Pendant le Plio-Quaternaire, des sédiments fins (calcilutites, calcarénites, argiles) alternent avec des grès.

Sur l’arc externe (îles Maewo et de la Pentecôte) se dépose, pendant le Miocène inférieur et moyen, une série de sédiments terrigènes et de volcanoclastites. Une période calme suit, avec une sédimentation de vases à Globigérines. Du Miocène supérieur au Pliocène se produit une seconde phase de volcanisme, avec épanchement de laves sous-marines basiques de type tholéiitique, suivie, elle aussi, par un nouveau dépôt de vases à Globigérines. Enfin, au Pliocène, une phase tectonique majeure provoque le soulèvement anticlinal de l’arc et son basculement vers l’ouest. Sur l’île Pentecôte, un complexe ophiolitique de type dorsale océanique est mis en place par charriage.

La chaîne centrale est formée de structures volcaniques émergées d’âge pliocène supérieur à quaternaire. Le volcanisme est surtout basique mais varie du type tholéiitique à faible teneur en potassium, dans l’île d’Anatom, au type calco-alcalin riche en potassium dans les îles de Tanna et de Vaté. Ces deux dernières îles présentent une série de pyroclastites importante, due à un volcanisme andésitique à rhyolitique de type explosif.

L’évolution des Nouvelles-Hébrides avant le Miocène moyen peut être expliquée par la fragmentation progressive d’un arc double comprenant les Fidji et les dorsales des Tonga et de Lau (fig. 1). À cette époque, le plan de subduction était dirigé vers l’ouest, la zone de subduction étant représentée par la fosse de Vitiaz. L’arc interne occupait une position d’arrière-arc, derrière un «arc de Vitiaz» frontal. Entre ces deux arcs, l’«arc» externe était simplement formé par l’accumulation de sédiments terrigènes provenant de l’arc frontal.

La fragmentation de cet arc double a commencé au Miocène moyen, tandis que l’activité volcanique cessait sur l’arc interne, qui devenait résiduel. Sur le site de l’arc externe, la sédimentation s’arrêtait et un volcanisme sous-marin débutait au Miocène supérieur. L’amincissement de la croûte océanique à ce stade a permis la mise en place des ophiolites de l’île de la Pentecôte dans l’arc externe.

Avec l’ouverture du bassin nord-fidjien, les deux arcs migraient vers le sud-ouest et, le plan de subduction se trouvant renversé, la zone de subduction prenait sa place actuelle dans la fosse des Nouvelles-Hébrides. Cette nouvelle direction du plan de subduction vers l’est est responsable de la naissance des volcans de la chaîne centrale au Pliocène.

Les ressources minières du Vanuatu ont été peu explorées et peu exploitées jusqu’à présent. Seul un gisement de manganèse a fait l’objet d’une exploitation sporadique: il s’agit d’un amas stratiforme situé entre des tufs acides d’âge pliocène et des calcaires coralliens pléistocènes. Plusieurs sites sont actuellement prospectés pour l’or, autour d’intrusions dioritiques à Mallicolo, dans des volcanites andésitiques à basaltiques altérées et silicifiées à Santo et Vaté.

Les archipels des Fidji et des Tonga

L’archipel des Fidji (fig. 6) comprend environ trois cents îles, dont deux majeures, Viti Levu et Vanua Levu, situées sur la même plate-forme. Les formations pré-orogéniques, datées de l’Éocène au Miocène moyen, se trouvent sur l’île de Viti Levu et dans l’archipel contigu de Yasawa. La formation la plus ancienne (groupe de Wainimala), située à l’ouest de Viti Levu, est un complexe fortement déformé et légèrement métamorphique (faciès des schistes verts) de roches volcaniques sous-marines spilitiques et tholéiitiques accompagnées du classique cortège volcanoclastique avec des lentilles de calcaire éocène intercalées. Au centre de l’île, la série de Wainimala, très puissante, est principalement constituée de laves basiques à intermédiaires avec des volcanoclastites.

L’Oligocène est peu représenté. Au Miocène inférieur et moyen se déposent, en eau peu profonde, des sédiments volcanoclastiques, épiclastiques, et des calcaires (groupe de Singatoka) ainsi que, de façon plus mineure, des volcanites effusives (groupe de Savura). Au Miocène supérieur, une discordance majeure traduit l’orogenèse de Tholo, responsable de la formation d’un anticlinorium d’axe à peu près est-ouest. Des massifs intrusifs tonalitiques et gabbroïques (la série plutonique de Tholo) recoupent la série. La fin de la période orogénique voit une reprise du volcanisme, de type calco-alcalin et essentiellement sous-marin. Des sédiments épiclastiques s’accumulent dans de petits bassins.

Au Pliocène, le volcanisme diminue d’intensité et devient basique (basaltes et shoshonites) au nord de Viti Levu et dans les îles de Lomaiviti. Le socle de l’île de Vanua Levu est également formé de volcanites sous-marines de type tholéiitique, probablement d’âge miocène moyen (groupe de Natewa). De petites intrusions andésitiques traversent la séquence. Au nord-est, une série volcanique sous-marine acide à intermédiaire (série de Undu) est probablement postérieure au groupe de Natewa. Pendant le Pliocène se développe un volcanisme aérien de type basaltique (groupe de Mbua). Ce volcanisme persiste jusqu’à nos jours dans l’île de Taveuni. Le développement des îles de Lau est similaire à celui de Vanua Levu: une série d’andésites et de dacites d’âge miocène supérieur est recouverte par des volcanites basiques. Dans tout l’archipel, le diastrophisme (déformations) quaternaire se traduit par de nombreuses surfaces d’érosion soulevées et basculées.

Les ressources minérales des Fidji se trouvent essentiellement sur l’île Viti Levu. Le seul gisement actuellement exploité est celui de la mine Emperor (ou Vatukoula), qui a fourni 109 tonnes d’or depuis 1938. Il se trouve au bord d’une caldeira, dans des volcanites shoshonitiques altérées et des laves et pyroclastites trachy-basaltiques et trachy-andésitiques d’âge pliocène. Les réserves actuelles ne sont plus que de 1,1 million de tonnes à 8 grammes d’or par tonne, mais la découverte de réserves supplémentaires est très probable. D’autres gisements, anciennement exploités ou à l’état de projet, sont du type porphyre cuprifère: Namosi (500 millions de tonnes à 0,49 p. 100 de cuivre et 0,16 gramme d’or par tonne), Vunda, où l’intrusion porphyrique est encaissée dans des volcanites shoshonitiques altérées et argilisées, avec des veinules de quartz aurifère. Enfin, sur l’île de Vanua Levu, le gisement d’or du mont Kasi, de type épithermal, est en cours d’évaluation.

L’archipel des Tonga est situé sur un haut-fond d’orientation nord-sud qui sépare la fosse des Tonga, à l’est, du bassin de Lau, à l’ouest. Dans la zone marginale nord-ouest du haut-fond, les îles sont formées de volcans andésitiques actifs; dans la zone est, des sédiments tuffacés anciens, des rhyolites et des calcaires éocènes à quaternaires constituent la quasi-totalité des affleurements insulaires. Une tectonique récente agissant en distension se traduit par des terrasses basculées communes à tout l’archipel. Différentes données géophysiques alliées à la présence de minéraux métamorphiques à l’intérieur de roches pyroclastiques suggèrent assez nettement que la ride des Tonga possède une croûte de type continental.

3. La zone mélanésienne interne

La Nouvelle-Calédonie

Deux faits géologiques font de la Nouvelle-Calédonie (fig. 7) l’une des îles les plus intéressantes du sud-ouest du Pacifique: une colonne lithostratigraphique comprenant tous les termes du Permien à l’Actuel, exception faite du Crétacé inférieur et moyen, dont la lacune est due à une phase orogénique majeure postjurassique et antésénonienne; des affleurements d’ultrabasites parmi les plus vastes du monde, dont l’altération en latérite, développée dès le Miocène, a donné des gisements de nickel d’une grande importance économique (8,5 p. 100 de la production mondiale en 1986).

De récents travaux ont montré que, si un paléoclimat tropical était à l’origine de la concentration relative d’hydroxydes de nickel dans les niveaux latéritiques, le climat subtropical actuel était plus particulièrement responsable de la richesse minière de la Nouvelle-Calédonie, car il est à l’origine du développement important, à la base des profils d’altération, des minerais silicatés de type garniéritique.

Les terrains les plus anciens, plissés et métamorphisés, constituant le noyau axial de l’île (massifs de Ouango-Netchaot et de Boghen), sont antépermiens, sans qu’une datation plus précise puisse leur être attribuée. Leur faciès est celui d’un environnement de fosse océanique: volcanisme sous-marin basaltique, volcanoclastites et sédiments terrigènes fins.

Les premiers terrains datés apparaissent au Permien-Trias inférieur . Ils sont représentés sur la côte ouest par un volcanisme acide et intermédiaire avec des formations sédimentaires épicontinentales probablement situées en bordure d’une terre émergée. À l’est, au contraire, dans la chaîne centrale, un volcanisme peu différencié et la présence de sédiments remaniés très fins paraissent indiquer que la terre émergée était lointaine: cette série se trouvait sans doute au large d’un système d’arc volcanique situé à l’ouest. Au-dessus de ces formations volcaniques apparaît une formation silto-gréseuse azoïque.

L’ensemble qui s’étend du Trias moyen au Jurassique supérieur constitue l’une des unités lithostratigraphiques majeures. Cette unité est subdivisée en trois séquences qui se retrouvent aussi bien sur la côte ouest que dans la chaîne centrale: la première va du Trias moyen au Trias terminal et la seconde du Lias au Dogger; une lacune du Callovien au Kimméridgien correspond à des mouvements précoces de l’orogenèse néo-cimmérienne; enfin, la troisième séquence comprend le Jurassique supérieur.

Chaque séquence, à dominante volcano-sédimentaire, débute par des formations détritiques souvent grossières, et se termine fréquemment par des faciès terrigènes, la dernière comportant des formations à charbon. De manière générale, les faciès plus détritiques et les ravinements locaux qui existent dans les trois séquences vers l’ouest témoignent de l’instabilité de cette zone et de la présence, au moins sporadique, d’une terre émergée occidentale.

Pendant le Crétacé inférieur , l’orogenèse néo-cimmérienne est à l’origine de l’émersion de l’ensemble de la région. Elle s’est traduite par un plissement accompagné d’un métamorphisme léger dans le faciès des schistes verts à prehnite et pumpellyite. Les plis, droits ou déversés vers le sud-ouest, ont une direction de 100⁰ à 120⁰ E. Un système de grandes fractures décrochantes se met en place, dont l’important «accident ouest-calédonien». Enfin, les massifs plutono-volcaniques de la chaîne centrale (Pocquereux, Koh, etc.) ont surgi au cours de ces déformations. Cette orogenèse est connue en Nouvelle-Zélande sous le nom de «Rangitata». Elle peut être mise en relation avec l’ouverture de la mer de Tasman.

Les sédiments sénoniens sont transgressifs et discordants par rapport aux structures de l’orogenèse néo-cimmérienne, y compris l’accident ouest-calédonien. Partie des zones externes (Calédonie du Nord, bassin de Nouméa), la transgression s’étend ensuite sur la zone axiale, dont quelques massifs sont restés longtemps émergés (Karagreu, Boghen, Ouango-Netchaot). Les faciès transgressifs sont pour la plupart détritiques: conglomérats fluvio-deltaïques, siltites, shales charbonneux, parfois formations à charbon (Tiéta, Ouaté, Moindou, Nouméa). Au nord (bassin du Diahot) et au sud (bassin de Nouméa), des passées volcaniques acides et basiques sont associées à ces faciès vers la base de la série.

Du Sénonien à l’Éocène affleure largement sur la côte ouest une formation de volcanites basiques comprenant des gabbros, des dolérites et des basaltes de type proche des tholéiites océaniques présentant fréquemment les structures en coussins caractéristiques des épanchements sous-marins. Les intercalations sédimentaires sont des argilites, tufs épiclastiques et jaspes. Les rapports de cette formation volcanique avec l’environnement ne sont pas évidents, et l’on a pu émettre l’hypothèse de son allochtonie. Quoi qu’il en soit, ce volcanisme serait relié au phénomène d’ouverture des bassins avoisinant la Nouvelle-Calédonie: mer de Corail, mer de Tasman, bassin ouest-calédonien, bassin des Loyauté.

Du Paléocène à l’Éocène supérieur se succèdent trois ensembles lithostratigraphiques séparés par des surfaces d’érosion et des discordances locales:

– Le Paléocène-Éocène inférieur est caractérisé par des sédiments gréseux fins et siliceux («formation des phtanites»), contemporains des épanchements volcaniques basaltiques. Il s’agit d’une phase de sédimentation en eau profonde et de calme orogénique. Elle se termine par une phase de régression marine et d’érosion.

– L’Éocène moyen à supérieur est une période de transgression marine; la mer envahit la presque totalité des terres émergées, à l’exception de deux zones hautes dans la chaîne centrale, et du paléorelief permo-jurassique Moindou-baie de Saint-Vincent. En bordure de ces reliefs s’établit une sédimentation carbonatée et se forment quelques récifs coralliens. De part et d’autre du haut-fond de Moindou-Saint-Vincent apparaissent des bassins subsidents (Bourail, Nouméa-Bouloupari) dans lesquels se sédimente une série détritique et carbonatée de type flysch. Les épanchements basaltiques qui ont débuté au Sénonien vont cesser de se manifester à la fin de cette période.

Des mouvements par gravité en direction du sud-ouest sont connus à la limite Éocène moyen-Éocène supérieur sous la forme de brèches monumentales (olistolites) qui accompagnent des nappes de glissement dont l’envergure n’est pas définie, dans les bassins de Nouméa et de Bouloupari. Ils sont contemporains du début d’une période d’intense activité tectonique qui se rattache à l’orogenèse alpine et va culminer au cours de la période suivante.

Pendant l’Éocène terminal vont être ébauchées les grandes lignes de la Nouvelle-Calédonie actuelle: une nappe charriée de péridotites se met en place, la chaîne centrale émerge, des transgressions marines limitées à la côte ouest s’effectuent localement.

Les massifs péridotitiques représenteraient un fragment de la croûte océanique charrié du nord-est vers le sud-ouest, le dernier mouvement de mise en place étant d’ailleurs postérieur à l’Éocène terminal, qui se trouve localement écaillé par entraînement dans le sud de l’île.

La nappe des péridotites est constituée de harzburgites à rubanements dunitiques et pyroxénitiques plus ou moins abondants. Dans le Nord affleurent des lherzolites, leur contact, toujours diffus, avec les harzburgites localisant des amas de chromite parfois importants (Tiébaghi). Dans le Sud, la masse des harzburgites est très localement surmontée de cumulats dunito-gabbroïques qui prouvent que la masse des péridotites est dans cette région en position normale, les cumulats marquant le sommet du complexe ophiolitique ^{[cf. OPHIOLITES]}.

Les sédiments transgressifs, limités à des bassins situés sur la côte ouest, sont de type flysch.

À la fin de la période ou au début de la suivante, un arc métamorphique de haute pression (faciès à glaucophane) s’individualise dans le nord du territoire.

À l’Oligocène , l’émersion est totale. La sédimentation reprend au Miocène inférieur , les formations de cet âge n’étant connues que très localement (Népoui, Koumac). Ce sont en très grande partie des sédiments d’origine fluvio-deltaïque remaniant tous les termes de la série stratigraphique, y compris les péridotites. Un calcaire marin se dépose ensuite à Népoui.

C’est à cette époque que les ultrabasites sont érodées et forment une pénéplaine, objet d’une latéritisation importante au cours de laquelle vont se former les gisements nickélifères.

Après le Miocène s’ébauchent des plis à grand rayon de courbure. Une phase compressive postmiocène et antépliocène est connue dans la région de Népoui. La tectonique cassante prédomine ensuite pendant tout le Plio-Quaternaire. Les failles, de direction nord-ouest - sud-est ou ouest-nord-ouest - est-sud-est, se calquent en général sur les anciennes lignes de dislocation; elles sont responsables du découpage structural actuel de l’île, ainsi que de la situation élevée de sédiments fluvio-lacustres du Mio-Pliocène et du Quaternaire ancien dans la chaîne centrale (formation du Goa N’Doro).

Il est à noter qu’à la fin du Tertiaire de petits massifs de granodiorite (Koum sur la côte est) et de granite (Saint Louis sur la côte ouest) recoupent indifféremment le plan de chevauchement et les massifs de péridotite.

Les récifs coralliens, connus depuis l’Éocène supérieur, se développent considérablement pendant le Plio-Quaternaire. L’ancien récif frangeant, très agrandi à la suite d’un affaissement de l’île, devient l’actuel récif-barrière, l’un des plus beaux du monde.

Le groupe des îles Loyauté (Maré, Lifou, Ouvéa) se situe sur une dorsale volcanique encore active au Miocène, parallèle à la Nouvelle-Calédonie et qui affleure au centre de Maré. L’ensemble de l’archipel a été basculé au Pléistocène, se soulevant au sud-est et s’inclinant vers le nord-ouest, ce qui explique la morphologie très typique des îles du groupe.

La Nouvelle-Zélande

L’aspect caractéristique de la Nouvelle-Zélande est dû en grande partie à la présence de grands décrochements, principalement dextres, de direction nord-est - sud-ouest (sens de l’allongement des deux îles), qui ont déplacé latéralement les formations plissées de la ceinture mélanésienne interne. Ce mouvement, effectué de façon progressive du Jurassique moyen au Quaternaire, est à l’origine du dispositif géologique actuellement en place (fig. 8).

Les terrains les plus anciens de Nouvelle-Zélande sont connus sur la côte ouest de l’île du Sud et témoignent de la présence d’un ancien géosynclinal, le géosynclinal de Buller . Ce sont des grauwackes d’âge paléozoïque inférieur à moyen (séries de Greenland et de Waiuta) et, plus au sud, des marbres, quartzites, schistes graphiteux et volcanites (formations du Fiordland). Un socle précambrien émergé a dû exister vers l’ouest, ainsi que le prouve l’âge absolu de zircons détritiques dans les formations de Greenland (1 300 Ma environ).

Des mouvements orogéniques (orogenèse de Tuhua ) plissent les formations du géosynclinal de Buller vers la fin du Dévonien. En même temps se forme à l’est le géosynclinal néo-zélandais , qui atteindra son développement maximal au Mézosoïque.

Au Permo-Carbonifère , les séquences suivantes se mettent en place: les grauwackes et les volcanites de Southland, Otago et Marlborough; les séries de Te Anau, où des basaltes spilitiques sont intercalés dans des sédiments tuffacés; les séries à Maitaia, avec grauwackes, argilites et calcaires. Les formations basaltiques, andésitiques et trachytiques de Brookstreet (Nelson) et d’Eglinton (Southland) sont du même âge. Les gabbros et les ultrabasites de la ceinture ultramafique de Dun auraient été mis en place au Permien inférieur à moyen.

Le Trias est largement connu dans les deux îles de Nouvelle-Zélande, et représenté par les séries de Gore et de Balfour (grès, grauwackes, basaltes spilitiques). Dans l’île du Sud, il devient plus puissant et prend un faciès schisteux. Des mouvements de compression sont connus au Trias moyen et supérieur.

Au Jurassique se déposent des sédiments de plate-forme (grès, pélites, calcaires) qui affleurent dans le Southland et dans la région d’Auckland: ce sont les séries fossilifères de Herangi, Kawhia et Oteke. Les formations puissantes du Jurassique supérieur s’étendent à l’ouest du Northland (volcanisme de géosynclinal) et à l’est de la région de Marlborough (grauwackes et volcanites). C’est peut-être au Trias et au Jurassique que se seraient mis en place les massifs intrusifs (gabbros à granites) de la bordure ouest de l’île du Sud.

Au début du Crétacé , une orogenèse majeure a affecté les formations sédimentées dans les géosynclinaux formés antérieurement: il s’agit de l’orogenèse néo-cimmérienne ou de Rangitata . À cette époque apparaît probablement l’important trait structural qu’est la grande faille alpine. Des plissements ont pu se produire à partir de déplacements latéraux de part et d’autre de cette faille. Une lacune du Crétacé inférieur et moyen est probable, bien que certains auteurs pensent que cette période puisse être sporadiquement représentée sur la côte est par des grauwackes. Aucune formation d’âge tithonique ou néocomien n’a pu être prouvée.

Le Crétacé supérieur débute par une transgression majeure. Les séries de Clarence, Raukumara et Mata, du Turonien au Danien (Paléocène inférieur), comportent des argilites, des grès, des grauwackes et des couches à charbon. Le volcanisme, de type basaltique (formations de Clarence), est moins intense qu’au Jurassique. Le passage au Paléocène est continu; les sédiments sont marins (calcaires, marnes, grès). Le volcanisme, toujours basaltique, s’atténue.

À l’Oligocène , l’orogenèse majeure de Kaikoura débute par des plissements simples. Elle atteindra son paroxysme au Pliocène, avec reprises au Pléistocène récent, surtout dans la partie méridionale de l’île du Sud. La grande faille alpine continue son mouvement de déplacement dextre. La régression est générale pendant le Tertiaire supérieur, bien que des transgressions locales puissent encore être notées dans l’île du Nord, surtout au Pliocène supérieur: des sédiments marneux et gréseux, des tufs, des charbons se déposent.

Le volcanisme, andésitique et basaltique sur la partie occidentale de l’île du Nord, est rhyolitique et dacitique à l’est. Il est actif depuis le Miocène jusqu’à l’époque actuelle, les dernières éruptions datant d’il y a quelques siècles, avec un paroxysme au Plio-Pléistocène. Il marque, accompagné d’une tectonique cassante, les phases posthumes de l’orogenèse de Kaikoura.

Les ultrabasites de l’île du Nord, connues en plusieurs affleurements de petites dimensions, posent un problème: l’un d’eux, au cap North, est peut-être d’âge crétacé. Les autres chevauchent des formations miocènes, en association avec des sédiments datés du Crétacé supérieur à l’Éocène.

Les formations métamorphiques de Nouvelle-Zélande sont distribuées en deux ceintures, l’une à métamorphisme de basse pression et haute température (ceinture de Tasman ), l’autre à métamorphisme de haute pression et basse température (ceinture de Wakatipu ). Elles viennent en contact le long d’un système de failles complexes, nommé «ligne tectonique médiane», qui reflète une discontinuité crustale majeure. Les ceintures métamorphiques et la ligne tectonique médiane ont été coupées et déplacées de 500 kilomètres par la faille alpine encore active. Le métamorphisme de la ceinture de Tasman n’est connu que dans l’île du Sud. Il affecte des sédiments paléozoïques (schistes à biotite, à hypersthène, grenat, cordiérite, sillimanite et andalousite, gneiss, migmatites, granites concordants). Des essais de datation absolue du métamorphisme ont donné deux groupes d’âge: limite Dévonien-Carbonifère pour les formations de la côte ouest, Mésozoïque supérieur pour le reste de la ceinture. Le métamorphisme de la ceinture de Wakatipu , qui affleure largement dans l’île du Sud, est également connu dans l’île du Nord et a permis de mesurer le déplacement dû à la faille alpine. Il affecte des sédiments s’étageant du Permien inférieur au Jurassique. Très généralement, il donne des faciès à prehnite et pumpellyite, des schistes à lawsonite, des schistes verts, parfois des amphibolites. Ces mêmes faciès ont été retrouvés dans les îles de Chatham, à l’est de la Nouvelle-Zélande. Le métamorphisme de Wakatipu s’est développé de la fin du Dévonien au début du Cénozoïque, les orogenèses de Tuhua et de Rangitata ayant marqué les pics de son développement.

L’or a longtemps été une ressource minérale importante de la Nouvelle-Zélande. Dans la presqu’île de Coromandel (île du Nord), l’activité minière a repris, avec la mise en exploitation en 1988 du gisement filonien de Martha Hill, dans des volcanites dacitiques, dans une zone hydrothermale fossile. Les réserves se montent à 14,6 millions de tonnes à 3,2 grammes d’or et 30 grammes d’argent par tonne. D’autres explorations minières, menées dans la même région, paraissent prometteuses.

4. Le domaine océanique proprement dit

L’alignement Hawaii-Emperor , le plus septentrional des alignements du Pacifique, présente une chaîne continue d’îles, récifales dans les eaux chaudes du Sud, non récifales dans les eaux froides du Nord. Il comprend les îles Hawaii, les atolls et haut-fonds du groupe des îles Midway ainsi que les guyots et les reliefs sous-marins qui le prolongent vers le nord-ouest. Cette dorsale basaltique s’étend, de l’île de Hawaii jusqu’à la fosse du Kamtchatka, sur 6 370 kilomètres de longueur.

L’activité volcanique de l’archipel des Hawaii, arrêtée depuis longtemps dans sa partie occidentale, s’est déplacée vers l’est-sud-est où se trouvent les cinq volcans les plus jeunes, dont le Kilauea et le Mauna Loa, dans l’île de Hawaii. Ces deux volcans émettent en moyenne l’énorme quantité de 0,11 kilomètre cube de magma par an. Les produits d’émission sont, comme pour la plupart des volcans de l’archipel, des basaltes tholéiitiques.

De manière générale, l’évolution des volcans hawaiiens comporte plusieurs phases: d’abord, une accumulation rapide (en quelques millions d’années au plus) de basaltes tholéiitiques, depuis le plancher océanique jusqu’à des hauteurs de 2 000 à 4 000 mètres au-dessus du niveau de la mer (volcansboucliers); puis, une émission de laves plus variées mais beaucoup moins abondantes, moins riches en silice et plus alcalines. Après une longue période d’inactivité de plusieurs millions d’années, il y a parfois réapparition du volcanisme: à Oahu, il est représenté par des laves basiques riches en néphéline. En revanche, les volcans du Kilauea et du Mauna Loa n’ont pas évolué au-delà de la première phase.

Le déplacement de la plaque Pacifique au-dessus d’un point chaud a donné naissance aux volcans actifs. Au cours de ce déplacement vers l’ouest-nord-ouest, ces volcans s’éteignent, sont érodés, et forment, à partir d’une latitude de 24⁰ N., la base autour de laquelle se sont formés des récifs coralliens. Ces récifs deviennent des atolls, la croissance des coraux en eau plus froide équilibrant tout juste les changements du niveau marin. Plus au nord, il y a submersion des atolls, due à la fois à un déficit de croissance des coraux et à une pente du plancher océanique vers la fosse de subduction du Kamtchatka (subsidence thermique; cf. LITHOSPHÈRE).

L’alignement Marshall-Gilbert-Ellice diffère de façon très marquée de celui des Hawaii. Les îles Marshall représentent sans doute une chaîne volcanique sénile engendrée par un point chaud depuis longtemps disparu, où la montée du niveau marin ainsi que l’érosion aérienne n’ont plus laissé que des atolls comme témoins. Ils sont distribués en deux alignements parallèles et sont associés à de nombreux monticules sous-marins. Leur âge serait éocène; en effet, des sondages à Bikini et à Eniwetok ont rencontré le basalte à 1 220 mètres et des fossiles récoltés immédiatement au-dessus dans un faciès d’eau peu profonde ont été datés de l’Éocène. C’est dans les fosses de subduction des Mariannes et d’Izu-Bonin que disparaît cet alignement.

L’archipel des Carolines , de direction ouest-nord-ouest, s’étend de Kusaie à la fosse des Mariannes. Comme pour l’alignement des Hawaii, les îles volcaniques se trouvent au sud-est et les atolls à l’ouest. On trouve même, au centre, la zone de transition, avec le «presque atoll» de Truk. Étant situées entièrement en eaux tropicales, les constructions coralliennes ne disparaissent que lorsque le plancher océanique s’abaisse vers la zone de subduction de la fosse des Mariannes.

Au sud de l’archipel des Carolines et au sud-ouest de l’île Gilbert (ou Kiribati) se trouve l’île Nauru, qui était entièrement recouverte de phosphates au-dessus d’un socle récifal karstifié. Cette île, actuellement en grande partie exploitée, est devenue pratiquement inhabitable.

L’archipel des Mariannes , au nord-ouest des Carolines, ne fait que géographiquement partie de l’Océanie. Géologiquement, il n’a pas du tout la même origine: il s’agit d’un arc océanique dû à une zone de subduction entre deux plaques océaniques. Il est caractérisé par un volcanisme essentiellement tholéiitique, dont les zones d’effusion sont des strato-volcans parfois entourés d’entablements basaltiques dus à des coulées de lave fluide. Les constructions coralliennes entourant ce bâti sont souvent enracinées à de grandes profondeurs.

Au sud-est de l’alignement Marshall-Gilbert-Ellice, l’archipel des Samoa comporte exceptionnellement des volcans actifs avec récifs frangeants, à l’ouest, et, à l’est, un seul atoll (Rose) et des monticules sous-marins. Le socle des deux plus grandes îles (Upolu et Savai’i) est formé de deux grands cônes d’andésites et de basaltes d’âge mio-pliocène. Une phase de volcanisme effusif a eu lieu au Quaternaire moyen ainsi que lors d’une période plus récente. Le volcanisme contemporain est localisé dans le centre-nord de Savai’i. Il est associé à un réseau de fractures sud-est - nord-ouest. L’île de Tutuila mérite une mention à cause de la prédominance des trachytes quartzifères dans son volcanisme.

L’alignement des îles Cook , à l’est des Samoa, s’étend sur une distance de 2 500 kilomètres. La première structure au sud-est est le volcan sous-marin actif de Mac Donald, la dernière à l’ouest est l’île de Mangaia, datée du Miocène. Après la construction d’un récif frangeant, puis d’un récif barrière, une réactivation volcanique s’est manifestée dans plusieurs îles, si bien que les formations récifales se sont trouvées fréquemment soulevées de 70 à 100 mètres. Cette réactivation est peut-être due au passage de l’archipel sur un nouveau point chaud.

À l’est, l’archipel de la Société , aligné sur 800 kilomètres, ressemble d’assez près à celui d’Hawaii. Les îles sont volcaniques. Mehetia, à l’extrémité orientale, est un volcan toujours actif. Maupiti, à l’ouest, est le dernier volcan éteint, entouré d’une barrière corallienne. À Tahiti, les émissions volcaniques basaltiques ont été suivies de l’intrusion d’un complexe subvolcanique avec des gabbros alcalins, des monzonites, des syénites et des syénites néphéliniques. Les émissions volcaniques se terminent au Pléistocène. Cet archipel, probablement nettement plus jeune que celui des Tuamotu, n’a pas été l’objet d’une érosion aérienne importante.

L’alignement des Tuamotu , s’il est prolongé vers le sud-est par celui de Pitcairn-Hereheretue, s’étend sur plus de 3 800 kilomètres. Il est suivi vers le nord-ouest par les îles de la Ligne. Les Tuamotu et les îles de la Ligne ne comportent que des atolls. Les structures sur lesquelles ces atolls se sont construits sont certainement parmi les plus anciennes du Pacifique. Les âges des atolls croissent du sud-est vers le nord-ouest: certains d’entre eux, au nord des îles de la Ligne, remontent au Turonien; dans la partie nord-ouest des Tuamotu, un sondage a rencontré des siltites avec des fragments récifaux d’âge éocène inférieur. Dans cette région, les atolls ont été soulevés: celui de Makatéa atteint 113 mètres d’altitude; il est recouvert de phosphates.

Enfin, l’alignement Pitcairn-Hereheretue est constitué de deux îles volcaniques, Pitcairn et Gambier, d’un presque atoll, et surtout d’atolls. Le plus ancien, Hereheretue, est situé à l’ouest et remonte au Miocène moyen.

5. L’évolution de l’Océanie

Un schéma d’ensemble de l’évolution des arcs insulaires et des archipels de l’Océanie peut être tenté, mais l’entreprise est délicate, l’état des connaissances n’étant pas homogène selon la région considérée, et d’autant plus incertain que l’époque étudiée sera plus ancienne. De toute manière, on ne peut guère remonter au-delà du début de l’ère secondaire, car les terrains antérieurs sont trop fragmentés pour pouvoir être valablement interprétés, ou alors ils ont disparu à jamais dans les zones de subduction.

Les terrains les plus anciens sont connus en Nouvelle-Zélande ; il s’agit de sédiments de faciès géosynclinal et d’âge paléozoïque inférieur à moyen, situés probablement sur la marge continentale orientale de la partie du Gondwana qui deviendra l’Australie. On peut admettre que les métamorphites antépermiennes de Nouvelle-Calédonie étaient localisées dans la même structure géosynclinale. Du point de vue tectonique, une phase orogénique majeure est connue, en Nouvelle-Zélande seulement, au Dévonien supérieur.

À partir du Permo-Trias apparaît la ceinture mélanésienne interne . Elle comporte le géosynclinal de Nouvelle-Zélande, la Nouvelle-Calédonie, les Louisiades et la Papouasie - Nouvelle-Guinée. Il pourrait s’agir d’un arc volcanique actif probablement situé en bordure d’une plaque continentale en partie émergée vers l’ouest et séparée de celle-ci par un bassin où la sédimentation est caractérisée par un volcanisme sous-marin et des dépôts détritiques fins, puis plus grossiers au Trias. Des faciès carbonatés (Papouasie - Nouvelle-Guinée) et terrigènes (Nouvelle-Calédonie) témoignent de la proximité d’une terre émergée au Trias inférieur à moyen. Du Trias moyen au Jurassique supérieur, la situation évoluera peu; la sédimentation présente plusieurs séquences à volcanisme sous-marin et dépôts détritiques plus ou moins fins.

Au Crétacé, l’importante phase orogénique néo-cimmérienne (ou Rangitata) est commune à la Nouvelle-Zélande et à la Nouvelle-Calédonie. L’émersion probable d’une grande partie de l’arc a induit une lacune de sédimentation pendant tout le Crétacé inférieur et moyen. Cette phase tectonique est à mettre en relation avec l’ouverture des mers de Tasman et de Corail, qui éloigne la Nouvelle-Zélande ainsi que les rides de Norfolk et de Lord Howe de la partie australienne du continent de Gondwana en cours de dislocation (fig. 1).

Ce phénomène d’expansion des fonds océaniques va continuer au Crétacé supérieur et au Paléocène dans ces régions, et même jusqu’à l’Oligocène dans le bassin sud-fidjien, où il est accompagné de volcanisme basique et, en Nouvelle-Calédonie et en Nouvelle-Zélande, d’une transgression marine.

À l’Éocène moyen, après l’arrêt de l’expansion de la mer de Tasman, l’orogenèse alpine, beaucoup mieux connue, commence par la séparation de l’Australie et de l’Antarctique, après ouverture de la dorsale du sud-est de l’océan Indien, pendant que l’expansion du bassin de la mer de Corail se poursuit. La ride Pacifique-Antarctique et la dorsale du Pacifique est s’ouvrent. Le mouvement général de la plaque Pacifique, qui va s’enfoncer sous la plaque asiatique, est dirigé, à peu près comme aujourd’hui, vers l’ouest-nord-ouest.

Ce déplacement et l’expansion des dorsales vont susciter des contraintes telles qu’il en résultera un écaillage profond de la plaque océanique, amenant plusieurs copeaux d’ultrabasites en chevauchement sur le bâti sialique de la ceinture. C’est ainsi que se sont mis en place les massifs d’ultrabasites de Nouvelle-Calédonie à la limite de l’Éocène supérieur et de l’Oligocène, et, au début de l’Oligocène, ceux de Papouasie - Nouvelle-Guinée ainsi que ceux, beaucoup plus réduits, de Nouvelle-Zélande.

En Nouvelle-Calédonie, la phase alpine est presque terminée à cette époque: il y aura émersion totale à l’Oligocène, et plusieurs épisodes de subsidence et de fracturation du Miocène au Quaternaire. En Nouvelle-Zélande, la phase alpine (orogenèse de Kaikoura) débute à l’Oligocène; elle est suivie par une régression marine générale et une phase de volcanisme aérien à la fin du Tertiaire.

En Papouasie - Nouvelle-Guinée, la phase paroxysmale de serrage entre la plaque australienne et la plaque pacifique s’est produite durant l’Oligocène; elle s’est traduite, dans la zone orogénique centrale, par un plissement intense, une tectonique tangentielle probable, et un métamorphisme. Cette phase se termine par une émersion. À partir du Miocène supérieur, les mouvements sont exclusivement cassants et marqués par des soulèvements verticaux très importants.

Les îles de la ceinture mélanésienne externe ont une histoire géologique connue beaucoup plus courte puisqu’elle commence au plus tôt à la fin du Crétacé.

Les plus anciennes sont situées dans l’archipel des Salomon, où le socle est formé, dans la province centrale, par des volcanites andésitiques à basaltiques d’âge crétacé-éocène. La fosse de Vitiaz, au nord des Salomon, des Nouvelles-Hébrides et des Fidji, représentait à cette époque la zone de subduction bordant la plaque pacifique (fig. 1). Au cours de l’orogenèse alpine, l’arc bordant cette fosse sera progressivement fragmenté à partir du Miocène, à la suite de l’ouverture du bassin nord-fidjien. Des ultrabasites sont mises en place par chevauchement d’écailles provenant de la plaque océanique selon le même procédé que pour la Nouvelle-Calédonie: au Miocène inférieur dans les îles Salomon, au Miocène supérieur dans l’île de la Pentecôte (Nouvelles-Hébrides), époque à laquelle a lieu l’orogenèse de Tholo aux Fidji.

À la fin de cette période, le plan de subduction, jusqu’alors dirigé vers le sud-ouest, se trouve renversé vers le nord-est et l’est, et migre à son emplacement actuel (fosse des Salomon, fosse des Nouvelles-Hébrides). Cette nouvelle direction sera à l’origine du volcanisme plio-quaternaire en Nouvelle-Bretagne, aux Salomon, et aux Nouvelles-Hébrides.

L’histoire des archipels de l’Océanie proprement dite est fonction de quelques facteurs relativement simples: sens de déplacement de la plaque pacifique centrale, localisation des zones d’accrétion et de subduction, existence de «points chauds» dans l’asthénosphère.

La plaque pacifique centrale se dirige vers l’ouest et le nord-ouest; sa zone d’accrétion est située sur la dorsale du Pacifique est et la ride Pacifique-Antarctique; sa zone de subduction se localise dans les fosses des Aléoutiennes et des Kouriles au nord, du Japon et des Mariannes à l’ouest, des Salomon, des Nouvelles-Hébrides et des Tonga-Kermadec au sud-ouest (fig. 2).

Il découle de ces faits que les sédiments du fond océanique les plus récents vont se trouver vers l’est, dans les zones les plus proches de la dorsale, et les plus anciens dans les régions proches des zones de subduction, où ils vont finir par disparaître.

De même, si l’on admet qu’un «point chaud» a donné naissance à un volcan actif, point de départ d’un archipel par suite du déplacement de la plaque, le volcan le plus ancien sera celui qui est le plus éloigné du volcan aujourd’hui en activité.

Enfin, le plancher océanique accusant une pente faible et progressive en direction de la zone de subduction, les volcans les plus anciens de l’archipel sont progressivement immergés cependant que se forment des récifs-barrières puis des atolls qui, eux-mêmes, finiront par être totalement submergés au cours de leur déplacement.

Pour conclure, on rappellera l’âge de quelques-uns des volcans, îles ou atolls les plus anciens dans certains des archipels du Pacifique:

– dans l’archipel des Hawaii, l’île la plus ancienne date du début de l’Oligocène;

– l’alignement Pitcairn (à l’est)-Hereheretue (à l’ouest) offre un bel exemple d’âges croissant régulièrement depuis Pitcairn (Quaternaire) jusqu’à Hereheretue (Miocène moyen);

– l’archipel des Tuamotu-îles de la Ligne ne présente pas de volcan émergé mais seulement des atolls, et l’on doit admettre que le point chaud d’origine est probablement éteint depuis longtemps, et que les volcans ont tous été submergés au cours de leur déplacement vers l’ouest; les atolls les plus éloignés vers le nord-ouest et, par conséquent, les plus anciens sont d’âge crétacé supérieur.

Encyclopédie Universelle. 2012.