II.2 Le Groupe du Col de la Boghen

Ce groupe, défini pour la première fois par Maurizot et al. (2018) réunit deux unités lithostratigraphiques : la Formation des Mamelons Rouges et la Formation des Cherts Noirs. Cette succession est observable le long de la côte ouest de la Nouvelle Calédonie et plus spécialement sur la route du Col de La Boghen. Elle est principalement constituée de dépôts hémipélagiques profonds d’âge campanien inférieur à moyen. Les nouveaux résultats obtenus à partir des observations réalisées sur les affleurements de la région de Moindou ainsi que dans le sondage CADART-1 permettent aujourd’hui de préciser la minéralogie, les associations de faciès et l’âge de ces dépôts.

III-II.2.1 La Formation des Mamelons Rouges

La Formation Mamelons Rouges (MRB), décrite pour la première fois par B. Tissot and Noesmoen (1958a), affleure affleure sur l’ensemble de la Grande Terre et est principalement décrite dans les régions de Nouméa, de Paita, de Moindou et de Koumac. Cette formation se présente dans l’ensemble des unités structurales et repose en continuité stratigraphique sur les Grés à Charbon de Moindou, enregistrant l’évolution de dépôts deltaïques vers des faciès argilo-silteux plus profonds. Cette formation est représentée par des siltites et des argilites homogènes, sans structure sédimentaire apparente visible sur l’ensemble de la Grande Terre. Localement, dans la région du Col de la Boghen, des bancs centimétriques de siltite granoclassée présentant un litage de rides de courant peu visible s’indivualisent. Ces faciès sont souvent marqués par une importante bioturbation caractéristique d’un environnement relativement profond : Zoophycos, Phycosyphon et Planolites (Figure III-14).

La composition minéralogique se caractérise par une forte proportion de quartz et feldspaths et une phase plus limitée de grains de glauconie et de clastes de roche volcanique (Figure III-14). Des cristaux de pyrite sont fréquents au sein de cette unité dans le sondage CADART-1 (Figure III-14). Des nodules silicifiés de diamètre décimétrique à métrique pouvant renfermer des fossîles limonitisés (coraux, bivalves et céphalopodes) sont particulièrement abondant dans cette formation (Freneix 1958, 1980; Freneix 1981). Les analyses biostratigraphiques sur les associations de radiolaires et de foraminifères planctoniques, ont permis d’attribuer un âge campanien moyen à une unité (Paris 1981) Calédonites

La Formation des Mamelons Rouges apparaît en général fortement déformée (ex. : rivière de la Foni Boya) avec développement d’une schistosité pénétrative (Figure III-14). Les plans de cisaillements montrent des directions de déplacement vers le sud-ouest dans la région de Bourail. Son caractère fortement tectonique ainsi que sa localisation à la base des certaines unités allochtones laissent à penser qu’elle jouerait un rôle de niveau de décollement majeur des unités structurales. Le contact avec la formation sus-jacente est difficîlement visible due à la mauvaise préservation des affleurements. Il peut-être soit stratigraphique soit tectonique.

Figure III-14 : Faciès de la Formation des Mamelons Rouges. a) sur carotte du sondage CADART-1 montrant la présence de bioturbations de type Planotlites. b) présence de pyrite au sein des faciès hémipélagiques du sondage CADART-1. c) Nodules renfermant une ammonite endémique Caledonites neocaledonicus. d) microfaciès de la Formation des Mamelons Rouges composé de nombreux grains anguleux de quartz et de feldspath de granulmétrie très fine. Photo prise en lumière polarisée et analysée (XPL : cross plot polarized light). e) et f) affleurement du Col de La Boghen montrant le caractère ruiniforme et de la formation.

III-II.2.2 La Formation des Cherts Noirs

La Formation des Mamelons Rouges est surmontée par la Formation des Cherts Noirs. Celle-ci a été initialement dénommée « Caillasse siliceuse » (Piroutet (1917) puis renommée « Phtanite » par Routhier (1953) Les conditions d’affleurement rendent difficîle l’observation du contact entre ces deux formations.. S’il apparait le plus souvent dans une zone très déformée qui s’explique par le caractère incompétent de ces deux unités. Un contact stratigraphique existe localement entre ces formations, comme par exemple à Bourail le long du Col de la Boghen (Figure III-9). Toutefois, cette formation se retrouve sur l’ensemble de la Grande Terre et est présente dans les unités structurales de Bourail et des Montagnes Blanches. Elle montre une forte homogénéité sur l’ensemble du territoire.

De manière générale, la Formation des Cherts Noirs est représentée par une succession de bancs centimétriques à décimétriques de siltites, d’argilites largement silicifiés. Des structures amygdaloïdes sont fréquentes (Figure III-15). Des couches pluri-décimétriques de grès grossier granoclassé à lits de granules à la base et litage plan au sommet, interprétées comme des dépôts turbiditiques, sont intercalées dans cette formation (Figure III-15). Au Col de la Boghen, des blocs glissés sont isolés au sein de ces dépôts.

Figure III-15 : Association de faciès dans la Formation des Cherts Noirs. a) Structures de types amygdaloïdes visible le long de la Rivière Foni Boya. b) Grès grossier turbiditique (Coupe de la Foni Boya) ; c) Silt.

L’ensemble de ces faciès silicifiés est marqué par la présence de sulfures (pyrite) et d’une fraction fine de quartz, feldspaths, de foraminifères planctoniques à test siliceux et de radiolaires fortement recristallisés. Ces micro-organismes indiquent un environnement de dépôt profond (bathyal) (Maurizot et al. 2018). Des radiolaires et des spicules d’oursin sont préservés et permettent de dater cette unité entre le Campanien Supérieur / Maastrichtien et Paléocène. Cet âge sommital est aujourd’hui proposé du fait des nouveaux âges obtenus par Dallanave et al submitted sur les unités carbonatées sus-jacente d’âge Eocène inférieur dans la région de Koumac.

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Cette première succession visible entre ces deux groupes distincts au sein de l’autochtone montre l’enregistrement d’une importante phase d’approfondissement après les dépôts deltaïque. Ceci montrerait une évolution entre les phases syn-rift à post-rift avec une modification du régime de subsidence devenant plus homogène et régional. Cette subsidence est marquée par une homogénéisation des environnements de dépôts durant la période post-rift avec la mise en place de faciès pélagiques sur l’ensemble de la zone. Ces mêmes faciès se retrouvent dans les unités allochtones et montrent le caractère très étendue de cette subsidence post-rift sur l’ensemble de la région.