Version classiqueVersion mobile
OpenEdition Books

La Haute Montagne calcaire

 | 
Richard Maire

Troisième partie. Exemples de hauts karsts des chaînes péripacifiques

Chapitre VII. Les hauts karsts de Nouvelle-Guinée

Texte intégral

INTRODUCTION

1Située dans le Pacifique S entre l’Equateur et le 11ème degré de latitude S, la Nouvelle-Guinée est la deuxième île du globe après le Groenland avec une superficie de 771 900 km2. Scindée en deux politiquement, l’Irian Jaya à l’W et la Papouasie Nouvelle-Guinée (P.N.G.) à l’Ε, cette terre équatoriale présente un large champ d’investigations scientifiques en raison de son exploration tardive. GUILCHER (1965) est le premier géographe français à en présenter les problèmes morphologiques. Les travaux scientifiques se sont développés depuis 1960-70, notamment en P.N.G., sous l’impulsion des Australiens et du nouvel état papou créé en 1975. L’essor de la capitale, Port Moresby, la modernisation de la route des Highlands (Lae-Goroka-Mt.Hagen) et l’existence d’une multitude de petites pistes d’atterrissage permettent des déplacements plus aisés qu’en Irian Jaya, actuellement sous contrôle indonésien. Dans ce contexte, l’étude des hautes montagnes calcaires est restée fragmentaire à cause des difficultés d’accès.

2Le relief de la Nouvelle-Guinée est vigoureux : les chaînes centrales débutent au SE par les Mts. Owen Stanley (Mt. Victoria, 4048 m) et se poursuivent par les larges massifs des Highlands de P.N.G. qui culminent au Mt. Wilhelm (4509 m) ; en Irian Jaya, la dorsale atteint son altitude maximum au niveau des cimes englacées du Mt. Jaya ou Mt. Carstenz (4884 m). D’une longueur totale de plus de 2000 km, ces chaînes centrales forment le plus imposant relief montagneux de la zone équatoriale après la Cordillère des Andes. Les chaînes côtières septentrionales, de moindre ampleur, culmine au Mt. Bangeta (4121 m) dans la péninsule du Huon, lieu principal de cette étude. Toute la partie S de l’île est formée par la plateforme marécageuse du Fly et du Digul. Au N, entre les chaînes centrales et côtières, se développent les bassins du Taritatu, du Sépik et le profond corridor du Ramu-Markham à l’extrême SSE.

3Ce chapitre est consacré aux karsts et aux phénomènes glaciaires du Mt. Bangeta et de la Chaîne Cromwell situés en P.N.G., dans la péninsule de Huon, c’est-à-dire à l’extrémité orientale de la chaîne Finisterre-Saruwaged. Puis nous élargissons l’étude à la notion d’étagement des karsts de montagne en Nouvelle-Guinée. Ce texte accompagne la carte géomorphologique de reconnaissance en couleurs de la péninsule de Huon (1/250 000) présenté en hors texte. Quelques éléments de comparaison ont été exploités à partir du rapport des expéditions glaciologiques australiennes au Mt. Jaya (HOPE et al., 1976).

4Le principal problème géomorphologique est constitué par la jeunesse du modelé glacio-karstique en liaison avec la vigueur de la surrection pléistocène. Pédogenèse et karstogenèse sont sous l’étroite dépendance de cette néotectonique, mais également sous le contrôle du volcanisme et des séismes (chap. 14).

I - LE MILIEU NATUREL

A. LE CADRE GEOLOGIQUE (fig. 157)

1. Tectonique

5Le relief puissant de Nouvelle-Guinée et la forte sismicité de la bordure NE sont le signe d’une néotectonique remarquable. Appartenant à une des zones les plus mobiles de la croûte terrestre, la ceinture de feu du Pacifique, la P.N.G. et ses archipels Bismarck et Salomon détiennent à eux-seuls 5 à 10 % de l’activité sismique mondiale (BROOKS, 1965). On estime qu’il se produit 1 à 10 séismes de magnitude supérieure ou égale à 6 par siècle tous les 1000 km2, voire plus dans les archipels (fig. 158).

6La structure du relief est issue de la compression de la plaque continentale australienne (poussée N) contre la plaque océanique du Pacifique (poussée tangente vers l’W) dès la fin du Secondaire, créant un décrochement senestre le long des chaînes centrales. Actuellement en situation assez stable, ces hautes chaînes centrales occupent la zone miogéosynclinale et correspondent au premier arc insulaire, aujourd’hui fossile, dont l’activité volcanique et le métamorphisme se sont surtout produits au cours du Tertiaire. Au Plio-Quaternaire, un volcanisme plus tardif a affecté les Highlands de P.N.G. où des plateaux et des chaînons karstiques ont été perforés et fossilisés par des stratovolcans (ex : Mt. Bosavi) (fig. 157 et 160).

7A l’Eogène, cette collision entre les plaques australienne et pacifique s’est traduite par des épanchements de laves sous-marines créant en avant des chaînes centrales un arc volcanique : chaînes côtières septentrionales, S Nouvelle Bretagne, Nouvelle Irlande, W Bougainville. Ces terrains éruptifs constituent aujourd’hui le soubassement de nombreuses régions karstiques de moyenne et haute altitude. Au Pléistocène, un nouvel arc volcanique s’est établi plus au N (Karkar, N Nouvelle Bretagne, E Bougainville) caractérisé par de grands appareils actifs. Les séries calcaires, puissantes de 1000 à plus de 3000 m et actuellement très karstifiées, résultent d’une sédimentation carbonatée récifale de plate-forme ou de bordure de plate-forme à l’Oligo-Miocène dans la zone miogéosynclinale (chaînes centrales) et eugéosynclinale (chaînes côtières N et Nouvelle Bretagne méridionale). A partir de la fin du Miocène et au Plio-Quaternaire, ces calcaires ont été portés en altitude par des jeux de blocs.

Figure 157 : Carte géologique générale de Papouasie Nouvelle-Guinée (d’après LÖFFLER, 1977). 1. Quaternaire : alluvions et terrasses coralliennes. 2. Volcanisme quaternaire. 3. Pliocène. : sédimentaire marin et continental. 4. Calcaires pliocènes. 5. Calcaires miocènes. 6. Volcano-sédimentaire miocène. 7. Roches intrusives miocènes. S. Mésozoïque : grès, schistes, conglomérats. 9. Mésozoïque : volcano-sédimentaire métamorphique. 10. Volcanisme marin mésozoïque. 11. Roches ultrabasiques secondaires. 12. Dacite (Trias). 13. Granite, granodiorite (Permien).

2. Géologie de la péninsule de Huon

a. Structure générale

8La structure de la chaîne Finisterre-Saruwaged correspond à un système de blocs soulevés et basculés vers le N selon un géanticlinal peu ou pas plissé d’axe NW-SE (fig. 159). Le substratum volcanique — ancien arc éogène — est formé par des laves sous-marines basiques associées à des laves bréchiques, des grauwackes, des grès et de petites lentilles calcaires. Cette formation volcano-sédimentaire à une puissance totale de 5500 m et affleure largement au S de la péninsule au niveau de la chaîne Rawlinson (carte h.t.). Elle est surmontée en discordance par la série carbonatée de Gowop (Miocène inférieur-Pliocène : principaux karsts) de 3200 m d’épaisseur dans laquelle on observe de multiples variations de faciès : terrains récifaux et poreux à algues et foraminifères. D’autres calcaires variés de même âge s’étendent plus au N et à l’E : calcaires deKabwum, de Tipist et calcarénites de Song River, tous de forte puissance (500 m pour Tipsit, 3500 et 2800 m pour Kabwum et Song River) (ROBINSON, 1974).

9Bordant le profond fossé tectonique du Markham-Ramu, la chaîne Finisterre-Saruwaged est soumise à de nombreux glissements et écroulements sismiques (carte h.t. - Chaîne Rawlinson : vallées Buhem et Sankwep) (chap. 14). Cette puissante orogenèse a également entraîné un abaissement relatif du niveau de base qui se traduit par le fort creusement des vallées transversales — vallées en V très encaissées et difficilement praticables à l’image de la Tuembi et de la Sankwep river — et le remblaiement corrélatif de la zone subsidente du Markham (1000 m de comblement pléistocène dans la partie orientale du fossé du Markham) (fig. 178). Le soulèvement de la chaîne Finisterre-Saruwaged et de la péninsule de Huon s’est poursuivi durant le Quaternaire moyen et récent à un rythme rapide comme l’illustrent les terrasses soulevées de la côte N.

b. Les plages soulevées de la côte N (photo 143)

10Ce système de terrasses marines étagées entre 0 et 700 m d’altitude est l’un des plus remarquables à l’échelle du globe (photo 143). C’est pendant la deuxième guerre mondiale, grâce à des photographies aériennes effectuées par les forces aériennes alliées, que les terrasses de Huon ont attiré l’attention. Mais la première étude géologique de ce site remonte à la visite de CHAPPELL en 1965. Des datations radiométriques (14C et U/Th) sont effectuées sur les différents niveaux (POLACH et al., 1969 ; VEEH et CHAPPELL, 1970 ; CHAPPELL et POLACH, 1972). Des datations complémentaires permettent de préciser la première chronologie (BLOOM et al., 1974 ; CHAPPELL, 1974).

Figure 158 : La séismicité en Nouvelle-Guinée (d’après DENHAM, 1971).
Carte A : Distribution des séismes (magnitude > 4) entre 1958 et 1966 en Nouvelle-Guinée et dans les archipels Bismarck-Salomon.
Carte B : Distribution des séismes dans la zone de limite de plaques de la chaîne Finisterre-Saruwaged.
1. Mouvement de la plaque continentale australienne.
2. Mouvement de la plaque océanique du Pacifique.
3. Décrochement du Ramu-Markham le long de la chaîne centrale.

Photo 143 : Les terrasses coralliennes soulevées de Sialum sur la côte N de la péninsule de Huon montent jusqu’à + 700 m (âge U/Th : 220-250 ka) et témoignent d’une surrection pléistocène remarquable qui explique la jeunesse du modelé glacio-karstique du Mt. Bangeta (fig. 164 et 166). (cliché Gérald FAVRE).

Figure 159 : Coupe géologique du versant SE de la péninsule de Huon (construite d’après la carte géologique de ROBINSON, 1974). 1. Calcaires coralliens pléistocènes (terrasses soulevées). 2. Calcaires de Kabwum (Miocène moyenPliocène). 3. Calcaires de Gowop (Miocène inf.-Pliocène). 4. Calcaires schisteux de Tipsit (Miocène inf.-moyen). 5. Grès calcaires de Pindiu (Miocène inf.-moyen). 6. Basaltes miocènes. 7. Volcano-sédimentaire des "Finistene volcanics" (Oligocène inf.-Miocène inf.).

Figure 160 : Les régions morphostructurales de P.N.G. (d’après LOFFLER, 1977). À. Limites des régions morphostructurales. B. Alluvions quaternaires. C. Dépôts quaternaires des bassins intramontagnards des Highlands. D. Plages soulevées. E. Volcans actifs. F. Strato-volcans inactifs.
Régions : 1. Plaine de piémont du Fly. 2. Bassin du Sepik. 3. Fossé du Ramu-Markham. 4. Plaines côtières et basses terres méridionales. 5. Bassin du Cap Vogel. 6. Chaînes métamorphiques septentrionales. 7. Chaînes métamorphiques orientales (Owen Stanley). 8. Chaînes plissées calcaires méridionales (karsts). 9. Highlands. 10. Chaînes ultrabasiqnes. 11. Chaînes côtières Bewani-Torricelli. 12. Arc volcanique paléogène et karsts des chaînes Adelbert-Finisterre-Saruwaged. 13. Arc volcanique quaternaire de l’archipel Bismarck. 14. Arc volcanique paléogène et karsts de Nouvelle Bretagne. 15. Arc volcanique paléogène et karsts de Nouvelle Irlande.

11Les âges radiométriques des principales terrasses ont donné la séquence suivante : 7,5 - 30 - 40 - 60 - 85 - 107 - 125 - 140 - 185 - 220 ka (1 ka = 1000 ans). Le taux de soulèvement de 0,5 à 3 m/millénaire augmente d’W en E. Les auteurs et notamment BLOOM et al. (1974) ont montré les corrélations existant entre les phases de surrection et les fluctuations du niveau marin. Ainsi, la croissance des récifs coralliens cesse quand le niveau eustatique décline et devient inférieur au taux de surrection. Les terrasses ont donc dû être façonnées pendant des intervalles de temps privilégiés correspondant à des périodes où les taux de soulèvement et de transgression marine coïncidaient. Pour le Pléistocène récent, des datations supplémentaires ont été réalisées : elles s’échelonnent de 124 à 2,2 ka. On distingue sept maxima de niveau marin situés en gros à 20000 ans d’intervalle (BLOOM et al., 1974).

12D’après les valeurs connues du soulèvement, les minima de niveau marin ont été estimés à - 120 et - 135 m pour la période würmienne. Ces régressions glacio-eustatiques sont confirmées par des observations morphologiques, tel ce delta aujourd’hui sous-marin, décrit par CHAPPELL (1974), dont la mise en place remonte à un recul glacio-eustatique récent du Würm.

c. L’interprétation tectonique de la surrection récente

13Le puissant soulèvement pléistocène résulte d’une compression (arc boutement) entre la plaque australienne et la plaque pacifique, la limite étant caractérisée par le grand décrochement du Markham-Ramu.

14Ce mouvement s’est manifesté dès l’Eogène par des épanchements volcaniques sous-marins ; il se poursuit actuellement par un soulèvement en voûte et une tectonique de failles normales. Il pourrait s’agir d’une réaction isostatique à un phénomène de sous-charriage de la croûte sialique (ROBINSON, 1974).

15Cette structure se différencie de la bordure S de la Nouvelle Bretagne où la proximité de la fosse sous-marine de la Mer de Salomon (New Britain Trench, - 8000 m) et la distribution des séismes prouvent l’existence d’un plan de Bénioff, le mouvement de subduction de la plaque de la Mer de Salomon s’effectuant sous la plaque S Bismarck. Ici, la surrection est à l’origine d’un bombement de la plate-forme carbonatée sans jeu de blocs ; plusieurs niveaux de terrasses soulevées ont été observés jusqu’à + 500 m dans la zone de Pomio-Jacquinot Bay à la base du des Mts. Nakanai (RYBURN, 1974).

3. Répartition et nature des calcaires

a. Distribution des affleurements

16Les calcaires de Nouvelle-Guinée et des archipels voisins sont cénozoïques. Sur les 14 unités géomorphologiques de P.N.G., quatre connaissent des affleurements carbonatés de grandes dimensions (fig. 160) :

17- Les chaînes plissées méridionales présentent une bande calcaire de 450 km de long et de 50 à 100 km de large, allant de la zone de Kikori dans la province Gulf jusqu’aux Stars Mountains situées à la frontière de l’Irian Jaya. Les karsts s’échelonnent entre 200 et 3900 m d’altitude (fig. 160, n°8).

18Superficie totale = 20 000 à 25 000 km2.

19- La chaîne Finisterre-Saruwaged possède une couverture calcaire sur son versant N mesurant 250 km de long et 20 à 40 km de large, entre Madang et l’extrémité E de la péninsule de Huon (fig. 160, n°12). Les karsts s’étagent entre 0 et 4100 m d’altitude.

20Superficie totale = > 5000 km2.

21- La Nouvelle Bretagne présente trois grands massifs calcaires : chaîne Raulei, Mts. Nakanai et chaîne Whiteman (fig. 160, no 14). Le karst culmine à 2185 m dans les Nakanai.

22Superficie totale = 12 000 km2.

23- La Nouvelle Irlande, plus étroite, présente 40 % d’affleurements carbonatés : la chaîne Schleinitz, le plateau Lelet et la partie N de la chaîne Hans Meyer (fig. 160, n°15). Le karst monte jusqu’à 1800 m.

24Superficie totale = 2000 km2.

b. Caractères physiques, pétrographiques et minéralogiques (tableau 31)

25Les calcaires de Nouvelle-Guinée sont surtout miocènes (fig. 157). Il s’agit de biomicrites à algues et foraminifères pour la dorsale (chaînes plissées méridionales) et les chaînes côtières N, et de calcaires bioclastiques et calcarénites pour l’archipel Bismarck (Nouvelle Bretagne et Nouvelle Irlande). Ils correspondent à une sédimentation typique de plate-forme : faciès de plate-forme interne (micrites), faciès récifaux pour les biohermes et faciès de pente externe (calcarénites). On observe trois séries calcaires importantes :

26◊ Les calcaires de Darai : ils constituent l’armature des chaînes plissées méridionales et des plateaux calcaires associés comme le plateau Darai dans les Highlands du S (fig. 157 et 177). Cette série biomicritique et bioclastique, d’âge Eocène supérieur à Miocène supérieur, atteint 1500 m de puissance. Ce sont des roches assez compactes (porosité de 2,5 à 3,5 %) renfermant 98 % de calcite et 2 % de quartz. Les minéraux argileux sont uniquement représentées par des smectites. L’analyse a également révélé des traces d’aragonite et la présence de goethite (tableau 31).

27Dans la chaîne Muller (Western province), les échantillons de calcaires de Darai analysés par FRANCIS (in JAMES, 1980, p. 74) indiquent des taux moyens de 93,4 % de CaCO3 et de 1,6 % de MgCO3 pour les couches massives, mais certains horizons élastiques présentent parfois moins de 50 % de carbonates.

28Ces vastes affleurements (> 20 000 km2) sont très karstifiés : "Cockpit karst" de la région de Kikori, reliefs coniques et à pitons ("Kegelkarst", "Turmkarst") de la zone du lac Kutubu, karst supra forestier à dolines et puits d’effondrement des Star Mountains.

29En Irian Jaya, les calcaires éocènes à miocènes du Carstenz (Mt. Jaya), connus sous le nom de calcaires de Yawee, constituent la série équivalente des calcaires de Darai. Il s’agit de formations massives ou stratifiées, d’épaisseur comparable, constituées de calcarénites, biomicrites, calcirudite... (DOW et al., 1985).

30◊ Les calcaires de Gowop : ils forment la série calcaire principale de la chaîne côtière Finisterre-Saruwaged. Ce sont des biomicrites massives à algues et foraminifères, du Miocène inférieur à Pliocène, d’une puissance maximum de 3200 m. Ils sont beaucoup plus poreux (12 à 19 %) que les calcaires de Darai, mais leur minéralogie demeure identique : 98 % de calcite, 2 % de quartz et 100 % de smectite au niveau du résidu argileux (tableau 31).

31Le glacio-karst du Mt. Bangeta (alt. 3600-4100m) et le karst semi-forestier à dolines de la chaîne Cromwell (alt. 2400-3000 m) dans la péninsule de Huon sont en grande partie développés dans le faciès de Gowop.

32◊ Les calcaires de Yalam : cette série calcaire du Miocène inférieur et moyen, épaisse de 1300 à 1500 m, forme les grands massifs peu ou pas plissés de Nouvelle Bretagne (Whiteman, Nakanai). Elle est composée de calcaires bioclastiques (coralliens et algaires), de calcarénite, de calcilutite et de faciès crayeux. La porosité va de 1 à 22 % dans les trois échantillons analysés (tableau 31). Le calcaire prélevé dans la rivière souterraine de Naré, de médiocre compacité, a une porosité de 22,7 % (ce qui constitue une difficulté pour l’exploration spéléologique). La minéralogie est identique : 98 % de calcite, 2 % de quartz et 100 % de smectite pour les argiles. Les calcaires de Yalam sont puissamment karstifiés : karst polygonal, rivières souterraines et avens géants des Mts. Nakanai ou de la chaîne Whiteman.

Tableau 31 :
Caractères physiques et minéralogiques de neuf échantillons de calcaires de P.N.G. (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Cacn. M. Levant, C. Blanchet, Y. Delehaye, M.-N. Le Coustumer, D. Rivaille).
(1) Calcaire de Gowop (Miocène infér.-Pliocène) : Mt. Bangeta, alt. 4000 m (péninsule de Huon).
(2) Calcaire de Gowop : Chaîne Cromwell, poljé d’Ulur, ait. 2450 m(Huon).
(3) Calcaire de Yalam (Miocène infér.-moyen) : Mts. Nakanai-Jso River (Nlle.Bretagne).
(4) Calcaire des "Esis beds" (Miocène sup.-Pliocène) : Mts.Nakanai-Nutuve.
(5) Calcaire de Yalam (Miocène infér.-moyen) : Mts.Nakanai-Matali.
(6) Calcaire de Yalam : Mts. Nakanai-Naré.
(7) Calcaire de Darai (Oligocène sup.-Miocène moyen) : Mendi (Highlands du Sud).
(8) Marbre d’Omaura (Oligocène moyen-sup.) : Kainantu (Highlands de l’Est).
(9) Calcaire de Darai (Oligo-Miocène) : Mubi River-Kutubu (Highlands du Sud).

33Tous les calcaires tertiaires de P.N.G. sont plus ou moins pollués par des retombées volcaniques comme le montre l’étude de lames minces. Durant la grande phase de sédimentation carbonatée du Miocène, les retombées ont été distales (cf. étude de la contamination en tephra dans le chap. 14).

B. LE CONTEXTE CLIMATIQUE (ALPINE, KEIG, FALLS, 1983)

34En raison de sa position en latitude (3 à 6° lat. S) et de sa nature insulaire, la Nouvelle-Guinée est soumise à un climat équatorial humide à hyperhumide peu nuancé. Il n’existe pas de saisons thermiques. En considérant les températures moyennes annuelles de nombreuses stations, on constate que l’amplitude annuelle n’est guère que de 2°C à Port Moresby (27,7 et 25,7°C), de 0,7°C à Rabaul en Nouvelle Bretagne (27,7 et 26,8°C) ou de 0,9°C à Téléfomin dans les Highlands (20 et 19,1°C) (d’après les tableaux climatiques de Mc ALPINE et al., 1975).

35Deux facteurs introduisent des nuances. Avec l’altitude, la diminution des températures moyennes est de 0,5°C/100 m. En revanche, le régime des vents détermine deux saisons pluviométriques de type moussons. Durant l’été austral (janvier-avril), les vents dominants sont de NW. De mai à octobre, ils sont de SE, donc opposés. Mais dans les deux cas, ils apportent un air instable, chaud et humide, ascendant au contact des reliefs élevés de l’île, d’où la presque perpétuelle couverture nuageuse qui sévit sur les chaînes centrales et côtières ou sur les archipels Bismarck et Salomon. L’exposition au vent et sous le vent joue donc un rôle capital et explique l’alternance saison humide/saison moins humide.

36L’expression de saison sèche ne peut s’appliquer qu’à quelques petites régions : SW de la Papouasie, bande côtière de Port Moresby (995 mm/an), vallée moyenne du Markham. Dans 80 % du territoire, les précipitations annuelles dépassent 2500 mm et atteignent assez fréquemment 4000 à 5000 mm (fig. 161).

37Dans la péninsule de Huon, les précipitations fluctuent entre 2000 et 4500 mm/an. La côte et le versant N sont la partie la moins arrosée en raison de la faiblesse relative de la mousson de NW : les stations littorales de Wasu et de Sio reçoivent 2345 mm et 2031 mm tandis que Kabwum, à 1500 m d’altitude, n’obtient que 2196 mm ; les minima se situent entre juin et août (25 à 79 mm selon le mois) et les maxima en février (286 à 602 mm). Sur les côtes S et E, les pluies sont largement plus abondantes. Lae et Finschaffen reçoivent 4617 et 4417 mm avec des minima en février (231 et 95 mm) et des maxima en août et juillet (517 et 655 mm) (fig. 162).

38Le centre montagneux de la péninsule de Huon connaît des conditions climatiques moins bien connues. Dans la chaîne Rawlinson, Pindiu et Mindik totalisent 2709 et 2235 mm et dépendent de la mousson de SE (maxima en juillet et août de 327 et 290 mm).

Figure 161 :
Carte des précipitations de P.N.G. (d’après FORD, 1973). 1. Mousson de NW (décembre-avril). 2. Mousson de SE (mai-octobre).

Figure 162 : Pluviogrammes de plusieurs stations de la péninsule de Huon. Côte S et SE (Finschaffen, Lae). Côte N et flanc N (Sio, Wasu, Kabwum). Centre montagneux (Pindiu, Mendik, Boana). (d’après les données de Mc ALPINE et al., 1975).

39Cependant, comme dans d’autres montagnes intertropicales, il semble exister une nette diminution des précipitations au-delà d’une certaine altitude. Mais il faut rester prudent pour la haute chaîne Saruwaged, et notamment le plateau Bangeta (3800-4100 m), pour lesquels les hauteurs des précipitations sont inconnues. Le sommet du Mt. Bangeta ne peut être comparé au Kilimandjaro qui ne recevrait que moins de 100 mm/an vers 5900 m (estimation WALTER, in DEMANGEOT, 1976) : il n’existe aucune aridité sur les hautes montagnes de Nouvelle-Guinée. Les études climatologiques des Australiens sur le massif du Carstenz indiquent qu’il tombe 3000 à 3500 mm/an vers 4250 m (ALLISON and BENNETT, in HOPE 1976).

40En réalité, les Mts. Wilhelm, Carstenz et Bangeta présentent un comportement climatique similaire. D’après diverses études (Mc VEAN, 1974, in HOPE, 1976), il existe un contraste pluviométrique net entre le flanc S du Mt. Wilhelm où règne une augmentation des pluies avec l’altitude et le flanc N où l’on observe au contraire une assez forte diminution altitudinale des précipitations. De même, sur le Mt. Bangeta, le versant S est beaucoup moins arrosé que le versant N. Sur le massif du Carstenz, cette opposition de versants est marquée par une physionomie différente de la végétation comme le montre le plateau méridional Kemabu d’aspect plus "sec". Se référant aux travaux de BROOKFIELD et HART (1966) et de VERSTAPPEN (1964), ALLISON et BENNETT (in HOPE, 1976) soulignent l’existence d’une ceinture relativement sèche sur le versant N de la dorsale d’Irian Jaya entre Ilaga et Wamena.

Figure 163 : Etagement de la végétation en NouvelleGuinée (Mt. Bangeta : 4121 m et Mt. Carstenz : 4884 m). La courbe des précipitations en fonction de l’altitude montre une dissymétrie d’exposition banale sans sécheresse en versant NE.
L.N.P. : limite des neiges permanentes. 1. Forêt pluviale de basse montagne (rain forest). 2. Forêt pluviale de moyenne montagne (rain forest). 3. Foret moussue (Nebehvald). 4. Steppes et pelouses alpines. 5. Zone englacée et proglaciaire, (d’après MAIRE pour le Bangeta et les données de HOPE et al., 1976, pour le Carstenz).

41Il existe donc en Nouvelle-Guinée une influence plus marquée de la mousson de SE et parallèlement, en situation sous le vent, une tranche abritée moins humide en exposition N. Ces observations prouvent que les hautes montagnes de Nouvelle-Guinée subissent un contraste pluviométrique d’exposition banal, néanmoins plus atténué que dans les Andes colombiennes ou en Inde (DEMANGEOT, 1976).

C. L’ETAGEMENT DE LA VEGETATION

42La flore de Nouvelle-Guinée est une des plus riches du globe. Sur 9000 espèces d’angiospermes, 90 % sont des espèces endémiques (GOOD, 1960, in VAN BALGOOY : PAIJMANS Edit, 1976). Un tel endémisme est encore mal expliqué en dépit des spéculations sur le rôle joué par la tectonique des plaques.

43La distribution des formations végétales de P.N.G. est bien connue (PAIJMANS, 1975, carte de la végétation à 1/100 000 et 1976). La végétation de montagne couvre 72 % du territoire contre 28 % pour la végétation côtière et de plaine. L’exemple de la péninsule de Huon offre un étagement complet de la végétation depuis les mangroves littorales jusqu’aux pelouses alpines. Contrairement aux Highlands qui ont subi une forte déforestation (prairies et savanes secondaires après brûlis) en raison de leur climat favorable entre 1500 et 2500 m, la chaîne Saruwaged, beaucoup plus escarpée, est restée dans de remarquables conditions climaciques (photo 144), à l’exception des vallées inférieures et des plateaux de la chaîne Cromwell (photos 145 et 146).

1. La végétation des basses terres

44En P.N.G., elle est surtout représentée par la plaine du Fly et le bassin du Sepik. Elle est mieux développée en Irian Jaya.

  • la végétation côtière se développe soit dans la zone intertidale des littoraux lagunaires et vaseux (mangroves), soit en arrière des plages sur des formations sableuses à couverture herbacée halophile, à forêt de casuarinés ou à forêt littorale mixte à dépressions marécageuses.
  • les prairies marécageuses sont caractéristiques des régions aquatiques et semi-aquatiques permanentes le long des fleuves Sepik et Fly, avec des formations à phragmites, à Saccharum (cannes à sucre sauvage de haute taille), ou encore à laiches, lycopodes et fougères.
  • les forêts des plaines alluviales et des deltas sont inondées pendant la saison humide (cours inférieur du Fly). Les arbres, hauts d’une trentaine de mètres, présentent des bases de tronc en hélice (Terminalia). Dans les parties aquatiques, on rencontre des Malaleuca recouverts d’épiphytes et des arbres à pain ou sagoutiers (Metroxylon sagu) exploités par les indigènes pour leur moëlle comestible.
  • les prairies et savanes des régions à saison sèche sont représentées dans le SW de la Papouasie. C’est le lieu d’élection des herbes à kangourou (Themeda australis) et des eucalyptus, végétation similaire à celle du N de l’Australie.

2. La végétation des montagnes (fig. 163)

45Elle occupe plus de 90 % de la superficie de la péninsule de Huon et demeure dominante sur l’ensemble de la Nouvelle-Guinée. En remontant la vallée escarpée de la Tuembi River jusqu’au plateau supraforestier du Mt. Bangeta, nous avons observé l’étagement suivant :

46- La forêt pluviale de basse montagne grimpe jusqu’à 1000 m d’altitude environ et constitue le type de végétation le plus répandu (43 % du territoire de P.N.G.).

Photo 144 :
Dans la haute vallée de la Tuembi River, vers 2750 m d’altitude (versant SW du Ml. Bangeta). Zone de transition entre la forêt pluviale de moyenne montagne (1000-3000 m) et la forêt moussue (3000-3900 m).
A noter l’abondance des épiphytes et les fougères arborescentes (Cyathea).
Situation générale en biostasie.

Photo 145 :
La chaîne Cromwell (péninsule de Huon) constitue l’extrémité E de la chaîne côtière Finisterre-Saruwaged.
Vue aérienne vers l’W des hauts plateaux à dolines du Mt. Ulur (2940 m).
A droite, l’escarpement dans les calcaires de Gowop.
A gauche, l’escarpement de faille dominant le poljé d’Ulur (nuages) (photo 146). Au centre, ouvalas défrichés (en blanc).

Photo 146 :
Le poljé d’Ulur (alt. 2400 m, 20km2), au centre de la chaîne Cromwell, présente un fond vallonné. Il n’a pas atteint son stade de maturité.
A noter l’importance du défrichement. La présence d’éléments de cuirasses ferrugineuses à cette altitude confirme que le massif a été fortement soulevé au Pléistocène comme le prouvent les terrasses soulevées de Sialum.
(cliché Gérald FAVRE).

47Dans cet étage montagnard inférieur, l’incidence de l’homme a été grande : une partie importante de la forêt pluviale est secondaire (défrichages, nombreux "gardens"). Dans les régions où la saison sèche est mieux marquée (ex : haute vallée du Markham), la forêt climacique a totalement disparu au profit de prairies et savanes à Themeda, eucalyptus, casuarinés. Précisons que l’agriculture de subsistance est fondée ici sur une rotation rapide des cultures, d’où la multiplication des "gardens". Cette pratique qui se perpétue depuis des millénaires n’épargne pas les pentes raides.

48- la forêt pluviale de moyenne montagne s’étage entre 1000 et 3000 m et représente 25 % du territoire de P.N.G. Dans la zone inférieure prédominent les genres Castanopsis et Lithocarpus, alors que la forêt à Nothofagus se développe largement entre 1500 et 2600m. La forêt de conifères se développe surtout dans l’étage supérieur entre 2400 et 3000 m (Podocarpus, Papuacedrus, Araucaria...). La visibilité en forêt est réduite à 10-15 m et le déplacement s’avère difficile en raison des racines traçantes, des troncs morts et des buissons de bambous (photo 144). Dans les districts peuplés des Highlands, des centaines de km2 ont été transformés en prairies jusqu’à 2700 m qui est l’altitude limite de l’agriculture indigène (patate douce).

49- la forêt moussue ou "Nebelwald" (forêt nuageuse) s’étend entre 3000 et 3900 m, soit sur 4 % de la superficie de P.N.G. Avec l’augmentation de l’altitude, la hauteur des arbres décroît progressivement de 18 à 6 m. Dans l’étage inférieur, on remarque des conifères (Papuacedrus, Podocarpus, Dacrycarpus), des éricacées, des rubiacées et des myrtacées, l’ensemble étant recouvert d’épiphytes et de lianes caractéristiques. Vers 3500 m, les fougères et rhododendrons arborescents, et les airelles (Vaccinium) sont prépondérants. Avec l’altitude, la couverture forestière devient discontinue. La savane à fougères arborescentes (Cyathea pseudomuelleri) apparaît dès 2700 m et monte jusqu’à 3800 m (photo 148). D’après PAIJMANS et LÔFFLER (1972, in PAIJMANS, 1976), elle semble uniquement spécifique à la Nouvelle-Guinée. Cette savane est associée à une végétation herbacée de haute taille caractérisée par des touffes de graminées (Deschampsia klossii).

50- les steppes et pelouses alpines (photos 6 et 8) se développent au-dessus de la forêt entre 3900 et 4500 m (3800-4121m pour le plateau Bangeta). Elles ont été bien étudiées sur le Mt. Wilhelm et le Mt. Carstenz (HOPE, 1976) où de multiples associations ont été dénombrées : pelouses à Deschampsia, Carex, Coprosma...

II - LES HAUTS KARSTS DE LA PENINSULE DE HUON (Mt. BANGETA ET CHAINE CROMWELL)

51En Nouvelle-Guinée, l’étagement bioclimatique des karsts est le plus spectaculaire de la zone équatoriale puisqu’il va des plaines à mangroves jusqu’aux neiges éternelles sur quelques dizaines de km. Il a été souligné par divers auteurs : JENNINGS et BIK (1962), VERSTAPPEN (1964), WILLIAMS (1973), LÔFFLER (1977). Mais cette zonation du modelé karstique avec l’altitude mérite d’être nuancée en raison de l’interpénétration des types de formes, du rôle important joué par la structure géologique et la surrection plio-quaternaire.

A. L’ETAGEMENT DU MODELE KARSTIQUE

52L’étagement du modelé karstique s’effectue de 0 à 4000 m en moins de 55 km (fig. 164).

1. Le karst des terrasses marines soulevées (0-700 m)

53Le karst littoral se développe dans des calcaires coralliens pléistocènes en cours de soulèvement, de forte porosité, découpés en strates de 2 à 6 m, contenant des passées argileuses, des sables volcano-sédimentaires et des calcarénites. Ce karst au contact de la mer n’a pas été étudié, mais il est du même type que celui de la côte S de Nouvelle Bretagne (estran découpé en vasques et lapiés littoraux, reliefs résiduels en champignons, visor). Au-dessus, sur les terrasses soulevées, la karstification est peu évoluée : dolines de dissolution et petites cavités dans un contexte végétal herbacé d’origine anthropique (MOURET et DEHARVENG, Spelunca PNG, 1981, p. 32).

54Les terrasses inférieures (200-300 m), récemment soulevées (2,2 à 124 ka), connaissent une évolution karstique modeste de sorte que la construction corallienne est visible avec ses anciens lagons fermés vers l’extérieur par les récifs barrières. Les précipitations (2031 mm/an à Sio entre Wasu et Sialum) sont nettement inférieures à celles de la côte S de Nouvelle Bretagne (6541 mm/an à Pomio) où la terrasse soulevée de + 120 m présente de grandes dépressions.

2. Le fluvio-karst à canyons de la retombée N de la chaîne Cromwell (700-2400 m)

55La chaîne Cromwell se termine par un grand escarpement de faille normale (regard NE) mettant directement en contact les calcaires de Kabwum du Mio-Pliocène avec les· calcaires coralliens quaternaires des terrasses marines. D’une inclinaison de 30 à 40°, ces contreforts sont recouverts par la forêt pluviale de moyenne montagne et sont noyés dans une épaisse couverture nuageuse. Sur ces pentes escarpées se développe une morphologie fluvio-karstique constituée par des gorges profondes de plusieurs centaines de mètres (rivières Dallman et Kapugara). Ces canyons n’ont rien à voir avec leurs homologues des pays tempérés. Leurs flancs sont tapissés par une végétation exubérante si bien que la roche apparaît rarement à nu même sur les flancs subverticaux. Dans les parties amont, l’écoulement est souvent temporaire, mais en saison humide, des crues violentes balayent le fond des gorges.

56D’autres talwegs et ravins moins prononcés strient le rebord septentrional de la chaîne calcaire ; certains se jettent dans des pertes parfois pénétrables. Une partie importante des précipitations est donc absorbée par le substratum perméable (calcaires de Kabwum très poreux, puissance de 3500 m). L’hydrogéologie de cette région bordière est mal connue. Près de Sialum, une source vauclusienne (Paradise Spring), d’un débit de2m3/s en début de saison des pluies, est la seule émergence importante repérée, mais il doit en exister d’autres (MOURET et DEHARVENG, 1981, supra).

57L’abaissement relatif du niveau de base marin par le jeu de la surrection explique le profil en long cascadant des canyons de la chaîne Cromwell. Au N du massif du Bangeta, les cours allogènes des rivières Kwama et Timbe s’enfoncent à l’aval dans deux grandes gorges cataclinales antécédentes (carte morphologique h.t.).

3. Le karst montagnard semi-forestier à dépressions de la chaîne Cromwell (2400-3500 m) (fig. 165)

58Comme l’illustre la zone centrale de la carte géomorphologique à 1/250 000, le karst le plus évolué est localisé dans la partie interne de la péninsule, sur les hauts plateaux de la chaîne Cromwell, entre 2400 et 3000 m. Cette région est limitée au NW par des falaises calcaires dominant le bassin d’Indagen-Kabwum (photo 145) au fond duquel affleurent les basaltes miocènes le long de la rivère Kwama. Au S, le plateau Cromwell est échancré par de larges entailles creusées dans les calcaires sous-jacents de Tipsit (faciès schisteux du Miocène inférieur-moyen) sur les parcours des rivières Jua et Bulum où affleurent des basaltes pliocènes.

59Au SW, la chaîne Cromwell jouxte, par une falaise discontinue et moins marquée, la chaîne Rawlinson façonnée dans le volcano-sédimentaire de l’Oligo-Miocène. A l’W, la chaîne se raccorde à l’extrémité des Mts. Saruwaged par le haut plateau supraforestier du Bangeta (4121 m). Au NE, elle finit sur le rebord à canyons tandis qu’à l’Ε et au SE, elle est séparée du massif oriental (cote 2010 m), modelé dans les calcarénites mio-pliocènes peu karstifiées, par la vallée moyenne de la rivière Mongi creusée dans les grès calcaires de Pindiu (Miocène inférieur-moyen).

60Le karst de montagne de la chaîne de Cromwell se développe soit sous une couverture forestière épaisse (forêt pluviale à Nothofagus), soit dans des zones planes à savanes secondaires (savane à Cyathea et prairies à Deschampsia) au fond des poljés et des ouvalas. On distingue deux types de karsts :

  • Le karst à dolines et ouvalas est bien représenté à l’W du Mt. Ulur (2940 m) dans le bastion perché triangulaire surplombant Indagen et dominant au N le poljé d’Ulur (photo 145, fig. 165). La topographie est caractérisée par un champ de mamelons et de dolines profondes. Les ouvalas mesurent 50 à 100 m de profondeur et 0,5 à 2 km de large ; ils ont été défrichés.
  • Le poljé d’Ulur, de forme quadrangulaire (20 km2), s’étend à 2400 m d’altitude au S du Mt. Ulur sous l’escarpement de faille du haut plateau à dolines (fig. 165). Le fond irrégulier est le résultat de la coalescence de dolines et d’ouvalas dans un secteur structuralement déprimé (photo 146). Le drainage du poljé est effectué par plusieurs cours d’eau pérennes qui aboutissent dans des ponors. L’un des torrents de la plaine d’Ulur se précipite dans une cavité rapidement impénétrable malgré son grand porche (comm. orale Gérald FAVRE). Ce poljé n’a pas atteint son stade de maturité.

Figure 164 : Etagement relatif du modelé karstique sur le flanc NE de la péninsule de Huon.
Modelé : 1. Glacio-karst supraforestier (3600-4100 m) formé au Pléistocène moyen-récent en raison de la surrection. 2. Karst de montagne semi-forestier à poljés, ouvalas et dolines (2400-3600 m). 3. Karst forestier et canyons cascadants de la retombée NE de la chaîne Cromwell (700-2400 m). 4. Plages soulevées de Sialum (0-700 m). 5. Karstlittoral.
Végétation : a. Limite supérieure de la forêt pluviale de basse montagne (1000 m). b. Limite supérieure, de la forêt pluviale de moyenne montagne (2700-3000 m). c. Limite supérieure de la forêt moussue (3900 m). d. Limite des neiges permanentes au Würm (3720 m).
Néotectonique :A. Surrection de 700 m depuis 220-250 000 ans.

Figure 165 :
Le karst de montagne semi-forestier à poljés, ouvalas cl dolines de la chaîne Cromwell (2400-3600 m). 1. Isohypses (200 m).
2. Sommets.
3. Escarpements (calcaire de Gowop).
4. Escarpements de faille.
5. Ponors.
6. Poljés(Ulur).
7. Hums.
8. Ouvalas.
9. Champs de dolines.
(d’après photos aériennes et fond topographique 1/250 000, carte de Huon).

61Plus d’une dizaine de grandes dépressions, ouvalas et poljés, ont été dénombrées au NE vers le Mt. Mone (2500 m) et à l’W dans la partie amont de la rivière Mongi jusqu’à 3000 m d’altitude (carte morphologique h.t.).

B. LE GLACIO-KARST ET LES PHENOMENES GLACIAIRES DU Mt. BANGETA

62Troisième sommet de P.N.G. avec 4121 m d’altitude, le Mt. Bangeta est la montagne calcaire la plus élevée de la moitié orientale de l’île. Les hauts karsts d’Irian Jaya (Mts. Mandala, Trikora, Juliana et Jaya) sont encore très peu connus du point de vue karstologique (infra, partie III). Le Mt. Bangeta est donc un bon exemple de karst de haute montagne de Nouvelle-Guinée influencé par les phénomènes glaciaires. Une première reconnaissance avait été conduite par LÖFFLER (1971), principalement orientée sur la morphologie et les dépôts glaciaires (cf. VERSTAPPEN, 1964, pour les Star Mountains).

1. La glaciation au Würm (carte h.t., carton 1/25 000)

63Au Würm, les glaciers occupaient une superficie totale estimée à 50 km2 en comptant le plateau d’Uruwa à l’W (fig. 170). Le haut plateau du Bangeta supportait un glacier de calotte. Deux langues se rejoignaient au niveau de l’ombilic du lac Gwam (alt. 3540 m) et un glacier de vallée de 2 km de long descendait la haute vallée de la Kwama River jusqu’à 3300 m où se situe une moraine frontale bien conservée (fig. 166).

64D’autres moraines ont été repérées sur le massif. Ainsi, la haute Sankwep River est dominée par un vallon glaciaire suspendu fermé à l’aval par un vallum (fig. 166). A l’Ε, de petits cirques étaient occupés par des glaciers donnant sur le plateau où naît la rivière Mongi. Un vallum est visible vers 3600 m (photo 6). Le glacier de vallée le plus long (5 km) se situait sur le cours supérieur de la rivière Uruwa (à l’W, en dehors de la limite de la carte de la fig. 166). La limite des neiges éternelles était de 3700 m au Würm contre 4700-4800 m aujourd’hui.

Photo 147 :
Crête du Mt. B angeta vers 4050m d’altitude (à droite, calcaire de Gowop du Mio-Pliocène).
A gauche, cirque glaciaire dans le soubassement volcano-sédimentaire (arc volcanique paléogène : laves basiques, grauwack.es, grès...).
(localisation fig. 166).

Photo 148 :
Vallum morainique vers 3700 m sur la bordure SE du plateau Bangeta (situation fig. 166).
A noter la steppe à graminées (Deschampsia klossii) et fougères arborescentes (Cyathea pseudomuelleri).

Photo 149 :
Le lac Gwam (alt. 3450 m) se situe à l’E du Plateau Bangeta (fig. 166).
La cuvette a été formée par l’érosion glaciaire au contact d’une remontée basaltique.
Au fond, vallon glaciaire suspendu tapissé de rhododendrons arborescents (alt. 3650 m) et tufs de cascade sur le verrou-barre haut de 100 m.

Figure 166 :
Le glacio-karst supraforestier du Mt. Bangeta (4121 m) est de genèse récente à cause de l’ampleur de la surrection au cours du Pleistocene moyen-récent (photo 143). 1. Crêtes et cirques glaciaires. 2. Escarpements. 3. Moraines würmiennes. 4. Verrous. 5. Remplissages fluvio-glaciaires de dépressions. 6. Sandr. 7. Cônes torrentiels. S. Dépressions glacio-karstiques. 9. Dolines-puits et pertes. 10. Vallées glaciaires. 11. Ravins. 12. Ecroulements et éboulis. (d’après levés de terrain, 1979).
NB : Les astérisques numérotés permettent de situer les photos 147 à 154.

2. Le relief glaciaire non karstique

65Il est présent sur les raides versants occidentaux du plateau Bangeta où des falaises de 200 à 400 m surplombent le soubassement volcano-sédimentaire.

66Des cirques glaciaires échancrent les basaltes et sont limités à l’aval par des verrous-gradins (photo 147). Des roches moutonnées ont été être observées sur un sommet secondaire à l’Ε du point côté 4070 m. Au SW, deux vallons glaciaires en berceau façonnés dans les terrains volcano-sédimentaires dominent la haute Sankwep et la haute Tuembi (fig. 166).

67A l’Ε du plateau Bangeta, le lac Gwam (alt. 3540 m) occupe une cuvette glaciaire creusée sur un barrage de roches volcaniques provenant d’une remontée basaltique le long de la grande fracture transversale SSW-NNE qui coupe la bordure orientale du plateau Bangeta sur 1 km de large (photo 149).

Photo 150 :
Cuvette glacio-karstique typique du plateau Bangeta vers 3900 m (situation fig.166).
Tourbières se développant sur le remplissage fluvio-glaciaire.
Au premier plan, entonnoir de soutirage.

Photo 151 :
Petit cirque-doline vers 395(1 m au NNW du lac Gwam (situation fig.166).
Tourbières, étangs, entonnoir de soutirage (photo 152).

3. Le glacio-karst de surface

68Le principal problème morphologique est l’âge du glacio-karst sommital du Bangeta. En effet, la surrection pléistocène a porté tardivement cette zone au-dessus de la limite des neiges permanentes durant les phases froides, d’où la jeunesse du modelé glacio-karstique.

69Celui-ci est constitué par une surface vallonnée, percée par des dépressions glacio-karstiques circulaires ou allongées, décamétriques à hectométriques et de profondeur assez modeste (5 à 25 m). L’évolution karstique holocène est sous le contrôle de facteurs originaux : fortes précipitations et nébulosité, couverture steppique et pédologique continue, remplissages fluvio-glaciaires et tourbières dans les dépressions. Cette compresse humide, riche en CO2, est responsable d’une forte dissolution au niveau de l’épikarst (photo 12).

a. Les types de dépressions

70Les formes mineures sont caractérisées par des dolines-puits de section cylindrique (Ø 2 à 5 m) occultées par les touffes de Deschampsia. Le puits exploré le plus profond, situé vers 3900 m, ne mesure que-19 m ; le fond est colmaté par des dépôts terreux et sablo-limoneux.

71Les formes moyennes sont représentées par des dolines en entonnoir ou en baquet, de 20 à 50 m de diamètre et de 5 à 20 m de profondeur. Ce sont des dépressions orthoclinales développées sur le revers des couches. Les plus hautes se situent sur la crête du Mt. Bangeta entre 4050 et 4100 m d’altitude.

72Les cuvettes glacio-karstiques bien calibrées ont une forme circulaire ou allongée. Elles mesurent 100 à 400 m de diamètre, 5 à 25 m de profondeur, et présentent un fond en partie imperméabilisé par des remplissages glacio-lacustres varvés (tourbières). Des entonnoirs et des puits plus ou moins obstruées jalonnent les bordures de ces dépressions (photo 150).

Figure 167 :
Cirque-doline du versant E du Mt. Bangeta et son remplis-3. Alluvions fluvio-glaciaires et varves (coupe de la fig. sage fluvio-glaciaire. 1. Calcaire de Gowop. 2. Colluvions. 168). 4. Arc morainique (dernier stade de retrait du Würm).

73Les cirques-dolines, localisées dans la moitié N du plateau, sont les plus remarquables (fig. 166 et photo 151). Il s’agit de petits cirques glaciaires surcreusés dans le calcaire de Gowop. Sur leur fond plat, on peut observer, à la faveur des pertes actives, un remblaiement varvé surmonté d’un épais histosol enrichi en poussières volcaniques, l’ensemble reposant directement sur le plancher érodé du cirque (fig. 167). Lors du retrait glaciaire würmien il y 12000 ans environ, les cirques-dolines étagés ont été occupés par des lacs de fusion proglaciaires qui ont engendré des sédiments rythmés. Cette phase a été courte car la couche varvée ne dépasse pas 70 cm (fig. 168) (infra, § 4).

74Le cirque-doline circulaire le plus important se situe à 1,5 km à l’W du lac Gwam vers 3800 m d’altitude ; il mesure 700 m de long et 450 m de large (fig. 10). Sur le versant E du Mt. Bangeta, à 3950 m, un cirque-doline allongé (750 m x 300 m) présente un fond remblayé par un petit sandr ; il est fermé à l’aval par un petit verrou surmonté d’un vallum morainique échancré par un vallon proglaciaire jalonné de dolines-pertes à moitié colmatées. Ce chenal aboutit dans une dépression de 400 m de diamètre (photo 150).

b. Les lapiés

75Ils sont rares en raison de la couverture steppique. Quelques crypto-lapiés, de 10 à 20 cm de profondeur et aux rebords arrondis (Rundkarren), ont été observés sur les crêtes vers 4050-4100 m. La forte porosité du calcaire de Gowop (12 à 19 %, tableau 1) ne favorise pas les formes de ruissellement. En effet, les abrupts rocheux et les abris sous roches sont couverts de cupules jointives et de taffonis. Cette taffonisation s’effectue par dissolution-désagrégation des biomicrites poreuses (photo 163 in chap. 8).

4. Les remplissages glaciaires et les sols du plateau Bangeta

a. Les remplissages glacio-lacustres

76Une coupe naturelle observée dans un ponor, à l’extrémité de la longue dépression située au pied du versant E du Mt. Bangeta, a permis de réaliser une étude de ces dépôts. Le profil présente de haut en bas (fig. 168) : -un horizon Al humifère brun-foncé de 25 à 30 cm d’épaisseur (1).

  • un histosol, brun à brun-foncé, de forte épaisseur (1,20-1,40 m). Il est limoneux, organique et peu carbonaté (4 % de CaCO3). On observe des passées charbonneuses vers - 60 à - 80 cm (2) provenant de brûlis anthropiques ;
  • un horizon sablo-limoneux de 25-30 cm (3) ;
  • un horizon varvé, épais de 60 cm, limoneux et à lamines beiges et orangées. Cette couche correspond à une sédimentation proglaciaire de farine carbonatée (45,6 % de CaCO3) (4a,b) ;
  • un niveau basal, épais de quelques centimètres, à cailloutis roulés et matrice sableuse (4c) ;
  • le plancher érodé dans le calcaire de Gowop.

77Le remplissage varvé, de nature glacio-lacustre, a dû se produire durant le dernier stade de retrait il y a 12000 ans environ. Le nombre de varves, 20 lamines claires et sombres tous les 5 cm en moyenne, suggère une période de sédimentation ne dépassant pas un siècle. La minéralogie des argiles (10 % de kaolinite mal cristallisée et 90 % de smectite) indique un remaniement de paléosols ou un apport extérieur car les argiles contenues dans le calcaire de Gowop sont uniquement des smectites (tableau 31). L’étude morphoscopique révèle une pollution volcanique de 10 % (verres basaltiques, magnétite).

Figure 168 :
Coupe d’un remplissage fluvio-glaciaire
(potior du cirque-doline E du Bangeta, fig.167).
Coupe A : 1. Horizon supérieur humifère brun-foncé. 2. Horizon tourbeux à passées charbonneuses (brûlis holocènes). 3. Horizon sablo-limoneux d’épandage. 4. Couche varvée sablo-limoneuse (a. Niveau orangé, b. Niveau beige, c. Niveau basal à cailloutis roulés). 5. Plancher corrodé (calcaire de Gowop).
Coupe B : Détail de la couche varvée. 1. Niveau beige-clair. T. Niveau beige-clair à veines orangées (oxydation) ;
2. Niveauorangé.
3. Niveaubeige-foncé.
4. Niveau sableux grossier.

78Le reste (90 %) est constitué par des particules corrodées à incrustations ferrugineuses. La gibbsite est présente.

79Des taches d’oxydo-réduction indiquent une situation d’hydromorphie. Il n’est donc pas surprenant de constater que ces dépôts fluvio-glaciaires et leur épaisse couverture pédologique possèdent une petite nappe phréatique qui affleure au fond des dépressions pendant la saison la plus humide.

80D’autres dépôts glaciaires ont été analysés. Ainsi, un remplissage fin piégé dans une grotte-perte inactive sur le rebord E du plateau (alt. 3600 m) (photo 153) présente une composition argileuse différente : 50 % d’halloysite et 50 % de smectite mal cristallisée. Cette abondance de l’halloysite (kaolinite hydratée) provient peut-être du décapage glaciaire de paléosols développés sur les laves basaltiques à 200-300 m à peine de la cavité.

b. Les sols développés directement sur calcaire

81Une coupe pédologique naturelle a été étudiée vers 3900 m d’altitude au sommet du couloir SW qui mène au plateau Bangeta. On observe de haut en bas (fig. 169) :

  • un horizon supérieur Al, humifère, brun à brun foncé, de 25 à 30 cm d’épaisseur ;
  • un horizon colluvial et organique, brun-noir et limoneux, de 80 à 100 cm d’épaisseur et possédant des passées charbonneuses ; il est peu carbonaté (1,2 % de CaCO3) et présente une composition argileuse sensiblement différente : 50 % de kaolinite et 50 % de smectite mal cristallisées ; gibbsite et goethite sont présentes ;
  • un horizon B ocre-rouge limono-argileux d’épaisseur variable (10 à 40 cm) et reposant sur des blocs. Il est très peu carbonaté (0,6 % de CaCO3) et sa composition argileuse indique 50 % de kaolinite et 50 % d’interstratifiés 14-14 gonflants. On note la présence de gibbsite et de goethite.

82Le niveau inférieur rougeâtre est érodé ; il correspond à un paléosol rouge de type interglaciaire car on ne note aucune pédogenèse fersiallitique holocène sur l’ensemble du Mt. Bangeta et des karsts de haute montagne de Nouvelle-Guinée. Il n’a pas été entièrement décapé au Würm. En revanche, l’horizon colluvial et d’accumulation organique avec des passées charbonneuses est comparable à celui de la dépression du flanc E du Mt. Bangeta (fig. 168). Une datation 14C effectuée par LÖFFLER (1971) sur un niveau charbonneux équivalent, situé dans un sol recouvrant un des valiums morainiques de la haute Mongi (rebord E du plateau Bangeta), indique un âge de 4320 ± 100 ans BP. Ces témoins de brûlis anthropiques, assez fréquents dans les sols de haute et moyenne montagne de P.N.G. et d’Irian Jaya, remontent souvent à la fin de la période Atlantique.

83Dans les deux coupes étudiées, l’épais horizon d’accumulation brun-noir est le résultat de l’ensemble de la pédogenèse holocène puisque dans l’un des deux cas au moins la base du profil est calée chronologiquement par les varves tardiglaciaires, ce qui donne une pédogenèse de 120-140 cm pour les histosols en 10 000-12 000 ans.

84Mais il faut également compter avec les retombées volcaniques distales.

Figure 169 : Profil pédologique polygénique situé dans le couloir SW accédant au plateau Bangeta (alt. 3900 m). A1. Horizon humifère. A2. Horizon d’accumulation organique colluvionné à passées charbonneuses (brûlis holocènes). B. Racine de paléosol ocre-rouge argilo-limoneux. R. Bloc de calcaire de Gowop.

5. Le karst profond

85Celui-ci est peu accessible en raison de l’obstruction des orifices de cavités par les remplissages fluvio-glaciaires, les débris morainiques et les touffes de Deschampsia. En plus des quelques puits explorés, signalons une perte active surmontée d’un porche suspendu de 8 x 4 m sur le tracé d’un ancien canyon sousglaciaire et au contact des roches volcaniques (photo 153). Un conduit de 3 m x 2 m, partiellement fossilisé par des remplissages glaciaires, aboutit à une galerie colmatée par des dépôts argilo-sableux. Dans certains cirques-dolines, des ponors de bordure ont été descendus sur une dizaine de mètres seulement (photo 152).

6. Données hydrogéologiques

a. Remarques sur l’hydrologie

86Les écoulements superficiels sont localisés dans les deux vallons glaciaires qui convergent vers le lac Gwam. Le premier, en provenance de l’W, est emprunté par un ruisseau de 150 à 200 l/s qui se jette dans le lac par un verrou-barre haut de 100 m (cascade de tuf) (photo 149). Le deuxième vallon (auge typique), vient du S ; il est parcouru par un écoulement de débit comparable se terminant par un mini-delta (fig. 166).

87Les écoulements souterrains ne sont pas connus. En raison du pendage N à NE, les exutoires karstiques du plateau Bangeta doivent se situer dans la vallée de la Kwama. Les données hydroclimatiques sont extrapolées à partir des stations environnantes (Mc ALPINE et al., 1983). Sur le haut plateau, vers 3900 m, les précipitations sont comprises entre 2500 et 4000 mm/an et la température est de 4,2 °C (gradient : 0,56 °C/100 m).

88Les données hydrologiques théoriques sont les suivantes :

  • ETR = 410 mm/an, soit un déficit d’écoulement de 12,6 % ;
  • tranche écoulée = 2840 mm/an représentant un rendement hydrologique de 87,4 % ;
  • débit spécifique = 90 l/s/km2.

b. Hydrochimie et dissolution spécifique

89Le TH des principaux écoulements superficiels est de 17°F environ, valeur explicable par le CO2 produit par la couverture pédologique. Une cascade de tuf domine à l’W le lac Gwam d’une centaine de mètres (3450-3550 m) (photo 149) ; la dureté totale passe de 180 à 160 mg/l de CaCO3 entre le sommet et la base de la cascade (analyses in situ, réactifs Aquamerck, méthode EDTA).

90La dissolution profonde n’est pas connue, mais on suppose quelle est au moins égale ou supérieure au ruissellement prolongé de surface. L’abondance du concrétionnement présent à - 15 m dans une grotte (photo 154) souligne l’importance de la dissolution au contact de la compresse pédologique humide et dans les premiers mètres de l’infiltration. En considérant un TH moyen de 16 à 18°F et une tranche écoulée de 2840 mm/an, la dissolution spécifique est estimée à 170 à 190 m3/km2/an pour le plateau Bangeta.

C. MORPHOGENESE ET EVOLUTION AU PLEISTOCENE RECENT

1. Historique de la glaciation

91Il est difficile d’affirmer s’il a existé une glaciation antérieure au Würm sur le Mt. Bangeta en raison de l’intensité du soulèvement récent. Néanmoins, des restes (non évidents) d’une moraine plus ancienne (Riss ?) ont été observés par LÖFFLER (1971) à 3240 m d’altitude dans la vallée supérieure de la Kwama. En revanche, des traces de vieilles glaciations ont été notées avec certitude sur plusieurs autres montagnes de l’île de Nouvelle-Guinée. Ainsi, BLAKE et LÖFFLER (1971) ont découvert sur le Mt. Giluwe (4360 m) des brèches glaciaires fossilisées par des coulées de laves datées de 290 000 ans (K/Ar). Sur le Mt. Wilhem, des témoignages d’une ancienne glaciation ont également été relevés.

92D’après HOPE et PETERSON (1976), le Mt. Carstenz aurait connu une ou plusieurs glaciations antérieures au Würm, ce qui est plausible compte tenu de la haute altitude, du modelé glaciaire prononcé et d’une situation tectonique plus stable que la chaîne Finisterre-Saruwaged. Ces faits vont à l’encontre de l’idée de VERSTAPPEN (1964) selon laquelle les montagnes de Nouvelle-Guinée n’étaient pas suffisamment élevées pour subir l’action des glaciations antérieures au Würm. En revanche l’idée de VERSTAPPEN demeure valable pour le Mt. Bangeta qui a sans doute été soumis au mieux à deux glaciations et dans une tranche d’altitude (3500-4000 m) où l’action glaciaire a été plus modeste que sur le Mt. Wilhelm ou le Mt. Carstenz.

Photo 152 :
L’entonnoir du cirque-doline de la photo 151 évacuait les eaux de fonte sous-glaciaire. Il est obstrué par des blocs à - 15 m. A noter l’exubérance des touffes piquantes de Deschampsia qui rendent la marche pénible sur l’ensemble du plateau Bangeta.

Photo 153 :
Sur la bordure SE du plateau Bangeta (localisation fig. 166. Porche inactif situé au-dessus de la perte d’un ruisseau, au contact basaltes-calcaires de Gowop. La grotte scelle est pourvue de dépôts fluvio-glaciaires et s’arrête sur une étroiture obstruée.

Photo 154 :
Petit réseau concrétionné situé à 15 m de la surface et attestant l’importance de la dissolution dans la tranche épikarstique en raison du CO2 produit par la steppe à Deschampsia et les tourbières.

Figure 170 : Distribution des glaciers au Würm (en noir).
Carte A : En P.N.G.
Carte B : Dans la chaîne Finisterre-Saruwaged. (d’après LÖFFLER, 1971 et 1977).

93Au Würm, la limite des neiges permanentes sur le Mt. Bangeta se situait vers 3720 m (3650-3700 m selon LÖFFLER, 1971,1977). Cette altitude est supérieure de 100 à 200 m par rapport aux limites calculées pour les autres montagnes de Nouvelle-Guinée : 3625 m sur le Mt. Albert Edward, 3588 m sur le Mt. Giluwe, 3570 m sur le Mt. Wilhelm, 3650 m sur le Mt. Carstenz, 3525 m sur le Mt. Mandala (LOFFLER, 1977) (fig. 171). Selon LÖFFLER, cette différence d’altitude s’expliquerait par le puissant soulèvement holocène de la chaîne Saruwaged. On peut aussi envisager des conditions climatiques locales plus sèches au Würm. En effet, on observe un relèvement net de la limite des neiges permanentes d’E en W (sauf pour le Carstenz), ce qui corroborerait avec la tendance actuelle de la distribution croissante des précipitations d’E en W sur les plus hautes montagnes de l’île.

2. Historique de la déglaciation

94Sur le Mt. Bangeta comme sur les autres montagnes de Nouvelle-Guinée, le retrait tardiglaciaire se situe entre 12000 et 9000 ans. La moraine terminale de 3300 m sur la haute Kwama River daterait de 12000 ans environ et les moraines des cirques supérieures (ex : moraines du versant E du Mt. Bangeta vers 3950 m) auraient 10000 à 9000 ans. Ces chiffres se fondent sur les études effectuées par LÖFFLER (1977) sur le Mt. Giluwe et par HOPE (1973) sur le Mt. Wilhelm.

95Dans le cas du Mt. Giluwe, la montagne était recouverte au Würm par une calotte glaciaire de 188 km2, la plus importante de P.N.G., dont on retrouve de nombreux stades de retrait. Des datations 14C indiquent que le sommet était libre de glace il y a 9000 ans BP, ce qui correspond avec les conclusions de HOPE sur le Mt. Wilhelm où la séquence de datations est plus complète. En P.N.G., on ne remarque aucune réapparition de glaciers depuis 9000 ans, si ce n’est l’existence d’une couverture neigeuse permanente sur le Mt. Wilhelm il y a 5000 ans lors d’une petite phase de refroidissement mise en évidence par les analyses polliniques (HOPE, 1973). Ces névés ont persisté jusqu’à la fin du "Petit Age Glaciaire".

96Du fait de son altitude insuffisante, le Mt. Bangeta (4121 m) ne subit plus de nos jours de chute de neige notable, mais il a certainement connu une influence nivale entre 5000 ans et le "Petit Age Glaciaire".

Figure 171 :
Altitude de la limite des neiges permanentes (L.N.P.) au Wiirm et aujourd"hui en Nouvelle-Guinée.

3. Evolution de la limite supérieure de la forêt

97Grâce au travail de PAIJMANS (1976) et à la thèse de HOPE (1973) sur l’histoire de la végétation du Mt. Wilhelm, les fluctuations altitudinales de la forêt sont assez bien connues. L’interprétation des diagrammes polliniques (Mt. Cartenz, Western Highlands, Enga District, Mt. Wilhelm) conjuguée aux observations de terrain permettent d’établir la chronologie suivante (d’après PAIJMANS, 1976, p. 101) :.

  • de - 38 000 à - 30 000 ans : la forêt moussue ou forêt subalpine a connu une grande extension ; la limite supérieure de la forêt (LSF) se situait vers 1900-2100 m.
  • de - 30 000 à-12 000 ans : à la fin du Würm, la LSF est remontée légèrement à 2000-2300 m ;
  • de - 12 000 à - 8 500 ans : avec la phase tardiglaciaire, la LSF grimpe à 3900-4000 m comme aujourd’hui ;
  • de - 8 500 à - 5 000 ans : une augmentation des températures entraîne un relèvement de la forêt dépassant la limite actuelle ; pendant cette période, le plateau Bangeta devait être occupé par des lambeaux forestiers.
  • de - 5 000 ans à aujourd’hui : une nette détérioration du climat a produit un léger abaissement de la L.S.F. Depuis la fin du "Petit Age Glaciaire", il y a 150 ans environ, elle s’est stabilisée vers 3900 m aussi bien en Irian Jaya qu’en P.N.G. Toutefois, la présence de nombreux bouquets d’arbustes jusqu’à la limite absolue de 4170 m sur le Carstenz ne s’observe pratiquement pas en P.N.G. sans doute à cause de facteurs anthropiques (brûlis). Dans les sols supraforestiers holocènes du plateau Bangeta, des niveaux charbonneux ont été observés à diverses reprises qui confirment les brûlis anthropiques d’altitude.

III - LE GLACIO-KARST DU Mt. JAYA (IRIAN JAYA)

98Point culminant de Nouvelle-Guinée (4884 m), de l’Océanie et du SE asiatique, le Mt. Jaya (ex Mt. Carstenz) est encore couronné par une petite calotte glaciaire reposant sur des calcaires tertiaires. Avec les hauts karsts de la Cordillère des Andes (chap. VI), ce glacio-karst fonctionnel est le seul de tout le domaine équatorial.

A. CONTEXTE GEOLOGIQUE

99La haute chaîne Surdiman fait partie de la couverture plissée de la zone miogéosynclinale à armature calcaire tertiaire. Le style de plissement est voisin de celui des chaînes plissées calcaires de P.N.G. dans la zone frontalière des Star Mountains et plus à 1Έ dans les chaînes Victor Emmanuel et Muller (West province), mais le soulèvement est plus marqué au Mt. Jaya où l’inversion de relief est la règle.

100En effet, le massif du Mt. Jaya est constitué par un synclinal perché de calcaires miocènes, de 2,5 à 3 km de large, caractérisé par deux petits anticlinaux internes. Les bordures N, S et E sont formées par des falaises de 1000 m de commandement. Les glaciers actuels, d’une superficie de 7 km2 environ, recouvrent la partie orientale. La partie W du synclinal est interrompue par une intrusion granitique tertiaire culminant au Grasberg (4300 m) ; celle-ci renferme la célèbre mine de cuivre d’Ertsberg située à 3620 m d’altitude. Plus à l’W, la structure synclinale se poursuit et culmine au Pic Idenburg (4717 m) sur lequel subsistait un petit glacier en 1973.

101Le faciès calcaire régional est appelé calcaire de Yawee appartenant au "New Guinea Limestone Group". Cette épaisse série de plate-forme, de 1500 m de puissance maximum, date de l’Eocène-Miocène ; elle est constituée de calcarénite, de biocalcarénite, de micrite, de biomicrite et de calcirudite (algues, foraminifères et bryozoaires) disposées en couches massives ou en petits bancs, de teinte gris-clair à gris-brun (HERMES, 1972 ; DOW et al., 1985).

B. CONTEXTE BIOCLIMATIQUE (fig. 172)

102La façade N de la dorsale d’Irian Jaya est moins arrosée que sa façade S. Ainsi, Wamena (alt. 1550 m), situé à 35 km au NE du Mt. Trikora (alt. 4730 m), ne reçoit que 1768 mm/an alors qu’Enarotali (alt. 1750 m), localisée plus à l’Ε en position centrale au bord du lac Paniai, reçoit 3323 mm/an. Sur le Mt. Jaya, les précipitations mesurées en 1972 sont de 3020 mm dans la "Yellow valley" (alt. 4400 m) ; mais cette année là ayant été sèche (50 % en moins environ), les précipitations moyennes sont supérieures à 4000 mm/an sur l’ensemble du Carstenz (ALLISON, in HOPE et al., 1976, p. 68).

103On n’observe aucun mois sec. A Wamena la saison la plus humide se situe de décembre à avril ; elle se produit de juin à septembre à Enarotali et de mars à mai sur le Mt. Jaya. L’amplitude annuelle entre le mois le plus humide et le moins humide ne dépasse guère le coefficient 2 (3,2 au Carstenz en 1972 qui est une année exceptionnelle).

104Le régime thermique est régulier et l’amplitude annuelle entre les moyennes mensuelles ne dépassent pas 2°C. Les températures extrêmes enregistrées à la station du camp de base des Australiens sur le Mt. Jaya, à 4251 m, sont de 9,5 et 0,1°C pour des valeurs moyennes de 3,3 °C en 1972 (décembre 71 à mars 72) et de 4,1 °C en 1973 (janvier-février).

105Comme le montre le tableau 2 sur les caractères des températures entre les stations de Wamena (ait. 1550 m), d’Ertsberg (3600 m) et du camp de base du Carstenz (4250 m), on observe une diminution de l’amplitude thermique moyenne annuelle pour la plupart des hautes montagnes à l’échelle mondiale (BARRY, 1978). ALLISON et BENNET (in HOPE et al., 1976) constate que le gradient thermique augmente avec l’altitude ; il est de :

  • 0,55°C/100 m pour la tranche 1500-3600 m ;
  • 0,67°C/100 m pour la tranche 3600-4250 m ;
  • 1°C/100 m pour la tranche 4250-4900 m en raison de l’influence directe des glaciers.

Figure 172 : Distribution des précipitations en Irian Jaya.
1. > 3000 mm/an. 2. 2500-3000 mm. 3. 2000-2500 mm. 4. 1500-2000 mm. 5.1000-1500 mm.
(d’après FONTANEL, CHANTEFORT et LEGRIS, 1977).

106A 4860 m, sur le sommet satellite du Ngga Pulu, la température moyenne de l’année est de - 3°C. La limite inférieure actuelle de gélifraction est estimée à 4000-4250 m.

C. EVOLUTION DES GLACIERS DEPUIS LA FIN DU WÜRM (cf. ALLISON et PERTERSON ; in HOPE et al., 1976)

107Au Würm, le massif du Mt. Jaya était la principale région englacée de Nouvelle-Guinée et représentait plus de 39 % de la superficie glaciaire de l’île, soit 863 km2 sur 2000 à 2200 km2. Les auteurs ont procédé à des datations 14C de plusieurs moraines tardiglaciaires situées à 3630 m. Le premier grand stade de retrait se situerait vers 13 850 ± 60 ans BP et 13 260 ± 195 ans BP. Deux petites récurrences froides sont datées vers 12 500 et 11 000 ans BP. Cette déglaciation serait un peu plus récente que sur le Ruwenzori, en Afrique équatoriale (Ouganda), où des moraines ont été datées à 14 750 ± 290 ans BP (HOPE et al., 1976, p. 195).

108Depuis la fin du "Petit Age Glaciaire", le recul des glaciers du Carstenz est connu ; il passe dans des proportions de 1 à 0,36 pour la superficie englacée et de 1 à 0,19 pour le volume de glace soit :

  • en 1850 = 19,3 km2 (1,336 km3) ;
  • en 1936 = 13 km2 ;
  • en 1972 = 6,9 km2 (0,254 km3.)

109Ce recul récent correspond à un réchauffement estimé à 0,6°C. Les glaciers actuels (en 1972) ont 75 à 85 m d’épaisseur maximum et présentent un bilan annuel négatif ; ils sont donc toujours en recul et pourraient disparaître dans les prochaine décennies.

D. CARACTERES DU KARST SUPRAFORESTIER

110◊ Les aspects du glacio-karst du Mt. Jaya rappellent ceux des karsts haut-alpins. On observe un étagement du modelé comme dans les Hautes Alpes Calcaires helvétiques :

  • le karst sous-glaciaire est présent ; le bilan hydrologique du glacier du Carstenz (0,9 km2) indique un drainage souterrain à partir du plancher sous-glaciaire de l’ordre de 5 % (100 000 m3/an) du débit total annuel (ALLISON, in HOPE et al, 1976) ;
  • le karst proglaciaire libéré par les glaces depuis 100 à 150 ans est formé par des roches moutonnées et des fissures ;
  • le karst déglacé depuis 10 000-13 000 ans est caractérisé par un karst en banquettes, des dépressions glacio-karstiques, des puits profonds, des lapiés de ruissellement très découpés (Rinnenkarren), des lapiés de diaclases...

111◊ Les lacs glacio-karstiques sont nombreux dans les deux vallées synclinales situées à l’W des glaciers Meren et du Carstenz. Ceux-ci occupent des dépressions karstiques sans doute pré-würmiennes dont le fond a été imperméabilisé par des dépôts argilo-limoneux fluvio-glaciaires. Les lacs se sont formés après le recul des glaciers à la fin du "Petit Age Glaciaire" comme le prouve la limite extérieure des moraines historiques. Dans les lacs de la partie amont de la "Meren Valley", plusieurs pertes de bordure ont été observées par les Australiens.

Tableau 32 :
Caractères et évolution des températures entre les stations de Wamena, la mine d’Ertsberg et le camp de base du Carstenz
(d’après les données d’ALLISON et BENNET, in HOPE et al., 1976, p. 63).

112◊ Sur les puissantes murailles N, hautes de 800 à 1000 m, des grimpeurs (MESSNER, 1984 ; FABRE et DOMENECH, 1979) ont remarqué l’intense corrosion de la surface du calcaire qui rend l’escalade anormalement facile, mais éprouvante pour les mains. Les parois sont zébrées par des lapiés de parois (Wandkarren) de plusieurs centaines de mètres de haut et "hérissées d’épines ou de lames tranchantes" dues aux fortes précipitations.

113◊ Sur le plateau Kemabu, situé au N du massif entre 3500 et 3800 m (500 km2), les moraines würmiennes sont abondantes dans la moitié S, en rive gauche de la rivière Kemabu qui traverse le plateau d’E en W. En rive droite, le modelé karstique est constitué par des dépressions de grandes dimensions, des lapiés (Rinnenkarren, Rillenkarren, Kluftkarren), des pinacles et des tours déchiquetés. ANDERSON (référ. inconnue) signale des entonnoirs de 100 m de profondeur pour un diamètre équivalent. De multiples ruisseaux se précipitent dans des gouffres pénétrables. En raison de l’altitude, ce karst est de type nival hérité, mais repris à l’Holocène par les processus pluvio-karstiques de la haute steppe à Deschampsia et Cyathea, comme sur le Bangeta (partie II).

114A titre indicatif, Notons que la plus importante perte de rivière connue dans les hautes montagnes de Nouvelle-Guinée se situe vers 2600 m d’altitude dans la région de Wamena ; il s’agit de la perte de la rivière Baliem qui disparaît dans un large porche siphonnant et réapparaît 3 km en aval et 300 m plus bas. WHITE (1985) estime son débit à 100 m3/s environ.

E. ELEMENTS D’HYDROLOGIE ET ESTIMATION DE LA DISSOLUTION

115◊ D’un point de vue hydroclimatique, notons que le déficit d’écoulement par évaporation est faible. En effet, l’humidité de l’air est forte (90 %), le vent est faible (≤ 2 m/s) et la nébulosité est entretenue par l’ascendance orographique de l’air humide surchauffée venue de la mer peu profonde et chaude d’Arafura, d’où l’absence de pénitents de glace et la faiblesse de la sublimation. Cette situation s’oppose aux conditions rencontrées dans les hautes montagnes calcaires des Andes péruviennes ou du Moyen-Orient où la sublimation et l’évaporation jouent un rôle considérable à cause de l’intensité de la radiation solaire.

116Pour des précipitations de 4000 à 5000 mm/an sur le Carstenz au-dessus de 4000 m d’altitude, l’évaporation réelle est de 440 mm/an à 4250 m (formule de Turc), soit un déficit d’écoulement faible, de 9 à 11 %, habituel pour un karst de haute montagne humide. Le débit spécifique théorique est estimé à 113-144 l/s/km2, soit le double de celui des hauts karsts des Pyrénées ou des Alpes occidentales.

117◊ Des tables de corrosion remarquables ont été observées par les Australiens dans la partie aval de la "Yellow valley” vers 4000 m d’altitude, dans un secteur déglacé depuis 10 000 à 11 000 ans. Les erratiques sont perchés sur des socles de 30 à 40 cm de haut. La vitesse de dissolution superficielle se situe donc dans une fourchette de 27 à 40 mm/1000 ans, soit une moyenne de 33,5 mm/1000 ans. Ce taux est largement supérieur à ceux des karsts haut-alpins de Hte.-Savoie et de Suisse occidentale (12 à 15 mm/1000 ans environ).

118Comme la dissolution superficielle ne représente que 15 % environ de la corrosion totale dans les karsts nus d’altitude, on peut évaluer la dissolution spécifique holocène à 180-260 m3/km2/an ou mm/1000 ans. Ces valeurs confirment le caractère très arrosé du Mt. Jaya.

119Le chimisme des eaux karstiques est mal connu. BAYLY (in HOPE et al., 1976) cite des teneurs en Ca++ de 40 mg/l et une conductivité de 104 à 152µS/cm pour les eaux des lacs glacio-karstiques. Les teneurs sont sans doute supérieures pour le karst de la haute steppe du plateau Kemabu.

IV - L’ETAGEMENT DES KARSTS EN NOUVELLE-GUINEE

120La zonation des paysages karstiques en milieu équatorial humide ne s’organise pas de manière rigide en fonction des facteurs bioclimatiques. En effet, les conditions lithologiques et tectoniques jouent aussi un rôle de premier plan. La notion d’étagement climatique exprimée par JENNINGS et BIK (1962), puis reprise par divers auteurs (CORBEL et MUXART, 1970), reposait nécessairement sur des observations limitées compte tenu de l’immensité de la Nouvelle-Guinée et des difficultés d’accès. Cependant, en 1964, dans son étude sur les Star Mountains, VERSTAPPEN insistait déjà sur le rôle de la lithologie.

121Ayant accès à une couverture photographique aérienne plus complète, WILLIAMS (1973) a constaté que de nombreux types de modelés pouvaient occuper une tranche altitudinale importante. Le facteur bioclimatique devait donc être reconsidéré. Dans son ouvrage de synthèse sur la géomorphologie de la Papouasie Nouvelle-Guinée, LÖFFLER (1977) confirme les travaux de WILLIAMS et décrit une zonation altitudinale des karsts très nuancée.

122L’étagement bioclimatique n’apparaît avec certitude qu’entre les karsts forestiers de basse et moyenne montagne à genèse pluviale sous dense couvert végétal (modelés variés en raison de l’importante tranche d’altitude : 0-4000 m et des diverses conditions structurales) et les karsts supraforestiers de haute montagne à genèse nivale ou nivo-glaciaire principalement héritée des glaciations antérieures (karsts à dolines, à cirquesdolines, à lapiés, à roches moutonnées).

123Une classification morphoclimatique des karsts montagnards de Nouvelle-Guinée est possible si l’on intègre seulement trois grandes tranches altitudinales :

  1. les karsts forestiers de basse et moyenne montagne (0-3000 m) ;
  2. les karsts forestiers et semi-forestiers de transition moyenne haute montagne (3000-3900 m) ;
  3. les karsts supraforestiers de haute montagne (3900-4900 m).

124Cette typologie peu contraignante permet de conserver le facteur bioclimatique tout en respectant les conditions géologiques locales. Ainsi, le type (1) regroupe un vaste échantillonnage de modelés karstiques façonnés dans des structures géologiques variées et dans une large fourchette d’altitude (0-3000 m). Le type (2) a l’avantage d’intégrer des genres de modelés qui ont évolué durant les dernières périodes froides dans des conditions se rapprochant des karsts supraforestiers actuels puisque la limite supérieure de la forêt se situait entre 2000 et 3000 m. Enfin, le type (3) concerne des morphologies nivo-et glacio-karstiques héritées des glaciations antérieures. Toutefois, l’ampleur de la surrection pléistocène a perturbé l’évolution karstique dans certaines régions (Huon).

A. LES KARSTS FORESTIERS DE BASSE ET MOYENNE MONTAGNE (0-3000 m)

125Ils représentent en superficie plus de 90 % des karsts de P.N.G. De nombreuses typologies ont été proposées pour les karsts tropicaux humides. L’expression de karst polygonal introduite par WILLIAMS (1971, 1973) regroupe des types morphologiques localisés entre 0 et 3000 m. Les karsts polygonaux englobent tous les modelés à champs de dépressions jointives plus ou moins évoluées formant une trame réticulée typique sur les photographies aériennes. Ces morphologies uniformes supposent des conditions de karstification précises : zones tabulaires ou peu inclinées, calcaires purs, précipitations abondantes, dense couvert forestier (CO 2 abondant). Rappelons les principaux styles de karsts polygonaux.

1. Les karsts coniques (conekarst ou Kegelkarst) et à pitons (tower karst ou Turmkarst)

126Les karsts coniques constituent d’immenses étendues bosselées à buttes coniques et dépressions juxtaposées. Les régions concernées sont la chaîne Whiteman en Nouvelle Bretagne (0-2000 m) (fig. 173), le plateau Lelet en Nouvelle Irlande (0-1500 m), la zone de Kikori et la plateau Darai dans le "Gulf District" et les "Southern Highlands" (0-1500 m) (fig. 177), le secteur d’Erave dans les "Southern Highland" également (1000-2000 m).

127Les karsts à pitons du sud de Porema ou du Nembi Plateau dans les "Southern Highlands" (1500-2000 m) montrent que ces formes ont été acquises dans une structure plissée (photos 156 et 157). C’est le cas des pitons dissymétriques développés sur le flanc des plis. Ce type est le plus répandu en P.N.G.

2. Les karsts à dolines jointives et l’exemple des Mts. Nakanai

128Ils forment des surfaces ondulées et trouées par des milliers de dépressions de plusieurs décamètres de profondeur. On observe aussi de petits bassins hydrographiques fermés. Ces karsts sont illustrés par ceux des Mts. Nakanaï en Nouvelle Bretagne (0-2000 m) (fig. 176).

129D’une superficie de 5500 km2, le karst des Mts. Nakanai est compris entre 0 et 2185 m d’altitude. Son originalité est de présenter des systèmes karstiques géants accessibles par des puits d’effondrement de 300 à 400 m de profondeur et de plusieurs millions de m3, regards sur des torrents souterrains de 10 à 20 m3/s à l’étiage circulant dans des tunnels de 50 m de diamètre (photo 155).

130La série carbonatée du Miocène inférieur et moyen (calcaire de Yalam), épaisse de 1300 à 1500 m, repose sur un substratum volcano-sédimentaire du Paléogène. La série est bombée selon un géanticlinal d’axe WSW-ENE formé à partir du Miocène supérieur-Pliocène. Cette région connaît un climat de mousson avec des précipitations de 6451 mm/an à Pomio et une évapotranspiration réelle de 1535 mm/an. La tranche écoulée annuelle, supérieure à 5000 mm, est donc considérable et la dissolution spécifique dépasse 300 m3/km2/an (MAIRE, 1980, 1981, 1982).

131Les Mts. Nakanai présentent un exemple de karst polygonal à deux dominantes : un karst à dolines jointives (cockpit karst) et un fluvio-karst à petits bassins hydrographiques fermés. Les lapiés de racines sont rarement mis à nu et l’on n’observe pratiquement pas de pinacles en raison de la porosité de la roche (1 à 22 %). Les puits d’effondrement indiquent, par leur morphologie, qu’il existe toujours une relation directe entre une salle souterraine et une doline sus-jacente. L’exemple d’évolution le plus simple est fourni par le puits en cloche de Naré (fig. 175 A). Dans le cas de Kavakuna, la dissymétrie de la cavité résulte du décalage entre la salle et la dépression (fig. 175 B). Pour Ora, on a une doline-aven double séparé par un pont rocheux (fig. 175 C).

132La genèse de ces puits géants a été vérifiée par l’exploration spéléologique. Ainsi, la salle d’Olaipun (fig. 174), atteinte à partir du gouffre du Ka2 (réseau de Kavakuna), mesure plus de 150 m de haut pour un diamètre équivalent (= 2 millions de m3). Il en est de même pour la salle de Tuke dans le réseau amont de Minyé. On a déjà signalé que le processus d’effondrement pouvait être accéléré par les séismes majeurs, fréquents dans cette région.

133Mais il existe d’autres types morphologiques. Signalons les karsts à couloirs du plateau Darai, dans les "Southern Highlands", sous le contrôle de la fracturation ; les karsts à vallées sèches et avens géants de la chaîne Muller (2000-3000 m) dans les "Western Highlands" : les karsts labyrinthiques (Honeycomb karst) des Star Mountains à la frontière de l’Irian Jaya.

B. LES KARSTS FORESTIERS ET SEMI-FORESTIERS DE TRANSITION DE MOYENNE HAUTE MONTAGNE (3000-3900 m)

134Les karsts polygonaux (karsts coniques, à pitons...), caractéristiques de l’étage de basse et moyenne montagne, disparaissent au-dessus de 3000 m, dans l’étage de la forêt moussue. La superficie de ces karsts d’altitude est plus restreinte et chaque exemple représente un cas d’espèce.

Photo 155 :
L’aven géant de Naré dans le karst de la forêt pluvieuse des Mts. Nakanai en Nouvelle Bretagne (alt. 600 m) (fig. 175 et 176).
Profondeur 300 m, diamètre 100 m. Ici, porche amont haut de 150 m et torrent de 15 m3/s à l’étiage. La forte pente de la rivière souterraine (cascades, rapides), dans la masse des calcaires biomicritiques de Yalam, indiquent que les systèmes karstiques sont sous le contrôle d’un fort soulèvement : profil en long cascadant et retard de la karstification profonde sur le creusement des canyons (émergences perchées, photo 158).
L’intense karstification est due à l’abondance des précipitations et du CO2 biochimique.
Le nombre élevé des séismes majeurs (plusieurs par siècle de magnitude> 7,5) a dû accélérer la formation des avens géants.

135Le Mt. Kaijende, près de Porgera ("Enga District"), présente un karst à pinacles original sur le rebord du plateau calcaire entre 3000 et 3500 m d’altitude. JENNINGS et BIK (1962), puis WILLIAMS (1972) expliquent qu’il s’agit d’un champ de gouffres (70-100 m de large et 60-120 m de profondeur) dont les parois jointives ont évolué en pinacles tranchants de 50 à 100 m de hauteur. Cet exemple célèbre a souvent été mal interprété en raison de l’absence d’études de comparaison. Or, WILLIAMS précise que ce modelé n’a pu s’établir qu’à partir d’un réseau de fractures découpant la masse calcaire en polyèdres. En effet, les conditions bioclimatiques du Mt. Kaijende ne sont pas plus favorables à la karstification que celles qui régnent dans de nombreuses régions calcaires de Nouvelle-Guinée où ce type de modelé est pourtant absent.

136Les karsts à pinacles existent dans d’autres pays tropicaux comme à Sarawak sur le Mt. Api (WILFORD and WALL, 1965 ; SWEETING, 1979 ; BROOK, 1978), à Madagascar dans le karst de l’Ankarana (ROSSI, 1980), au Brésil dans l’état de Bàhia (conditions plus sèches ; TRICART 1960), en Australie/Queensland dans le karst de Chillagoe (FORD, 1978), en Tanzanie (COOKE, 1973). A Madagascar, ROSSI a montré que les tsingys ne pouvaient se développer que dans des calcaires cristallins. Dans le Yunnan (Chine du SW), la fameuse "forêt de pierre" de Lunan est un crypto-karst décapé et repris par la dissolution superficielle (pour le crypto-karst, cf. chap. 13).

137Sur les Stars Mountains ("Western Highlands"), le plateau Dokfuma (3000-3400 m) renferme un karst à dolines d’effondrement atteignant 100 m de profondeur et plusieurs centaines de mètres de diamètre. Leur formation a été facilitée par l’existence d’un niveau supérieur schisto-gréseux (expédition australienne, 1965 - EAVIS, in BROOK, 1976).

Figure 173 :
Localisation des régions karstiques de Nouvelle Bretagne. 1. Calcaires miocènes. 2. Volcans pleistocenes.

SYSTEME DE LA MATALI SOUTERRAINE

SYSTEME DE LA MATALI SOUTERRAINE

Figure 174 : Coupe schématique du système souterrain exploré de la Matali (Mts. Nakanai, Nile. Bretagne). Contexte : calcaires miocènes de Yalam, alt. 600-1200 m, forêt pluviale, précipitations> 6000 mm !an.

Figure 175 :
Genèse probable des différents types d’avens géants des Mts. Nakanai (Nile. Bretagne). Il est possible que les séismes majeurs aient facilité leur ouverture par écroulement du plafond des salles souterraines.
A. Aven de Naré (puits vertical de 300m).
B. Aven incliné de Kavakuna profond de 390 m (système de la Matali).
C. Aven double d’Ora relié par un pont naturel (- 270 m).

138Dans le péninsule de Huon (chaîne Cromwell), on a vu que ces karsts de moyenne haute montagne évoluent dans un contexte végétal forestier à semi-forestier. Durant les périodes froides, ils ont connu une influence nivale. Certains ont subi l’action des glaciers comme sur le plateau Kemabu (500 km2, alt. 3500 m), au N du Mt. Carstenz, qui est caractérisé par des dépressions partiellement occultées par des dépôts morainiques.

3. Les karsts supraforestiers de haute montagne (3900-4900 m)

139Au-dessus de l’actuelle limite supérieure de la forêt (3900 m), les karsts de Nouvelle-Guinée ont tous subi une forte empreinte glaciaire comme en témoigne l’abondance des dépôts morainiques. Aujoud’hui, l’influence nivale et glaciaire évolue dans les fourchettes altitudinales suivantes :

  • entre 3900 et 4200 m, les chutes de neige sont peu abondantes ;
  • entre 4200 et 4500 m, les chutes de neige sont fréquentes ;
  • au-dessus de 4500 m, les précipitations solides sont systématiques, ce qui explique la survie des glaciers sur le Mt. Carstenz entre 4400 et 4800 m. La limite des neiges permanentes se situe ici vers 4580-4600 m. Ailleurs, sur le Mt. Idenburg (4717 m), il subsisterait encore un petit dôme glacé. Par contre, sur le Mt. Trikora (4730 m), toute glace a disparu en 1962 (ALLISON and PETERSON, in HOPE, 1976).

140◊ Les karsts supraforestiers à steppe et savane (3900 à 4200/4300 m) sont illustrés par le plateau Bangeta dans la péninsule de Huon et la région du Mt. Capella dans les Star Mountains ("Western Highlands"). Ces karsts débordent parfois sur le domaine de moyenne haute montagne de transition entre 3600 et 3900 m (ex : zones à steppe et savane de la chaîne Finisterre-Saruwaged, du plateau Kemabu au N du Mt. Carstenz). Leur modelé est d’origine nivo-glaciaire (cirques-dolines, méga-dolines, vallons secs) ou uniquement pluvio-nival (champs d’entonnoirs).

141◊ Les karsts supraforestiers sur pelouses alpines et roche nue (4200/4300 à 4500/4700 m) concernent uniquement les massifs calcaires élevés d’Irian Jaya et spécialement le Mt. Jaya (4884 m), le Mt. Trikora (4730 m) et le Mt. Mandala (4680 m). On les rencontre donc au niveau des pelouses alpines et sur le front des glaciers actuels sous forme de lapiés de diaclases et de ruissellement, de karsts en banquettes et en roches moutonnées, de puits à neige, comme dans les hauts karsts alpins et pyrénéens.

142◊ Les karsts sous-glaciaires (4500-4800 m) se développent sous les appareils actifs du Mt. Carstenz au niveau du plancher fissuré. Les surfaces dégagées depuis une centaine d’années témoignent de cette karstification sous-glaciaire.

V - EVOLUTION GENERALE DES KARSTS DE MONTAGNE DE NOUVELLE-GUINEE

A. EVOLUTION GENERALE DES MASSIFS CALCAIRES DEPUIS LE MIO-PLIOCENE

1. Les chaînes centrales

143Localisés dans la dorsale d’Irian Jaya, les hauts karsts des Mts. Jaya, Trikora, Mandala et des Star Mountains font partie de la zone miogéosynclinale. La sédimentation carbonatée de plate-forme (95 % de formations coralliennes), puissante de 1500 m, s’est produite du Paléoçène au Miocène. L’émersion a dû débuter au cours du Miocène. La série de calcaires récifaux s’est plissée et faillée modérément tandis que l’érosion a déposé des mollasses plio-quaternaires au S sur l’avant-pays subsident et au N dans la zone eugéosynclinale également en subsidence. La puissance des mollasses méridionales (2750 m) indique un enfoncement équivalent au cours du Pliocène (HERMES, 1972). Cette formation détritique, en position subhorizontale au S, est plissée et faillée au N au contact des chaînes centrales.

144Le soulèvement néogène à quaternaire est de plus de 8 km si l’on se fonde sur l’épaisseur totale des sédiments déposés. HERMES (1972) remarque que les premiers mouvements ont dû intervenir au début du Miocène, il y a 25 Ma. Le taux de surrection depuis cette période serait de 32,5 cm/1000 ans, mais ce taux moyen a sans doute été plus élevé au Pliocène. Du point de vue de la séismicité actuelle, les chaînes centrales sont moins actives que les chaînes côtières septentrionales de P.N.G. et l’archipel Bismarck. La zone axiale représente aujourd’hui un arc insulaire fossile où toute activité volcanique a disparu (en Irian Jaya), ceci en accord avec la décroissance de l’activité sismique vers l’W.

145Le Mt. Jaya présente une intrusion granitique. Selon DOW et SUKAMTO (1980), le batholite se serait mis en place en deux temps, d’abord au Miocène moyen (12-15 Ma), puis au Pliocène inférieur (2,5-4,5 Ma). Cette activité magmatique récente s’est accompagnée d’une métamorphisation et d’une concentration de dépôts métallifères, comme le minerai de cuivre d’Ertsberg, au pied du Carstenz, l’un des plus riches du globe.

146En P.N.G., les chaînes calcaires de moyenne altitude des Highlands du S et du plateau Darai ont été affectées au Pléistocène par un volcanisme puissant comme en témoigne les strato-volcans du Mt. Giluwe (4367 m) au NE et du Mt. Bosavi (2890 m) à l’W. Des phénomènes volcano-karstiques originaux sont constitués par des dépressions-cratères circulaires de 1 à 4 km de diamètre situées au centre du plateau Darai (fig. 177) (BROWN et ROBINSON, 1982). Il s’agit de petits appareils volcaniques qui ont transpercé la carapace calcaire. Les phénomènes d’effondrement annulaires autour de ces mini-volcans ne sont pas expliqués avec précision : mise en porte à faux des calcaires sur des vides sous-jacents créés par le fluage du magma, explosions phréato-magmatiques, implosions dans des vides karstiques.... Remarquons que les retombées de cendres volcaniques se sont produites sur des étendues karstiques importantes comme dans la région de Nembi plateau, située au SW du volcan Giluwe vers 1800-2000 m d’altitude, où les cinérites ont une épaisseur de plusieurs mètres (photo 157). De tels recouvrements ne sont pas connus dans la haute chaîne Saruwaged ou dans les hauts karsts d’Irian Jaya.

Figure 176 :
Carte géomorphologique de Mts. Nakanai (Nlle. Bretagne) (MAIRE, 1981). 1. Récifs coralliens actuels. 2. Alluvions récentes. 3. Conglomérats fluviatiles pléistocènes. 4. Terrasses coralliennes quaternaires. 5. Volcans plio-quaternaires. 6. Caldeiras. 7. Volcano-sédimentaires pliocène. 8. Grès et conglomérats marins moi-pliocènes. 9. Calcaires moi-pliocènes (Karsts). 10-11. Volcano-sédimentaire de l’Oligocène sup. 12. Tonalite, diorite, gabbro de l’Oligocène sup. 13. Volcano-sédimentaire de l’Eocène sup. (10-13) : arc volcanique paléogène). 14. Failles. 15. Escarpement 16. Canyons. 17. Reculées. 18. Karts à dolines jointives et karst à labyrinthe. 19. Avens géants. 20. Emergences.

147On ne possède aucun argument morphologique justifiant l’existence d’une surface d’érosion karstique tertiaire dans les hautes chaînes calcaires. Par contre, à l’extrémité SSE de la dorsale (en P.N.G.), la chaîne métamorphique Owen Stanley qui culmine à plus de 4000 m est formée par une haute surface à croupes adoucies. Pour MILSON (1972), il s’agirait d’une surface d’aplanissement anté-miocène. A l’Ε des Mts. Owen Stanley, SMITH (1970, in MILSON, 1972) a observé des éléments d’une surface d’érosion découpés en blocs inclinés, entre 1550 et 1850 m d’altitude. Sur les calcaires miocènes, l’émersion tardive et l’instabilité tectonique n’ont pas permis la réalisation d’une surface d’altération karstique de basse altitude.

2. La chaîne Saruwaged (Mt. Bangeta)

148Culminant au Mt. Bangeta (4121 m), cette barrière constitue l’extrémité orientale des chaînes côtières N. Elle appartient à la zone eugéosynclinale qui s’est formée à la fin de l’Eocène. Les roches les plus anciennes, les "Finisterre volcanics", correspondent à l’ancien arc volcanique de l’Oligocène inférieurMiocène inférieur. La sédimentation carbonatée est intervenue à partir du Miocène inférieur et s’est poursuivie jusqu’au Pléistocène récent (plages soulevées de la côte N de Huon). Avec les grès de Pindiu du Miocène inférieur-moyen, la série sédimentaire atteint 6 à 10 km d’épaisseur, dont 2 km pour les calcaires coralliens pléistocènes ou "Wandokai limestones".

149Les calcaires de Gowop, du Miocène inférieurPliocène, forment l’ossature des hauts karsts. Cette formation récifale, engendrée en bordure du talus sousmarin faillée des "Finisterre volcanics", a connu une émersion tardive au Plio-Quaternaire.

150La néotectonique à composante verticale s’est manifestée par un jeu de blocs faillés et un puissant soulèvement que l’on estime à 5 ou 6 km depuis le Pliocène, soit en moins de 5 Ma. Compte tenu de l’ampleur de la surrection récente, il est normal que l’action des glaciers n’apparaisse qu’à la fin du Pléistocène moyen et au Pléistocène récent. Pour la chaîne Cromwell située à 1Έ du Mt. Bangeta, LOFFLER (1977) envisage l’existence d’une surface d’érosion post-miocène relique car elle recoupe le pendage.

151Le soulèvement rapide de la chaîne Saruwaged a entraîné l’antécédence accélérée des vallées : canyons et gorges cataclinales dans les calcaires du versant N, vallées profondes en V dans les "Finisterres volcanics" en versant S. Le recul des falaises calcaires s’est effectué également à vitesse accélérée au cours du Pléistocène par érosion régressive et par écroulement sismique, profitant des phénomènes de détente, de karstification des bordures et de la porosité des biomicrites.

152Les dépôts corrélatifs ont comblé le fossé tectonique du Markham-Ramu sur plus de 1000 m d’épaisseur au cours du Quaternaire. Le soulèvement récent est tel que les cônes de déjection würmiens et holocènes, dans le corridor du Markham-Ramu, sont entaillés de plusieurs dizaines de mètres au contact des collines pliocènes. Le vaste cône de la "Leron River" présente ainsi plusieurs terrasses alluviales étagées et très rapprochées d’origine néotectonique (LÖFFLER, 1977, p. 101) (fig. 178).

153Au niveau du delta instable du Markham, au fond du golfe de Huon, des glissements sous-aquatiques se produisent sur les pentes du canyon sousmarin. La cote - 1000 m se situe à 1 km au large du delta de la "Busu river" juste à l’Ε de Lae. Ce canyon sous-marin du Markham se prolonge en direction de la fosse de la mer de Salomon (- 8000 m).

B. L’ETAGEMENT DES SOLS SUR CALCAIRE EN NOUVELLE-GUINEE

154La séquence altitudinale des sols sur les montagnes calcaires de Nouvelle-Guinée dépend de deux facteurs climatiques : la faible amplitude annuelle des températures et la quasi-absence de saison sèche. On discerne trois domaines pédogénétiques en fonction de l’altitude :

  • un domaine de basse et moyenne montagne (0-2500 m) ayant toujours connu une couverture forestière ombrophile et une situation de biostasie au cours du Pléistocène ;
  • un domaine de transition de moyenne-haute montagne (2500-3400 m) caractérisé par une large fluctuation de la limite supérieure de la forêt au cours des dernières glaciations, cette dernière étant descendue à 2200 m pendant le Würm ;
  • un domaine de haute montagne (3400 m) ayant subi l’influence directe des glaciers et de la neige au Pléistocène moyen et supérieur.

155Mais cet étagement a été contrarié par la vigueur de la surrection plio-quaternaire. De plus, les sols ont tous connu, à des degrés divers, un enrichissement volcanique par voie éolienne (tephra).

1. Les sols de basse et moyenne montagne (0-2500 m)

156Ce domaine pédologique est le plus vaste. Les sols les plus répandus sont les sols ferralitiques et ferrisols, les sols bruns (cambisols) tropicaux, les andosols et les sols hydromorphes de fonds de dépressions moins connus. Au cours du Würm et de l’Holocène, l’occupation humaine des Highlands a modifié les conditions d’évolution et facilité l’érosion en raison du déboisement et des feux de brousse qui ont précédé l’agriculture itinérante sur brûlis.

Photo 156 : Karst à pitons dans les chaînes plissées des Highlands du Sud au SSE de Mendi (alt. 1000 m, calcaires miocènes de Darai). A noter le défrichement et les cultures dans les ouvalas.

Photo 157 : Couche de tephra et andosol épais de plusieurs mètres sur le karst du plateau Nembi au S de Mendi (chaînes plissées des Highlands du Sud). Les retombées volcaniques massives sont originaires des strato-volcans de la région (ex : Mt. Hagen) et accentuent la dissolution karstique

Photo 158 (ci-contre) : L’émergence perchée d’Ora se situe dans le karst des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne) (fig. 176). L’escarpement de calcaires miocènes de Yalam, haut de 350 m, borde à l’E le plateau à dolines jointives de la zone de Mimjé-Naré-Ora. Les exutoires suspendus (émergences d’Ora, de Naré, de la Matali, de la Galowe...) attestent le retard de la karstification sur le creusement des canyons à cause de l’ampleur du soulèvement pléistocène.

Figure 177 :
Phénomènes volcano-karstiques du plateau Darai (Highlands du Sud) (cartographie d’après photographie aérienne du Mapping Bureau, Port Moresby). 1. Karst polygonal (dolines jointives). 2. Volcanisme du Pléistocène inférieur à laves basaltiques et andésitiques. 3. Dolines-cratères comprenant un mini-volcan central et un escarpement circulaire dans les calcaires miocènes.

a. Les sols riches en sesquioxydes

157◊ les sols ferralitiques sont fréquents entre 0 et 1000 m d’altitude aussi bien en Nouvelle Bretagne que dans les Highlands du S. Ces sols rouges, épais de plusieurs mètres, sont le résultat d’une longue évolution sous climat chaud et humide ; ils sont classiques en Nouvelle-Guinée et font partie du domaine ferralitique de la forêt pluviale équatoriale, là où le drainage s’effectue correctement.

158- Exemple d’un sol ferralitique des Highlands du S : Pimaga (Mubi river) :

159Le site se situe sur le rebord de la vallée de la Mubi river (alt. 950 m), en aval du lac Kutubu, dans un secteur bien drainé. La température moyenne annuelle est de 23,3°C et les précipitations atteignent 4735 mm/an à la station du lac Kutubu (alt. 810 m) (Mc ALPINE et al., 1975).

160Le pédon est typique : après un horizon A peu épais (0-15 cm) suit un horizon Bs rouge vif (2,5 YR 5/8) de plus de 5 m de puissance. On ne voit pas affleurer la roche, mais il s’agit d’une coulée basaltique et andésitique du Pléistocène inférieur probable recouvrant le calcaire de Darai dans le fond des synclinaux. Dans l’horizon Bs, l’analyse des argiles révèle 100 % de kaolinite et des traces de chlorite (+ gibbsite et goethite). Ce sol ancien très épais provient de l’altération du substrat volcanique.

161◊ Les ferrisols, comme les sols ferrugineux, constituent le stade devolution intermédiaire entre la fersiallitisation et la ferralitisation. Ils ont surtout été observés dans les Mts. Nakanai en Nouvelle Bretagne jusqu’à 1000 m d’altitude. Ils ressemblent aux sols ferralitiques, mais tendent à les remplacer en montagne. Ils présentent un horizon humifère Al assez épais souvent surmonté d’un mor. L’horizon B peut atteindre 2 à 3 m : il est argileux à argilo-limoneux et comporte surtout de la kaolinite dans le sommet de B.

162- Exemple de ferrisol dans les Mts. Nakanai : site de "Camp Vuvu" (alt. 920 m) (analyses : A. Delgiovine et].-L. Guendon) :

163Le profil se situe à proximité de la cabane de "Camp Vuvu", soit à mi-chemin du sentier qui conduit de Pakia à Marmar au bord de Jacquinot Bay (fig. 176).

164La température moyenne est de 21°C et les précipitations dépassent 5000 mm/an. Au sommet de la coupe, on observe un horizon A0 humifère (0-6 cm) et un horizon A1 (6-20 cm) brun-foncé (7,5 YR 4/4) à structure grumeleuse. L’horizon B argilique, visible sur 80 cm d’épaisseur, est bariolé ; on distingue une masse principale jaune-rougeâtre (5 YR 6/6) et des bandes ou des taches rouges et jaunes. Cet aspect tacheté est typique d’un ferrisol à horizon plinthique. La granulométrie indique une proportion de 50 % d’argile. Le pH est de 5,4 et la décarbonatation est presque totale (0,6 % de CaCO3). La matière organique représente 0,9 %. Les argiles sont surtout constituées par de la kaolinite (kaolisol). On note la présence habituelle de gibbsite et des traces de goethite. La fraction sableuse renferme des quartz bipyramidés et de la magnétite provenant d’une contamination volcanique ; les volcans actifs de la côte N (Mt. Ulawun) sont situés à quelques dizaines de km.

Figure 178 :
Les cônes de déjections (Pleistocene supérieur) du versant S de la chaîne FinisterreSaruwaged au niveau du fossé du Markham. En raison du soulèvement, ceux-ci sont entaillés et présentent des terrasses étagées-emboîtées.
1. Cônes de déjections. 2. Terrasses fluviatiles étagées-emboitées. 3. Rebord masqué du fossé du Markham. 4. Faille observée, faille probable. 5. Alluvions pléistocènes du Markham. 6. Alluvions fluvioglaciaires de la haute vallée de la rivière Leron. 7. Conglomérats et alluvions de piémont (cônes de déjections). 8. Formation Leron/Pliocène (anciens dépôts de piémont : grès stratifiés, conglomérats, marnes). 9. Porphyres d’Elendora (Miocène sup.) : microdiorite. 10. Complexe intrusif d’Akuna (Miocène inf.) : gabbro, diorite, dolérite. 11. Idem (Miocène inf.). 12. Complexe des Mena Beds (Miocène inf.-moyen) : grès micacés, grauwackes, conglomérats. 13. Complexe des Mebu Beds (Oligocène sup.-Miocène inf.) : volcano-sédimentaire. 14. Volcanites de la chaîne Finisterre (Oligocène sup.). 13. Grauwackes d’Omaura (volcano-sédimentaire de l’Oligocène moyen-sup.) 16. Lentilles calcaires dans la formation d’Omaura (Oligocène moyen-sup.).
(d’après la carte géologique de Markham, 1/250 000, TINGE Y et GRAINGER, 1976).

165◊ les sols fersiallitiques sont connus dans la régions de Port Moresby où existe une véritable saison sèche. D’autres exemples ont été observés sur la côte N de la péninsule de Huon au niveau des plages soulevées.

166- Exemple d’une terra rossa de la côte N de Huon : terrasse de Sialum, alt.27 m :

167Le contexte climatique n’est pas hyperhumide (2031 mm/an et 26°C à la station de Sio : Mc ALPINE et al., 1975) et il existe une saison sèche assez marquée. Le profil étudié par BLEEKER (1983, p. 298) présente un horizon Al (0-8 cm), noir (5 YR 2/1) et argileux, renfermant de la kaolinite/halloysite mal cristallisée, des traces de gibbsite et 5,7 % de matières organiques. L’horizon B argilique (8-55 cm), brun-rougeâtre (5 YR 2/2) à rouge sombre (2,5 YR 3/6), est très argileux (75 à 80 %). L’argile dominante est toujours la kaolinite/halloysite mal cristallisée. Les hydroxydes sont surtout représentés par la gibbsite (et traces de goethite). La matière organique atteint 3 %. Le pH diminue en profondeur et passe de 6,5 en A1 à 6,2 en B.

168Comme on connaît l’âge U/Th de la terrasse de Sialum (40 000 ans), la vitesse de la pédogenèse est de l’ordre de 12,5 mm/millénaire pour 50 cm de sol. Une telle vitesse d’évolution suppose la dissolution, selon BLEEKER (1983, p.137), d’une tranche de calcaire estimée à 70 m, ce qui est impossible en 40 000 ans, d’où la grande probabilité d’une contamination par les cendres volcaniques des volcans de Karkar et de Long Island situés juste au N.

b. Les sols bruns

169Les sols bruns tropicaux sont fréquents dans les karsts de P.N.G., depuis le niveau de la mer jusqu’à 3000 m d’altitude. Leur épaisseur est de 20 à 50 cm, mais peut atteindre plus de 100 cm. Nous avons pu les observer dans les Mts. Nakanai sur les terrasses marines soulevées et dans le karst montagnard où ils présentent un profil de type Ao Al B C apparemment plus complet que ceux décrits par BLEEKER (1983) sur les terrasses coralliennes de l’East Sepik province (Ao A1 C).

170- Exemple d’un sol brun des Mts. Nakanai : Naré (analyse : A. Delgiovine et J.-L. Guendon) :

171Cette coupe se situe dans la forêt pluviale, vers 600 m d’altitude, à 50 m de l’aven géant de Naré. Les précipitations moyennes sont supérieures à 5000 mm/an et la température moyenne annuelle est de 23°C. Placé en bordure d’un talweg à écoulement temporaire, ce secteur est assez bien drainé.

172L’horizon Ao (0-4 cm) est formé par la litière et l’humus. L’horizon A1 (4-30 cm), brun à brun-foncé (7,5 YR 4/2) et argilo-limoneux, présente une structure grumeleuse. La matière organique est de 18,7 % et le pH de 5,5 (pCO2 = 0,26 %). La décarbonatation est forte (0,2 % de CaCO3). L’horizon (B) (30-70 cm et plus), brun (7,5 YR 5/4) et argilo-limoneux avec une structure terreuse, renferme quelques fragments de calcaire. La matière organique diminue (5 %) tandis que le pH (6,15) et la pCO2 (0,32 %) augmentent. Le taux de CaCO3 est identique (0,2 %).

173Dans A1 et (B), les argiles sont dominés par la kaolinite et des interstratifiés. Les allophanes pourraient provenir de l’altération de la kaolinite. Les principaux hydroxydes sont la gibbsite, la boehmite, la cristobalite et la goethite (traces).

174Un autre profil situé sur la côte, près de Pomio, révèle une minéralogie des argiles équivalentes : 50 % de kaolinite et 50 % d’interstratifiés 14-14 gonflants (analyse : lab. de géomorph. du CNRS, Caen). Dans tous les horizons, les minéraux lourds sont régulièrement représentés par de la magnétite et de l’augite venant d’une contamination volcanique. Le rajeunissement de certains ferrisols et des sols bruns par le saupoudrage des cendres volcaniques est un donc un phénomène majeur dans les îles de l’archipel Bismarck.

c. Tephra et andosols

175Si de nombreux sols bruns sont contaminés par les cendres volcaniques (retombées distales), en revanche il existe des andosols remarquables dans certains karsts de moyenne montagne du Chimbu, des Highlands méridionales et des Highlands orientales où ils s’étagent entre 1000 et 3000 m d’altitude.

176Les dépôts de cendres andésitiques peuvent mesurer 1 à 6 m d’épaisseur selon la nature de l’éruption et la direction du vent au moment de celle-ci. Par exemple, Les tephra les plus récents issus du Mt. Hagen ont plus de 50 000 ans. Mais il a été démontré que d’autres retombées, certes plus faibles (quelques cm à quelques dm), se sont produites il y a 300 ans à peine, en provenance notamment du volcan de Long Island situé dans le prolongement W de la Nouvelle Bretagne (PAIN and BLONG, 1979 ; in BLEEKER, 1983, p. 70).

177Le profil-type d’un andosol des Highlands est caractérisé par un horizon Al, épais de 20 à 60 cm, brun foncé à noir et de nature assez argileuse. L’horizon B, épais de 30 à plus de 100 cm, est brun-jaunâtre, brun foncé ou rouge-jaunâtre ; il se structure en blocs anguleux en cas de dessiccation sur les coupes artificielles des routes. L’horizon C, cendreux, de teinte jaunâtre à brun-verdâtre, est le plus épais ; il est poreux et devient plus sableux à sa base. L’ensemble du profil présente un pH acide de 4,5 à 5,5 et sa porosité permet le développement de la karstification sous-jacente (BLEEKER, 1983, p. 67-78).

178Ces puissants andosols, comme sur le plateau Nembi au S de Mendi dans les "Southern Highlands" (photo 156), sont facilement érodés par les forts ruissellements dans les talwegs et à proximité des pertes. Les pitons, cônes et pinacles ont été rapidement nettoyés de leur couverture de tephra en raison de la raideur des pentes.

d. Les sols hydromorphes de dépression

179Les sols des fonds de dépressions karstiques de Nouvelle-Guinée, comme dans la plupart des autres régions équatoriales, sont mal connus, d’où la difficulté de les classer avec précision. Dans les Mts. Nakanai, les fonds des dolines et des petits bassins endoréiques présentent des secteurs imperméabilisés où l’eau de pluie s’accumule. Des coupes dégagées par le ravinement mettent à jour un horizon argilique profond souvent jaunâtre. Dans les fonds encore plus mal drainés se développe un horizon supérieur humique, peu épais et plus ou moins marécageux. Les eaux croupies à acidité moyenne (pH = 5,5 à 6,8), présentent des ions nitrites et ammonium provenant de la putréfaction de la matière organique (jusqu’à 10 mg/1 de NH4+, infra § 4).

2. Les sols de moyenne-haute montagne (2500-3400 m)

180Ils sont bien représentés dans les Highlands (West province), dans la région de Téléfomin (chaîne Barhman) et dans la chaîne Muller où les hauts plateaux semi-forestiers s’étendent entre 2500 et 3500 m. D’après FRANCIS et al. (1980, p. 92-93), on observe des sols bruns humiques et argileux se différenciant en fonction du drainage. Ils sont profonds et fortement lessivés sur les pentes. La minéralogie des argiles est dominée par la kaolinite et les sesquioxydes.

181- Les sols bruns argileux sont les plus typiques de la chaîne Muller vers 2500-3000 m. Ces cambisols d’altitude sont caractérisés par une teinte brune à brun-jaune et un pH acide de 5 à 6. Le profil-type présente (FRANCIS et al. ; 1983, p. 93) :

  • un horizon Al glaiseux, brun-rouge sombre (5 YR 3/2), épais de 10 cm ;
  • un horizon B argileux, brun (5 YR 5/4), épais (140 cm) et renfermant des concrétions ferrugineuses.

Figure 179 : Distribution altitudinale des sols observées en Nouvelle-Guinée et relations avec l’étagement des domaines bioclimatiques.
(1) Sols de la péninsule de Huon et du Mt. Bangeta (0 à 4100m).
(2) Sols des Mts. Nakanai (Nlle. Bretagne) (0 à 1500 m).
(3) Sols des Highlands du Sud (0-1500m).
(4) Sols du Mt. faya-Carstenz (Irian Jaya) (3500-4900 m).
D’après MAIRE pour (1) (2) (3) ; d’après HOPE et al., 1976, pour(4).
Analyses : MAIRE (expédition nationale FFS, 1980).

182Ces sols imperméables sont facilement érodables par le ruissellement.

183- Les sols noirs humifères sont peu épais (40 cm maximum) et se situent dans les zones les mieux drainées. L’horizon principal, brun foncé à noir (5 YR 2/1), de type argilohumique, présente un pH compris entre 6,5 et 7,2 et une forte capacité d’échange en bases. Vers 2800-3400 m, dans les secteurs marécageux et tourbeux, on observe des histosols comparables à ceux de haute montagne (infra, § 3).

3. Les sols de haute montagne (> 3400 m)

184Entre 3400 et 4500 m, les sols des hautes montagnes calcaires vont des sols organiques épais, en zone plus ou moins drainée, aux lithosols des franges proglaciaires actuels du Mt. Jaya.

a. Les sols bruns organiques

185Ils apparaissent dans les zones drainées, depuis la forêt moussue (3000-3800 m) jusqu’aux pelouses alpines (3800-4200 m). L’horizon Al, d’accumulation organique, mesure 50 à 80 cm ; il est noir à brun-rougeâtre foncé et peut présenter des niveaux tourbeux. Ils reposent sur la roche mère ou sur des dépôts glaciaires ou fluvio-glaciaires.

b. Les sols hydromorphes tourbeux

186Ce sont des sols organiques typiques des fonds de dépressions karstiques imperméabilisées par les remplissages glaciaires. Ils se situent entre 3500 et 4050 m sur le Mt. Bangeta, mais on les rencontre aussi sur les hautes montagnes de Nouvelle-Guinée sur différents substrats. Selon BLEEKER (1983, p. 55), ils recouvrent un peu moins de 1 % de la superficie de PNG.

187Dans les fonds de dolines et de cirques-dolines, la nappe d’eau affleure souvent au sein d’une végétation de tourbière particulière où se développent deux types de formations végétales (HOPE, 1976, p.193) :

  • des coussins bas à Centrolepsis philippinensis et Oreobolus pumilio ;
  • des coussins à touffes de liliacées (Astelia papuana).

188BLEEKER (1983, p. 64) distingue d’autres sols, les "cryaquepts" (USDA : inceptisols), pseudogleys à faciès tourbeux, mais leur taux de matière organique n’est pas suffisant pour les qualifier d’histosols.

c. Les sols bruns alpins

189Ils sont voisins des sols bruns organiques et se retrouvent en association avec les histosols situés entre 3400 et 4200 m sur roches mères variées. Ces sols se forment dans les secteurs bien drainés ; un exemple-type a été décrit (fig. 169) : on observe un horizon B cambique de forte épaisseur (60 à 100 cm) se formant rapidement (7-13 mm/siècle au Mt. Bangeta) et ne présentant pas d’horizons tourbeux.

190Au Mt. Jaya, des sols lithocalciques humifères épais, classiques dans karsts haut-alpins, se sont développés dans les fissures de lapiés entre 3900 et 4200 m ; ils sont affectés par les "pipkrakes".

d. Les lithosols

191Ils sont répandus au-dessus de 4000-4200 m dans les hauts karsts d’Irian Jaya. Les plus typiques sont caractérisés par un seul horizon (5-10 cm), sombre, très organique, se développant directement sur la roche calcaire ou sur le matériel morainique. Les sols minéraux bruts se situent autour des lacs glacio-karstiques du Carstenz par exemple, dans un secteur déglacé depuis moins d’un siècle.

192La mauvaise minéralisation de l’horizon organique de ces sols de haute montagne est dû à l’insuffisance des températures. Selon MOHR et al. (1972, in BLEEKER, 1983, p. 53), dans les hautes montagnes tropicales, les organismes responsables de cette minéralisation sont surtout des champignons qui deviennent inactifs avec la baisse des températures, d’où l’accumulation importante de la matière organique et l’épaisseur remarquable de l’horizon A1.

193RUTHERFORD (1964, in BLEEKER, 1983, p. 53) signale une augmentation de la matière organique en profondeur par illuviation de l’humus sur les histosols du Mt. Giluwe.

194Sur le Mt. Giluwe la contamination par des cendres volcaniques récentes n’est pas à négliger comme l’ont indiqué PAIN et BLONG (1979). Il en est de même sur le Mt. Bangeta. Ces sols sont d’une fertilité théorique médiocre — il n’existe pas d’agriculture au-dessus de 2700 m — car malgré la relative richesse en bases échangeables (Ca++, Mg++, K+, Na+), la pauvreté en phosphore est réelle (HOPE, 1976, p. 120). Des analyses similaires ont été effectuées sur le Mt. Wilhelm sur granodiorite (WADE et Mc.VEAN, 1969 ; in HOPE, 1976, p. 120). Cette déficience en phosphore dans les sols de montagne a été reconnue sur le Mt. Giluwe et à plus basse altitude dans les Highlands où cela pose de sérieux problèmes pour le bétail et la production céréalière (PARFITT et MAVO, 1975).

4. L’érosion des sols

195Au cours du Plio-Quaternaire, la pédogenèse sur les karsts de Nouvelle-Guinée a été active à toute altitude en raison des conditions de biostasie qui ont perduré durant des centaines de milliers d’années, voire plus. Situés en basse altitude, les sols ferralitiques et les ferrisols sont sans doute les pédogenèses "anciennes" les mieux conservées.

196Mais d’une façon générale, l’érosion a assuré le transfert des sols et altérités aussi bien dans l’endokarst par soutirage, qu’en surface par l’intermédiaire des rivières en périodes de crues. Dans les karsts polygonaux comme dans les karsts de haute montagne, le karst profond, alimenté par des multitudes de pertes, a vu le passage d’une masse considérable de sols : dépôts et colmatages souterrains en témoignent comme la forte turbidité des émergences après de violentes précipitations.

197Dans le karst de moyenne montagne, l’érosion des sols a été favorisée par les défrichements pratiqués sur une grande ampleur depuis des millénaires. Les andosols et les couches de téphra sont sensibles au ruissellement (ravinement), au "piping" et au soutirage dans l’endokarst.

198En haute montagne, les sols ont été raclés et en grande partie détruits par les glaciers ; mais des paléosols rouges enterrés, sans doute interglaciaires, ont pu subsister localement comme sur le Mt. Bangeta, audessus de 3800 m.

199NB : pour l’ensemble des sols de Papouasie Nouvelle-Guinée, se reporter à l’ouvrage de BLEEKER (1983).

C. LA DYNAMIQUE KARSTIQUE ACTUELLE

1. Comparaison de la dissolution dans les karsts forestiers et supraforestiers

200Malgré l’absence d’analyses hydrochimiques suivies dans le temps, les différentes mesures effectuées lors des expéditions spéléologiques permettent de se faire une idée de la vitesse de dissolution. On observe une diminution logique des concentrations en CaCO3, avec l’altitude, mais avec un palier des teneurs pour les karsts situés entre 1500 et 3800 m (contexte forestier à semi-forestier).

201La dissolution spécifique a été évaluée pour plusieurs régions. Dans les Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne), celle-ci est de 370 à 430 m3/km2/an pour le karst de basse altitude (0-500 m) et de 270 à 330 m3/km2/an pour le karst de moyenne altitude (500-1500 m) dans la mesure où les précipitations de la station côtière de Pomio (6541 mm/an) sont sensiblement les mêmes dans la montagne. Ces taux ont été calculés à partir de la fourchette des TH aux exutoires : 19,8 à 23,4 °F pour les sources littorales et 14,4 à 17,8°F pour les grandes émergences intérieures.

202Dans les karsts plus élevés de la chaîne Muller (2000-3000 m) (West province), la dissolution spécifique atteint 120 à 220 m3/km2/an (JAMES, 1980). Pour les karsts de haute montagne du Mt. Bangeta et du Mt. Jaya, les valeurs de 170 à 190 m3/km2/an et de 180 à 260 m3/km2/an sont approximatives ; toutefois en raison des fortes précipitations et de certains critères morphologiques (socles d’erratiques de plus de 30 cm), il n’est pas possible que cette dissolution spécifique (du moins pour l’Holocène) soit inférieure à 200 m3/km2/an.

203C’est donc dans les karsts de basse et moyenne montagne (0-1500 m), à forte pluviosité et à pédogenèse intense, que sont réunies les conditions optimales de la karstification.

2. La dissolution dans le karst de la forêt pluviale des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne)

204Sur une quarantaine d’échantillons d’eaux analysés in situ en 1980 (coffrets AquaMerck, méthode EDTA), plusieurs conclusions sont à noter (fig. 180) :

  • les eaux souterraines (hormis les suintements de concrétions) sont à l’équilibre ;
  • les ruisseaux et certaines rivières de surface, de même que les suintements souterrains, sont sursaturés ;
  • de nombreux lits de rivières souterraines sont concrétionnés et les tufs de cascades existent en aval des émergences (ex : source de Tuke, 15 m3/s) ;
  • les eaux les plus agressives sont constituées par les mares des fonds de dépressions.

205Dans les grands conduits souterrains, la pCO2 est de 0,14 à 0,17 % (Naré, Ka2-Matali souterraine) ; à l’extérieur, la pCO2 tombent à 0,02-0,05 %. Des analyses complémentaires ont été réalisées sur les ions nitrites (NO2-) et ammonium (NH4+). On constate que six échantillons contiennent 0,1 à 1 mg/l de NO2- et 1,5 à 10 mg/l de NH4+ ; ces proportions assez élevées concernent les eaux croupies, une rivière de surface importante (Iso river, 80 m3/s), l’émergence de la Matali (25 m3/s) et un écoulement souterrain à - 350 m dans Naré. Cette pollution naturelle provient sans doute de l’oxydation bactérienne des végétaux dans les sols. Rappelons que les eaux de marais, dans les pays tempérés, renferment souvent 0,1 à 1 mg/l de nitrites et que les eaux d’orages en possèdent jusqu’à 0,3 mg/l.

CONCLUSION

206Les karsts de Nouvelle-Guinée présentent, avec l’Indonésie, les meilleurs exemples d’évolution karstique néogène à quaternaire en domaine équatorial humide, sous contrôle étroit du volcanisme et des séismes. De plus, les hauts karsts ont l’avantage de se situer dans un contexte morphoclimatique instable puisque l’influence glaciaire n’est intervenue que tardivement, au cours du Pléistocène, en fonction de la surrection.

207La pédogenèse demeure un des problèmes fondamentaux à étudier dans le futur en intégrant notamment le rajeunissement d’origine volcanique, les paléosols ferrugineux ou fersiallitiques situés au-dessus de 2500 m (cas de la péninsule de Huon), les remplissages de dolines (et les sols hydromorphes), les sols se développant sur les terrasses marines soulevées où il est possible de disposer d’un substrat datable par U/Th.

208A moyenne altitude, le grand "Papuan Plateau", situé au coeur de la forêt pluviale des "Southern Highlands", constitue un exemple remarquable de volcano-karst ; ce sera pour les prochaines années un des défis scientifico-sportifs les plus difficiles à relever compte tenu des difficultés d’accès.

Figure 180 : Caractères chimiques des eaux des Mts. Nakanai (Nlle. Bretagne) d’après le diagramme de ROQUES (1964) et STCHOUZKOY-MUXART (1971). (Analyses : MAIRE, expéd. FFS 1980).
(A) Eaux saturées ou à l’équilibre (rivières de surface, rivières souterraines, eaux de concrétions).
(B) Eaux à l’équilibre ou légèrement agressives (eaux souterraines).
(C) Eaux agressives (eaux croupies : mares, fonds de dépressions).

Annexes

Annexe I. Aperçu des recherches speleologiques sur les karsts de p.n.g.

Le travail de terrain en haute montagne a été accompli pendant l’expédition spéléologique française de reconnaissance de novembre-décembre 1978 (Féd. Fr. de Spéléologie, 1978). Un avion nous a déposé à 1500 m d’altitude sur la petite piste inclinée de Kasanombé accrochée au flanc de la montagne. Avec l’aide d’une dizaine de porteurs recrutés difficilement, trois jours de marche forcée dans la raide forêt nuageuse et moussue ont été nécessaires pour atteindre le rebord du plateau sommital du Bangeta vers 3900 m à partir duquel nous avons rayonné pendant deux semaines. Cette reconnaissance a permis de parcourir l’étagement de la végétation et des karsts, et d’étudier les phénomènes glacio-karstiques au-dessus de 3800 m.

D’autres recherches ont été poursuivies dans les karsts montagnards de la forêt pluviale des Mts. Nakanai en Nouvelle Bretagne orientale où nous avons découvert et exploré, en compagnie de nos camarades français et suisses, des systèmes karstiques et des puits d’effondrement géants. A la suite de la première investigation australienne à Minyé en 1968 (descendu seulement sur 60 m), et surtout des deux premières expéditions françaises (1978, 1980) et de l’expédition suisse de 1979, ces karsts des Mts. Nakanai sont entrés d’un coup dans l’histoire de la spéléologie malgré l’aspect récent des découvertes (Spelunca spécial, 1980). Le puits de Naré et sa rivière ont déjà attiré des visiteurs : des Belges en 1982, puis des Anglais en 1984-85 qui atteignent le fond du réseau explorable, 150 m après notre terminus de 1980 (GILL, 1985). Plusieurs expéditions françaises de la Fédération Française de Spéléologie se rendent à nouveau dans les Mts. Nakanai en 1984-85 (exploration de Muruk, - 637 m) et en 1987-88, mais aussi dans la chaîne Whiteman au N de Kandrian où une grotte-tunnel active (Arrakis) est explorée sur 18 km de développement (Spelunca Mémoires n°15, "Antipodes 85").

D’autres expéditions spéléologiques fructueuses ont été réalisées par les Australiens (JAMES and DYSON, 1980) et les Anglais (BROOK, 1976), dans les chaînes centrales de P.N.G. entre 2000 et 3000 m d’altitude. Les Australiens explorent les grands réseaux de Mamo Kanada (54,8 km) et d’Atea Kananda (34,5km) dans la chaîne Muller. Dans le secteur de Telefomin, les Anglais découvrent Selminum Tem (20,5 km).

Annexe II. Aperçu historique des recherches sur le mt. jaya (carstenz)

Le Hollandais Jan CARSTENZ fut le premier européen à apercevoir les glaces du Mt. Jaya. Le 16 février 1623, il relate : "A une distance d’environ 10 miles dans l’intérieur des terres, nous vîmes une très haute chaîne de montagnes couverte de neige en de multiples endroits, vision qui nous parut très étrange alors que nous étions si près de la ligne équatoriale".

Mais à cette époque personne ne le crut en Europe. Ce n’est qu’au début du XXème siècle qu’une expédition scientifique chercha à s’approcher du massif du Carstenz, mais elle se termina par un désastre. Non seulement elle ne put pénétrer à l’intérieur des terres, mais il y eu de nombreuses victimes parmi les porteurs (1909-1911, British Ornithological Union Expedition). En 1912, un des membres de l’expédition anglaise précédente, WOLLASTON, se rendit avec KLOSS dans la même région. Accompagnés par plus de 224 porteurs et soldats, ils réussirent à traverser la jungle et à atteindre la barrière S du Mt. Carstenz.

En 1936, l’expédition hollandaise dirigée par COLIJN fut couronnée de succès grâce aux parachutages de matériel. Les champs de glace furent atteints ainsi que le sommet du Mur N (4850 m). C’est durant cette expédition historique que le géologue DOZY fit une découverte qui eut par la suite un grand retentissement : le Mt. Carstenz contenait de la chalcopyrite (minerai de cuivre) en grande quantité, d’où le nom d’Ertsberg qui signifie la "Montagne du Minerai". Dans le même temps, de nombreuses photographies aériennes obliques furent réalisées par le pilote WISSEL. Par la suite, des missions s’installèrent autour du massif (Kemandoga Valley) ainsi qu’un poste gouvernemental qui fut fermé durant la deuxième guerre mondiale en raison des patrouilles japonaises opérant depuis le lac Paniai. Après la guerre, de nombreuses pistes d’atterrissage et missions furent ouvertes au N du Mt. Jaya. L’administration hollandaise établit au même moment divers postes à partir d’Enarotali sur le bord du lac Paniai.

La haute vallée de Baliem fut découverte par l’expédition d’ARCHBOLD en 1941. A partir de 1958, plusieurs pistes de missions s’ouvrirent à 1Έ (Ilaga), au N (Beoga, Hitalipa) et au NW (Bilae). Grâce à cette nouvelle infrastructure, les alpinistes commencèrent à s’intéresser à cette région. A partir d’Ilaga situé à 70 km à l’Ε du Mt. Jaya, le Néo-Zélandais TEMPLE découvrit en 1961 une approche favorable permettant à l’expédition montagnarde d’HARRER d’escalader en 1962 le point culminant. Cette équipe plaça des repères (cairns) sur le front des glaciers et put noter un important retrait glaciaire depuis la dernière visite (photographies aériennes de l’expédition de 1936). En 1964, une expédition militaire indonésienne se rendit d’Enarotali à Beoga en passant par le plateau de Kemabu et en gravissant le Mur N. Quelques alpinistes se rendirent ensuite dans le massif du Mt. Jaya comme l’Italien MESSNER en 1972, l’Anglais ISHERWOOD en 1973, l’Allemand HUBER et l’Américain CARSON en 1974, les Français DOMENECH et FABRE en 1979.

Mais le renouveau scientifique fut possible grâce au développement de la mine de cuivre d’Ertsberg située sur le versant méridional du Mt. Jaya. En 1968, le potentiel du gisement fut estimé à 33 millions de tonnes, mais d’autres découvertes ont été effectuées. La mine fut officiellement ouverte en 1973 par le président SUHARTO. Aujourd’hui, le minerai est concentré sur place et transporté par "pipeline" jusqu’au port côtier d’Ammamapare (Amanapare). De 1971 à 1972, les Australiens réalisèrent plusieurs expéditions scientifiques importantes sur le Mt. Jaya où des résultats furent acquis en glaciologie, climatologie, botanique, biologie et palynologie (HOPE et al., 1976).

Du point de vue spéléologique et karstologique, les connaissances sont encore maigres sur l’ensemble de l’Irian Jaya. En 1959, les Hollandais réalisèrent une importante expédition dans le secteur des Star Mountains au niveau de la frontière avec la Papouasie Nouvelle-Guinée (BAR et al., 1961 ; VERSTAPPEN, 1960, 1963, 1964). En 1988, une expédition française s’est rendue dans le Vogelkop (B. THERY).

NB : pour l’exploration générale du massif du Carstenz. et les ascensions, se reporter à J. FABRE (1979) et B. DOMENECH (1981).

Annexe III. Hauts karsts et activites humaines en nouvelle-guinee

Durant les périodes glaciaires, la Nouvelle-Guinée est toujours restée séparée des îles de l’Indonésie et de l’Asie du SE par des bras de mer profonds (lignes Wallace et Lydekker) si bien que les échanges de populations ont été difficiles comme semble le prouver la faiblesse des indices préhistoriques actuellement découverts sur cette relation éventuelle. Au Würm, l’abaissement du niveau de la mer (- 137 m) a permis le rattachement de la Nouvelle-Guinée au N de l’Australie et explique que des populations aient pu pénétrer dans ce territoire dès cette époque. Les sites archéologiques les plus anciens remontent à 26 000 ans BP (Kosipe, Central province) et 30 000 ans BP (Kuk, Western Highlands province), mais il existe des sites probablement plus vieux (WHITE and O’CONNEL, 1982 ; WATSON and COLE, 1978).

A la fin du Würm, la Nouvelle-Guinée est redevenue une île avec la submersion du pont continental situé au niveau de l’actuel détroit de Torres profond de 50 m en moyenne. Les premiers contacts avec les Européens se firent en 1526 par un des navires de Magellan, qui rapporta des oiseaux de paradis. Le terme de papou, signifiant "homme aux cheveux crépus", fut donné au cours de l’un de ces premiers voyages ibériens effectués sur la côte N. L’expression "Nova Guinea" fut créée en 1545 par DE RETES.

A. LES POPULATIONS DES HAUTES VALLEES DES HIGHLANDS

Durant l’Holocène, les Highlands de Nouvelle-Guinée ont été occupés systématiquement entre 1500 et 2000 m d’altitude, en raison des conditions climatiques tempérées. La zone du lac Paniai (Enarotali), en Irian Jaya, se situe vers 1700-1800 m. A l’E de la chaîne Sudirman, l’importante localité de Wamena se situe vers 1550 m non loin du Mt. Trikora. En P.N.G., les plus hauts habitats permanents sont établis à 2700 m dans la vallée du Chimbu (Chimbu province).

Le déboisement ancien, puis l’agriculture itinérante sur brûlis (abandon des terres au bout de 2 ou 3 ans), ont entraîné la savanisation des Highlands. Hautes vallées et bassins intérieurs sont ainsi recouverts par une savane anthropique où subsistent des ilots forestiers. Sur certains grands versants herbeux, on peut discerner de loin ou d’avion les limites des "gardens" préhistoriques (WHITE et O’CONNEL, 1982, p.185). L’introduction de la patate douce, il y a un peu plus de 300 ans, a accentué le peuplement des Highlands : certaines vallées ont aujourd’hui une densité de 80 hb/km2. Mais cette fameuse patate douce (Ipomoea batatas), base de l’alimentation des Papous, voit sa culture décroître rapidement avec la baisse des températures. Ainsi, les tubercules arrivent à maturité en :

. 3 à 5 mois vers 1500-1800 m ;

. 6 à 9 mois vers 1800-2100 m ;

. 9 à 18 mois au-dessus de 2100 m (2700 m : altitude limite) (BROWN et POWELL, 1974).

Dans les Western Highlands (vallée de la rivière Lai, ait. 1700-2100 m), GUILCHER (1968) a montré également l’importance socio-économique de la culture de la patate douce.

Le cochon, actuel symbole d’abondance et de richesse, n’est pas originaire de Nouvelle-Guinée ; pourtant, des ossements ont été découverts dans les sites préhistoriques d’abris sous roches, mais on pense qu’ils ont été amenés par les hommes lors de l’occupation du territoire, probablement au cours du Würm (WHITE et O’CONNEL, 1982, p. 187).

Les régions karstiques de moyenne-haute montagne (2500-3500 m) sont demeurées à l’écart des activités humaines à cause de la rugosité du relief et de son inaptitude à la mise en valeur agricole ("Nebelwald", températures trop fraîches). En revanche, les hauts karsts localisés au-dessus de 3500 m ont servi de lieu de passage et de terrain de chasse.

B. HAUTS KARSTS ET TERRAINS DE CHASSE

1. Mt. Jaya

Bien que non habité de façon permanente, le haut karst du Mt. Jaya est parcouru par les Papous. L’habitat temporaire le plus ancien, celui de Mapala, a été découvert sur le plateau Kemabu à 3996 m dans un abri localisé sous un gros erratique. La datation 14C des charbons de bois indique un âge de 5440 ± 130 ans BP (HOPE, 1976, p. 233). Ce site comporte aussi des ossements, des silex, un élément travaillé de granodiorite provenant du batholite d’Ertsberg 4 km plus au S, des coquillages ornementaux ramassés sûrement sur la côte S. Cet abri du Néolithique final montre que le vaste plateau Kemabu servait déjà de terrain de chasse.

Aujourd’hui, ce haut karst steppique est parcouru par les chasseurs’’Damai". Il existe de multiples sentiers le long desquels se dressent des huttes construites à l’aide de fougères arborescentes (Cyathea ps.) et de Papuacedrus papuana. Les animaux chassés sont surtout des mammifères : treize espèces ont été dénombrées par l’expédition australienne (HOPE, 1976) : petits wallabys et opposums, rats... La steppe du plateau Kemabu est attribuée aux nombreux incendies volontaires ; des bosquets subsistent encore sur les crêtes et les pentes des collines karstiques. Ces brûlis répétés ont détruit les sols tourbeux sur près d’un mètre d’épaisseur de sorte que les prairies actuelles se développent parfois sur des lithosols au travers desquels apparaissent des blocs perchés en forme de champignons (HOPE, 1976). Les incendies actuels paraissent plus réduits et on suppose que l’occupation a été plus intense durant la phase Atlantique plus chaude.

2. Mt. Bangeta

Le Mt. Bangeta sert de lieu de transit entre la Tuembi river au SW et la région peuplée de Kabwum dans la Kwama river au NE. C’est d’ailleurs sur cette transversale que la haute chaîne Saruwaged est la plus étroite et la plus haute. Depuis la piste d’atterrissage de Kasanombe (alt. 1500 m), le sentier va d’une rive à l’autre de la Tuembi river pour éviter les profonds défilés. Des abris rudimentaires ont été construits jusqu’à 2700 m au pied du grand escarpement NW du Bangeta ; à partir de là, l’itinéraire grimpe à 45-50° dans la forêt moussue (photo 144), puis atteint le plateau supérieur vers 3950 m, passe le long du lac Gwam vers 3600 m et redescend la Kwama river.

Comme sur le Mt. Jaya, les Papous utilisent ce haut karst comme terrain de chasse et de passage. Plus à l’E, sur la chaîne Cromwell, les défrichements ont été importants dans la forêt de moyenne montagne vers 25003000 m, en particulier dans la zone du poljé d’Ulur (photos 145 et 146). D’altitude moins élevée que le Bangeta, ces hautes surfaces de la chaîne Cromwell sont plus favorables à la chasse et aux séjours temporaires (accès possible par Indagen). Signalons que les chauves-souris sont chassées en Nouvelle-Guinée et l’on peut en rencontrer jusqu’à 3000 m d’altitude, mais les espèces les plus variées et les plus grosses se situent entre 0 et 1000 m.

Les datations des horizons charbonneux contenus dans les histosols du Bangeta et du Giluwe (3800-4300 ans BP) indiquent que la destruction de la forêt "subalpine" a dû commencer vers cette époque, après le développement de l’agriculture extensive à plus basse altitude vers 6500 ans BP. Si l’on remonte au Würm, le domaine des savanes d’altitude était alors beaucoup plus vaste (50 000 km2 pour l’ensemble de la Nouvelle-Guinée) et il est probable, selon HOPE (1976, p. 237), que les premiers habitants venus peut-être d’Indonésie ont dû atteindre les hautes terres plus salubres pour pratiquer la chasse. Il reste cependant à découvrir des sites préhistoriques anté-holocènes dans ces régions comprises entre 2000 et 3400 m.

C. L’IMPACT DE LA MINE D’ERTSBERG SUR L’ENVIRONNEMENT HUMAIN DU Mt. JAYA

La mine de cuivre d’Ertsberg, situé à 3600 m au pied du Mt. Jaya, est le centre économique le plus riche de l’Irian Jaya. L’emploi massif de technologies de pointe dans cette région reculée a eu un impact considérable sur les populations environnantes, créant un bouleversement des mentalités et un choc psychologique beaucoup plus profond que l’introduction au compte goutte de la civilisation occidentale par les missions implantées au N du massif.

De 1970 à 1973, la construction des implantations minières et des habitations a vu aussi l’apparition de la route la plus longue du pays. HOPE (1976, p. 231-232) souligne que cette masse de matériel moderne a fortement frappé les indigènes pour qui une boite de conserve vide constituait déjà un récipient précieux. De nombreux villageois des tribus Moni, Damai et Dani du N et de l’W sont ainsi venus régulièrement à Ertsberg, en passant par les hauts cols (New Zealand pass, alt. 4500 m), pour chercher du travail et ramener toutes sortes d’objets abandonnés, usagés ou dérobés (pièces métalliques, boites, habits, conserves). Dans le village d’Ugimba localisé au N à plus de trois jours de marche, on a même découvert une grande tente montée, mais complètement inutilisée. En 1971, des pilotes d’hélicoptères ont rapporté que les villages du secteur d’Atwanop, à 15 km à l’W de la mine, avaient construits des "hélipades", espérant la visite prochaine des hélicoptères ("balus" en pidgin).

Aujourd’hui, en Irian Jaya, il est difficile de trouver un meilleur exemple de bouleversement culturel et d’expression nouvelle du cargo-cult tant l’opposition des cultures est grande et brutale. En PNG, où la situation économique a beaucoup changé depuis 1960-70 en raison du développement du pays, les changements culturels ont été plus profonds, mais plus progressifs. A ces mutations, s’ajoutent la situation géopolitique troublée de l’Irian Jaya en raison de l’occupation indonésienne du pays après le départ des Hollandais en 1962.

Table des illustrations

Légende Figure 157 : Carte géologique générale de Papouasie Nouvelle-Guinée (d’après LÖFFLER, 1977). 1. Quaternaire : alluvions et terrasses coralliennes. 2. Volcanisme quaternaire. 3. Pliocène. : sédimentaire marin et continental. 4. Calcaires pliocènes. 5. Calcaires miocènes. 6. Volcano-sédimentaire miocène. 7. Roches intrusives miocènes. S. Mésozoïque : grès, schistes, conglomérats. 9. Mésozoïque : volcano-sédimentaire métamorphique. 10. Volcanisme marin mésozoïque. 11. Roches ultrabasiques secondaires. 12. Dacite (Trias). 13. Granite, granodiorite (Permien).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 421k
Légende Figure 158 : La séismicité en Nouvelle-Guinée (d’après DENHAM, 1971).Carte A : Distribution des séismes (magnitude > 4) entre 1958 et 1966 en Nouvelle-Guinée et dans les archipels Bismarck-Salomon.Carte B : Distribution des séismes dans la zone de limite de plaques de la chaîne Finisterre-Saruwaged.1. Mouvement de la plaque continentale australienne.2. Mouvement de la plaque océanique du Pacifique.3. Décrochement du Ramu-Markham le long de la chaîne centrale.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 97k
Légende Photo 143 : Les terrasses coralliennes soulevées de Sialum sur la côte N de la péninsule de Huon montent jusqu’à + 700 m (âge U/Th : 220-250 ka) et témoignent d’une surrection pléistocène remarquable qui explique la jeunesse du modelé glacio-karstique du Mt. Bangeta (fig. 164 et 166). (cliché Gérald FAVRE).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 120k
Légende Figure 159 : Coupe géologique du versant SE de la péninsule de Huon (construite d’après la carte géologique de ROBINSON, 1974). 1. Calcaires coralliens pléistocènes (terrasses soulevées). 2. Calcaires de Kabwum (Miocène moyenPliocène). 3. Calcaires de Gowop (Miocène inf.-Pliocène). 4. Calcaires schisteux de Tipsit (Miocène inf.-moyen). 5. Grès calcaires de Pindiu (Miocène inf.-moyen). 6. Basaltes miocènes. 7. Volcano-sédimentaire des "Finistene volcanics" (Oligocène inf.-Miocène inf.).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 275k
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 180k
Légende Figure 160 : Les régions morphostructurales de P.N.G. (d’après LOFFLER, 1977). À. Limites des régions morphostructurales. B. Alluvions quaternaires. C. Dépôts quaternaires des bassins intramontagnards des Highlands. D. Plages soulevées. E. Volcans actifs. F. Strato-volcans inactifs.Régions : 1. Plaine de piémont du Fly. 2. Bassin du Sepik. 3. Fossé du Ramu-Markham. 4. Plaines côtières et basses terres méridionales. 5. Bassin du Cap Vogel. 6. Chaînes métamorphiques septentrionales. 7. Chaînes métamorphiques orientales (Owen Stanley). 8. Chaînes plissées calcaires méridionales (karsts). 9. Highlands. 10. Chaînes ultrabasiqnes. 11. Chaînes côtières Bewani-Torricelli. 12. Arc volcanique paléogène et karsts des chaînes Adelbert-Finisterre-Saruwaged. 13. Arc volcanique quaternaire de l’archipel Bismarck. 14. Arc volcanique paléogène et karsts de Nouvelle Bretagne. 15. Arc volcanique paléogène et karsts de Nouvelle Irlande.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 499k
Légende Tableau 31 :Caractères physiques et minéralogiques de neuf échantillons de calcaires de P.N.G. (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Cacn. M. Levant, C. Blanchet, Y. Delehaye, M.-N. Le Coustumer, D. Rivaille).(1) Calcaire de Gowop (Miocène infér.-Pliocène) : Mt. Bangeta, alt. 4000 m (péninsule de Huon).(2) Calcaire de Gowop : Chaîne Cromwell, poljé d’Ulur, ait. 2450 m(Huon).(3) Calcaire de Yalam (Miocène infér.-moyen) : Mts. Nakanai-Jso River (Nlle.Bretagne).(4) Calcaire des "Esis beds" (Miocène sup.-Pliocène) : Mts.Nakanai-Nutuve.(5) Calcaire de Yalam (Miocène infér.-moyen) : Mts.Nakanai-Matali.(6) Calcaire de Yalam : Mts. Nakanai-Naré.(7) Calcaire de Darai (Oligocène sup.-Miocène moyen) : Mendi (Highlands du Sud).(8) Marbre d’Omaura (Oligocène moyen-sup.) : Kainantu (Highlands de l’Est).(9) Calcaire de Darai (Oligo-Miocène) : Mubi River-Kutubu (Highlands du Sud).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 182k
Légende Figure 161 :Carte des précipitations de P.N.G. (d’après FORD, 1973). 1. Mousson de NW (décembre-avril). 2. Mousson de SE (mai-octobre).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 417k
Légende Figure 162 : Pluviogrammes de plusieurs stations de la péninsule de Huon. Côte S et SE (Finschaffen, Lae). Côte N et flanc N (Sio, Wasu, Kabwum). Centre montagneux (Pindiu, Mendik, Boana). (d’après les données de Mc ALPINE et al., 1975).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 113k
Légende Figure 163 : Etagement de la végétation en NouvelleGuinée (Mt. Bangeta : 4121 m et Mt. Carstenz : 4884 m). La courbe des précipitations en fonction de l’altitude montre une dissymétrie d’exposition banale sans sécheresse en versant NE.L.N.P. : limite des neiges permanentes. 1. Forêt pluviale de basse montagne (rain forest). 2. Forêt pluviale de moyenne montagne (rain forest). 3. Foret moussue (Nebehvald). 4. Steppes et pelouses alpines. 5. Zone englacée et proglaciaire, (d’après MAIRE pour le Bangeta et les données de HOPE et al., 1976, pour le Carstenz).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 197k
Légende Photo 144 :Dans la haute vallée de la Tuembi River, vers 2750 m d’altitude (versant SW du Ml. Bangeta). Zone de transition entre la forêt pluviale de moyenne montagne (1000-3000 m) et la forêt moussue (3000-3900 m).A noter l’abondance des épiphytes et les fougères arborescentes (Cyathea).Situation générale en biostasie.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 377k
Légende Photo 145 :La chaîne Cromwell (péninsule de Huon) constitue l’extrémité E de la chaîne côtière Finisterre-Saruwaged.Vue aérienne vers l’W des hauts plateaux à dolines du Mt. Ulur (2940 m).A droite, l’escarpement dans les calcaires de Gowop.A gauche, l’escarpement de faille dominant le poljé d’Ulur (nuages) (photo 146). Au centre, ouvalas défrichés (en blanc).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 318k
Légende Photo 146 :Le poljé d’Ulur (alt. 2400 m, 20km2), au centre de la chaîne Cromwell, présente un fond vallonné. Il n’a pas atteint son stade de maturité.A noter l’importance du défrichement. La présence d’éléments de cuirasses ferrugineuses à cette altitude confirme que le massif a été fortement soulevé au Pléistocène comme le prouvent les terrasses soulevées de Sialum.(cliché Gérald FAVRE).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 279k
Légende Figure 164 : Etagement relatif du modelé karstique sur le flanc NE de la péninsule de Huon.Modelé : 1. Glacio-karst supraforestier (3600-4100 m) formé au Pléistocène moyen-récent en raison de la surrection. 2. Karst de montagne semi-forestier à poljés, ouvalas et dolines (2400-3600 m). 3. Karst forestier et canyons cascadants de la retombée NE de la chaîne Cromwell (700-2400 m). 4. Plages soulevées de Sialum (0-700 m). 5. Karstlittoral.Végétation : a. Limite supérieure de la forêt pluviale de basse montagne (1000 m). b. Limite supérieure, de la forêt pluviale de moyenne montagne (2700-3000 m). c. Limite supérieure de la forêt moussue (3900 m). d. Limite des neiges permanentes au Würm (3720 m).Néotectonique :A. Surrection de 700 m depuis 220-250 000 ans.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 215k
Légende Figure 165 :Le karst de montagne semi-forestier à poljés, ouvalas cl dolines de la chaîne Cromwell (2400-3600 m). 1. Isohypses (200 m).2. Sommets.3. Escarpements (calcaire de Gowop).4. Escarpements de faille.5. Ponors.6. Poljés(Ulur).7. Hums.8. Ouvalas.9. Champs de dolines.(d’après photos aériennes et fond topographique 1/250 000, carte de Huon).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 592k
Légende Photo 147 :Crête du Mt. B angeta vers 4050m d’altitude (à droite, calcaire de Gowop du Mio-Pliocène).A gauche, cirque glaciaire dans le soubassement volcano-sédimentaire (arc volcanique paléogène : laves basiques, grauwack.es, grès...).(localisation fig. 166).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 237k
Légende Photo 148 :Vallum morainique vers 3700 m sur la bordure SE du plateau Bangeta (situation fig. 166).A noter la steppe à graminées (Deschampsia klossii) et fougères arborescentes (Cyathea pseudomuelleri).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 272k
Légende Photo 149 :Le lac Gwam (alt. 3450 m) se situe à l’E du Plateau Bangeta (fig. 166).La cuvette a été formée par l’érosion glaciaire au contact d’une remontée basaltique.Au fond, vallon glaciaire suspendu tapissé de rhododendrons arborescents (alt. 3650 m) et tufs de cascade sur le verrou-barre haut de 100 m.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-18.jpg
Fichier image/jpeg, 298k
Légende Figure 166 :Le glacio-karst supraforestier du Mt. Bangeta (4121 m) est de genèse récente à cause de l’ampleur de la surrection au cours du Pleistocene moyen-récent (photo 143). 1. Crêtes et cirques glaciaires. 2. Escarpements. 3. Moraines würmiennes. 4. Verrous. 5. Remplissages fluvio-glaciaires de dépressions. 6. Sandr. 7. Cônes torrentiels. S. Dépressions glacio-karstiques. 9. Dolines-puits et pertes. 10. Vallées glaciaires. 11. Ravins. 12. Ecroulements et éboulis. (d’après levés de terrain, 1979).NB : Les astérisques numérotés permettent de situer les photos 147 à 154.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-19.jpg
Fichier image/jpeg, 687k
Légende Photo 150 :Cuvette glacio-karstique typique du plateau Bangeta vers 3900 m (situation fig.166).Tourbières se développant sur le remplissage fluvio-glaciaire.Au premier plan, entonnoir de soutirage.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-20.jpg
Fichier image/jpeg, 313k
Légende Photo 151 :Petit cirque-doline vers 395(1 m au NNW du lac Gwam (situation fig.166).Tourbières, étangs, entonnoir de soutirage (photo 152).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-21.jpg
Fichier image/jpeg, 304k
Légende Figure 167 :Cirque-doline du versant E du Mt. Bangeta et son remplis-3. Alluvions fluvio-glaciaires et varves (coupe de la fig. sage fluvio-glaciaire. 1. Calcaire de Gowop. 2. Colluvions. 168). 4. Arc morainique (dernier stade de retrait du Würm).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-22.jpg
Fichier image/jpeg, 246k
Légende Figure 168 :Coupe d’un remplissage fluvio-glaciaire(potior du cirque-doline E du Bangeta, fig.167).Coupe A : 1. Horizon supérieur humifère brun-foncé. 2. Horizon tourbeux à passées charbonneuses (brûlis holocènes). 3. Horizon sablo-limoneux d’épandage. 4. Couche varvée sablo-limoneuse (a. Niveau orangé, b. Niveau beige, c. Niveau basal à cailloutis roulés). 5. Plancher corrodé (calcaire de Gowop).Coupe B : Détail de la couche varvée. 1. Niveau beige-clair. T. Niveau beige-clair à veines orangées (oxydation) ;2. Niveauorangé.3. Niveaubeige-foncé.4. Niveau sableux grossier.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-23.jpg
Fichier image/jpeg, 294k
Légende Figure 169 : Profil pédologique polygénique situé dans le couloir SW accédant au plateau Bangeta (alt. 3900 m). A1. Horizon humifère. A2. Horizon d’accumulation organique colluvionné à passées charbonneuses (brûlis holocènes). B. Racine de paléosol ocre-rouge argilo-limoneux. R. Bloc de calcaire de Gowop.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-24.jpg
Fichier image/jpeg, 164k
Légende Photo 152 :L’entonnoir du cirque-doline de la photo 151 évacuait les eaux de fonte sous-glaciaire. Il est obstrué par des blocs à - 15 m. A noter l’exubérance des touffes piquantes de Deschampsia qui rendent la marche pénible sur l’ensemble du plateau Bangeta.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-25.jpg
Fichier image/jpeg, 319k
Légende Photo 153 :Sur la bordure SE du plateau Bangeta (localisation fig. 166. Porche inactif situé au-dessus de la perte d’un ruisseau, au contact basaltes-calcaires de Gowop. La grotte scelle est pourvue de dépôts fluvio-glaciaires et s’arrête sur une étroiture obstruée.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-26.jpg
Fichier image/jpeg, 319k
Légende Photo 154 :Petit réseau concrétionné situé à 15 m de la surface et attestant l’importance de la dissolution dans la tranche épikarstique en raison du CO2 produit par la steppe à Deschampsia et les tourbières.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-27.jpg
Fichier image/jpeg, 322k
Légende Figure 170 : Distribution des glaciers au Würm (en noir).Carte A : En P.N.G.Carte B : Dans la chaîne Finisterre-Saruwaged. (d’après LÖFFLER, 1971 et 1977).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-28.jpg
Fichier image/jpeg, 159k
Légende Figure 171 :Altitude de la limite des neiges permanentes (L.N.P.) au Wiirm et aujourd"hui en Nouvelle-Guinée.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-29.jpg
Fichier image/jpeg, 187k
Légende Figure 172 : Distribution des précipitations en Irian Jaya.1. > 3000 mm/an. 2. 2500-3000 mm. 3. 2000-2500 mm. 4. 1500-2000 mm. 5.1000-1500 mm.(d’après FONTANEL, CHANTEFORT et LEGRIS, 1977).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-30.jpg
Fichier image/jpeg, 143k
Légende Tableau 32 :Caractères et évolution des températures entre les stations de Wamena, la mine d’Ertsberg et le camp de base du Carstenz(d’après les données d’ALLISON et BENNET, in HOPE et al., 1976, p. 63).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-31.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Légende Photo 155 :L’aven géant de Naré dans le karst de la forêt pluvieuse des Mts. Nakanai en Nouvelle Bretagne (alt. 600 m) (fig. 175 et 176).Profondeur 300 m, diamètre 100 m. Ici, porche amont haut de 150 m et torrent de 15 m3/s à l’étiage. La forte pente de la rivière souterraine (cascades, rapides), dans la masse des calcaires biomicritiques de Yalam, indiquent que les systèmes karstiques sont sous le contrôle d’un fort soulèvement : profil en long cascadant et retard de la karstification profonde sur le creusement des canyons (émergences perchées, photo 158).L’intense karstification est due à l’abondance des précipitations et du CO2 biochimique.Le nombre élevé des séismes majeurs (plusieurs par siècle de magnitude> 7,5) a dû accélérer la formation des avens géants.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-32.jpg
Fichier image/jpeg, 724k
Légende Figure 173 :Localisation des régions karstiques de Nouvelle Bretagne. 1. Calcaires miocènes. 2. Volcans pleistocenes.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-33.jpg
Fichier image/jpeg, 118k
Titre SYSTEME DE LA MATALI SOUTERRAINE
Légende Figure 174 : Coupe schématique du système souterrain exploré de la Matali (Mts. Nakanai, Nile. Bretagne). Contexte : calcaires miocènes de Yalam, alt. 600-1200 m, forêt pluviale, précipitations> 6000 mm !an.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-34.jpg
Fichier image/jpeg, 170k
Légende Figure 175 :Genèse probable des différents types d’avens géants des Mts. Nakanai (Nile. Bretagne). Il est possible que les séismes majeurs aient facilité leur ouverture par écroulement du plafond des salles souterraines.A. Aven de Naré (puits vertical de 300m).B. Aven incliné de Kavakuna profond de 390 m (système de la Matali).C. Aven double d’Ora relié par un pont naturel (- 270 m).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-35.jpg
Fichier image/jpeg, 552k
Légende Figure 176 :Carte géomorphologique de Mts. Nakanai (Nlle. Bretagne) (MAIRE, 1981). 1. Récifs coralliens actuels. 2. Alluvions récentes. 3. Conglomérats fluviatiles pléistocènes. 4. Terrasses coralliennes quaternaires. 5. Volcans plio-quaternaires. 6. Caldeiras. 7. Volcano-sédimentaires pliocène. 8. Grès et conglomérats marins moi-pliocènes. 9. Calcaires moi-pliocènes (Karsts). 10-11. Volcano-sédimentaire de l’Oligocène sup. 12. Tonalite, diorite, gabbro de l’Oligocène sup. 13. Volcano-sédimentaire de l’Eocène sup. (10-13) : arc volcanique paléogène). 14. Failles. 15. Escarpement 16. Canyons. 17. Reculées. 18. Karts à dolines jointives et karst à labyrinthe. 19. Avens géants. 20. Emergences.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-36.jpg
Fichier image/jpeg, 1,1M
Légende Photo 156 : Karst à pitons dans les chaînes plissées des Highlands du Sud au SSE de Mendi (alt. 1000 m, calcaires miocènes de Darai). A noter le défrichement et les cultures dans les ouvalas.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-37.jpg
Fichier image/jpeg, 336k
Légende Photo 157 : Couche de tephra et andosol épais de plusieurs mètres sur le karst du plateau Nembi au S de Mendi (chaînes plissées des Highlands du Sud). Les retombées volcaniques massives sont originaires des strato-volcans de la région (ex : Mt. Hagen) et accentuent la dissolution karstique
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-38.jpg
Fichier image/jpeg, 300k
Légende Photo 158 (ci-contre) : L’émergence perchée d’Ora se situe dans le karst des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne) (fig. 176). L’escarpement de calcaires miocènes de Yalam, haut de 350 m, borde à l’E le plateau à dolines jointives de la zone de Mimjé-Naré-Ora. Les exutoires suspendus (émergences d’Ora, de Naré, de la Matali, de la Galowe...) attestent le retard de la karstification sur le creusement des canyons à cause de l’ampleur du soulèvement pléistocène.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-39.jpg
Fichier image/jpeg, 328k
Légende Figure 177 :Phénomènes volcano-karstiques du plateau Darai (Highlands du Sud) (cartographie d’après photographie aérienne du Mapping Bureau, Port Moresby). 1. Karst polygonal (dolines jointives). 2. Volcanisme du Pléistocène inférieur à laves basaltiques et andésitiques. 3. Dolines-cratères comprenant un mini-volcan central et un escarpement circulaire dans les calcaires miocènes.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-40.jpg
Fichier image/jpeg, 350k
Légende Figure 178 :Les cônes de déjections (Pleistocene supérieur) du versant S de la chaîne FinisterreSaruwaged au niveau du fossé du Markham. En raison du soulèvement, ceux-ci sont entaillés et présentent des terrasses étagées-emboîtées.1. Cônes de déjections. 2. Terrasses fluviatiles étagées-emboitées. 3. Rebord masqué du fossé du Markham. 4. Faille observée, faille probable. 5. Alluvions pléistocènes du Markham. 6. Alluvions fluvioglaciaires de la haute vallée de la rivière Leron. 7. Conglomérats et alluvions de piémont (cônes de déjections). 8. Formation Leron/Pliocène (anciens dépôts de piémont : grès stratifiés, conglomérats, marnes). 9. Porphyres d’Elendora (Miocène sup.) : microdiorite. 10. Complexe intrusif d’Akuna (Miocène inf.) : gabbro, diorite, dolérite. 11. Idem (Miocène inf.). 12. Complexe des Mena Beds (Miocène inf.-moyen) : grès micacés, grauwackes, conglomérats. 13. Complexe des Mebu Beds (Oligocène sup.-Miocène inf.) : volcano-sédimentaire. 14. Volcanites de la chaîne Finisterre (Oligocène sup.). 13. Grauwackes d’Omaura (volcano-sédimentaire de l’Oligocène moyen-sup.) 16. Lentilles calcaires dans la formation d’Omaura (Oligocène moyen-sup.).(d’après la carte géologique de Markham, 1/250 000, TINGE Y et GRAINGER, 1976).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-41.jpg
Fichier image/jpeg, 843k
Légende Figure 179 : Distribution altitudinale des sols observées en Nouvelle-Guinée et relations avec l’étagement des domaines bioclimatiques.(1) Sols de la péninsule de Huon et du Mt. Bangeta (0 à 4100m).(2) Sols des Mts. Nakanai (Nlle. Bretagne) (0 à 1500 m).(3) Sols des Highlands du Sud (0-1500m).(4) Sols du Mt. faya-Carstenz (Irian Jaya) (3500-4900 m).D’après MAIRE pour (1) (2) (3) ; d’après HOPE et al., 1976, pour(4).Analyses : MAIRE (expédition nationale FFS, 1980).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-42.jpg
Fichier image/jpeg, 340k
Légende Figure 180 : Caractères chimiques des eaux des Mts. Nakanai (Nlle. Bretagne) d’après le diagramme de ROQUES (1964) et STCHOUZKOY-MUXART (1971). (Analyses : MAIRE, expéd. FFS 1980).(A) Eaux saturées ou à l’équilibre (rivières de surface, rivières souterraines, eaux de concrétions).(B) Eaux à l’équilibre ou légèrement agressives (eaux souterraines).(C) Eaux agressives (eaux croupies : mares, fonds de dépressions).
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/11150/img-43.jpg
Fichier image/jpeg, 228k

© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540