Analyse structurale des sites chromifères de Bepilopilo

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Climat

L’ensemble du climat est marqué par une saison sèche de Mai à Octobre (froide et ventilée sur les hauts plateaux) et par une saison de pluies entre Novembre et Avril. La moyenne des précipitations annuelles est de 1 791 mm à Tsaratanàna et de 1 406 mm à Andriamena.

La végétation

La végétation est constituée de prairies et de savanes où subsistent quelques galeries forestières, le long des cours d’eau. Il existe des lambeaux de forêt, notamment sur les contreforts des hauts plateaux.

Population et économie

Les villages et hameaux sont surtout groupés le long des rivières et des pistes à proximité des plaines alluviales. Il y a de nombreuses régions désertiques, sur les hauts plateaux. Selon le calcul de l’Institut National de la Statistique de Madagascar en 2004, la densité de population de la zone d’étude compte de 0 à 4 habitants par kilomètre carré.
L’économie est essentiellement agricole et surtout rizicole. L’élevage du bœuf est assez développé. L’activité minière est réduite à quelques travaux d’orpaillage.

Historique des travaux

Signalée pour la première fois en 1921, la chromite de la zone d’Andriamena a été vraiment mise en évidence par les travaux de Giraud (1954 et 1957). Rappelons, en effet, que depuis le début du siècle, Lacroix (1922), Lenoble (1935), Koenig (1940), Kovenko et Guigues (1953) et Robson (1954), Ugine khulman (1955-1956), Bureau de Recherches Géologiques et Minières (1957, 1958-61, 1965-66, 1971-74) ont mené dans la région Tsaratanàna-Andriamena de nombreux travaux de recherches ou d’exploitations portant principalement sur l’or, les minéraux de pegmatites, le plomb-zinc, la manganèse, le zircon et la chromite.
Enfin, la couverture géologique a été faite au 1/100 000ème par les géologues du Service géologique de Madagascar et du Bureau de Recherches Géologiques et Minières.

Cadre géologique général

Morphologie

Dans la zone étudiée, 4 unités morphologiques se dessinent :
– à l’Est, une zone de hauts massifs granitiques d’altitude comprise entre 800 à 1 276 m ;
– au Sud, une zone de hautes collines d’altitude allant de 500 à 800 m ;
– au Nord, une zone de basses collines pénéplainées, à la latitude de Betrandraka d’altitude allant de 300 à 400 m ;
– à l’Ouest, la structure annulaire de Betafo, à centre déprimé.

Géologie régionale

La zone d’étude fait partie intégrante de la zone chromifère d’Andriamena (Coquet et al., 1971 ; Annales Géologiques de Madagascar, 1966). Elle appartient également à la série basique d’Andriamena, dans le complexe de Tsaratanàna (Pitfield et al., 2008).
Les cartes géologiques au 1/100 000 (Giraud et al., 1958) et au 1/500 000 (Bournat et al., 1975), présentent les résultats des levés antérieurs.
La géologie d’ensemble de la zone étudiée se résume à une superposition de 4 entités de direction subméridienne, qui sont, d’Est en Ouest (Figure I.3) :
– la série inférieure :
1. granito-migmatitique dans laquelle ont été rattachés les types à faciès oeillés ;
– la série supérieure basique d’Andriamena qui est composée :
2. d’un ensemble gneissico-migmatitique ;
3. d’un complexe basique et ultrabasique ;
– Les roches volcaniques récentes, constituées par les coulées basaltiques du Tampoketsa kamoreen.

La série inférieure

À l’échelle régionale, la série inférieure s’allonge du Nord au Sud dans les parties orientale et occidentale de la zone chromifères d’Andriamena. Elle comprend deux bandes de granites migmatitiques séparées par un étroit chenal de terrains gneissico-migmatitiques. Les granites migmatitiques, de couleur blanchâtre à rosâtre, contiennent de la magnétite, de la biotite et parfois de l’amphibole. Il subsiste des septums nébulitiques et de minces bancs de gneiss. La relative hétérogénéité de l’ensemble confère à cette série un aspect stratoïde marqué.
Les faciès oeillés, comprenant des gneiss, migmatites, leptynites à porphyroblastes feldspathiques, forment des bandes allongées au sein des gneiss et migmatites. Dans la partie occidentale, les faciès oeillés occupent une position marginale à la série basique, alors qu’à l’Est, ils sont inclus dans les gneiss et migmatites.

L’ensemble gneissico-migmatitique

Cet ensemble représente la base de la série supérieure et il se superpose stratigraphiquement aux granites migmatitiques. Il est caractérisé par une alternance de bancs métriques à décimétriques de gneiss à biotite, gneiss et migmatites à amphibole et amphibolites feldspathiques. L’intensité de la migmatisation s’accentue du Sud vers le Nord.

L’ensemble migmatites épibolitiques

Cet ensemble forme une bande de direction subméridienne, développé au Sud et qui disparaît, progressivement, vers le Nord. Il est constitué par une succession de bancs décimétriques à décamétriques de gneiss leucocrates à biotite ou amphibole, de migmatites à piroxènes, de granites migmatitiques parfois leptynitiques et d’amphibolites ou piroxéno-amphibolites feldspatiques. On y observe des lames concordantes plus importantes, de granites migmatitiques et des gabbro. Les quartzites à magnétite et les roches ultrabasiques (piroxénites et trémolites) commencent à devenir fréquentes. On note la présence de quelques dykes basiques recoupant.

Le complexe basique et ultrabasique

Outre les lames (ou les massifs) de gabbro et les roches ultrabasiques interstratifiées dans les gneiss et migmatites, la série d’Andriamena se poursuit par un vaste complexe basique. Ce complexe comprend:
– un ensemble de migmatites hétérogènes formées d’une trame noritique et de lits de quartzites à minéraux, de granite à pyroxènes, de lames de gabbro et de lentilles ultrabasiques. Cet ensemble est rattaché aux roches charnockitiques.
– le massif gabbro-syénitique de Betafo. Celui-ci recoupe une cuvette synclinale, allongée NS et grossièrement elliptique, à cœur de gabbro noritique à grain grossier (à olivine et rares sulfures fins disséminés) et ceinturé de syénites chanockitiques. Le contact entre syénites et gabbros n’est pas franc, mais il correspond à une limite d’extension d’une métasomatose potassique. Les syénites se seraient développées à partir des gabbros.
– le massif gabbro-syénitique de Tsaratanàna. Il se situe dans le prolongement Nord des roches charnockitiques, également dans une cuvette synclinale. Les gabbros sont à grain plus fin que ceux de Betafo. Les syénites sont, par contre, identiques. Il semblerait que l’intensité du métamorphisme décroît du Sud vers le Nord, contrairement à ce qui se passe dans l’ensemble gneissico-migmatitique.

Les roches volcaniques récentes

Des épanchements basaltiques du Tampoketsa Kamoreen s’étendent du Nord au Sud, presque dans la partie Ouest de la zone d’étude. Ce sont des roches volcaniques récentes dont l’âge a été admis comme Crétacé supérieur (Jourde, 1963 ; Giraud, 1954).

Cadre géologique des sites chromifères de Bepilopilo

Morphologie

La zone du prospect est située sur le flanc oriental du haut plateau de Tampoketsa Kamoreen. Elle est traversée, du Sud au Nord, par la rivière Bemavo qui donne des flats, près de Bepilopilo. Les altitudes sont comprises entre 500 m (Bemavo) et 1230 m (ligne de crête au Centre Ouest) (cf. Figure I.2).

Géologie des indices

La série basique d’Andriamena correspond à des formations interstratifiées paléo-volcano-sédimentaires antécambriennes. Elle forme un vaste synclinorium plissé (Bésairie, 1968-1971 ; Hottin, 1978), bordé à l’Est et à l’Ouest par des rides anticlinales granitisées (cf. Figure I.3).
Elle débute par un ensemble gneissico-migmatitique qui représente l’ossature de la série. Cet ensemble gneissico-migmatitique est très développé vers le Nord. Il se rétrécit au centre et est relayé, vers le Sud, par plusieurs digitations (Figure I.4).
Elle se poursuit par un ensemble de roches charnockitiques qui occupent la partie centrale. Il y a plusieurs générations de phases volcaniques basiques avec leurs cortèges de roches ultrabasiques qui leur sont, ou non, associés.
Les roches basiques se retrouvent à tous les niveaux, en corps concordants de dimensions variables, mais qui sont souvent très étendus. Il est parfois difficile de dissocier les gabbros des roches charnockitiques.
À la hauteur de Tsaratanàna, on observe un développement des gabbros ceinturés ou associés à des syénites. La syénitisation se ferait à partir des gabbros par métasomatose potassique.
Les roches charnockitiques peuvent dériver d’anciennes norites et on aurait plutôt affaire à un phénomène de migmatisation.
Les roches ultrabasiques se répartissent en petites lentilles interstratifiées dans l’ensemble gneissico-migmatitique, les gabbros et les roches charnockitiques. Leurs dimensions sont beaucoup plus réduites que celles des gabbros. Les pyroxénolites avec ou sans olivine, les actino-trémolitites, les soapstones représentent la majorité de ces roches. Les péridotites sont très rares. Les quartzites à magnétite ou à minéraux sont très fréquentes. On note également la présence de lames granitiques, de gneiss à sillimanite, à grenat et des khondalites. Toutes ces roches ont subi des déformations multiples. Les roches basiques et ultrabasiques sont engagées dans les mêmes plissements. Pour la grande majorité d’entre-elles, on peut les considérer, soit comme d’anciennes coulées, soit comme d’anciens sills plus ou moins différenciés.
Les indices de chromite sont toujours associés à de petits corps ultrabasiques. Si ceux-ci sont parfois très abondants, ils ne sont pas tous chromifères. Ils se trouvent toujours dans l’ensemble gneissico-migmatitique, donc à la base de la série d’Andriamena. La chromite forme des amas lenticulaires, en général parallèles aux épontes de l’enveloppe ultrabasique. Celle-ci est parfois réduite et la chromite peut se trouver directement en contact avec l’environnement gneissique et/ou gabbroïque.
La chromite se présente sous la forme de petits grains xénomorphes ou polyédriques, en général inférieurs à 1mm, enrobés dans une gangue composée soit de talc, pyroxènes, chlorite, actinote, trémolite et serpentine. On observe parfois un arrangement lité des grains de chromite.
Les amas de chromite sont regroupés, comme l’enveloppe ultrabasique, par des pegmatites et des aplites. Les formes lenticulaires ne sont pas toujours très simples. Elles sont souvent compliquées par des fauchages de couches, par des failles avec rejets et, parfois, même, par une structure écaillée.
Les corps ultrabasiques chromifères peuvent être disposés en chapelets, à l’intérieur d’un faisceau, ou groupés dans des zones distinctes. Un indice est rarement isolé.
Cette zone prospectée fait partie basale de la zone chevauchante de l’Ouest vers l’Est.

Les roches encaissantes de la chromite

La chromite se trouve dans les roches ultrabasiques : soit des pyroxénolites, soit moins fréquemment (parce qu’elles sont moins abondantes) dans les péridotites, soit dans les roches dérivant de ces dernières. La composition minéralogique et chimique des roches encaissantes semble jouer un rôle important dans la qualité du minerai. Cette composition est variable en fonction de la nature de la roche basique, mais également en fonction de son altération.
Les pyroxénolites sont en général des roches grenues, à gros cristaux, dans lesquelles le pyroxène est largement dominant. Ce dernier peut être de l’hyperstène, de l’enstatite ou de bronzite. Ces trois orthopyroxènes peuvent dériver d’une altération primaire de clinopyroxènes (diopside ou augite), parfois lisible à l’état résiduel ou en voie de transformation.
Les péridotites sont constituées en grande partie de l’olivine, accompagnée éventuellement avec la bronzite. Elles sont généralement des roches à grains fins. Elles sont relativement rare dans notre zone d’étude.
Par altération hydrothermale, les roches d’altération dérivent de pyroxénolites ou de péridotites. Ces dernières se transforment en soapstones ou talcshistes qui sont presque essentiellement composées de talc.

Analyse structurale des sites chromifères de Bepilopilo

Caractères tectoniques du Centre-Nord de Madagascar

Quatre évènements tectoniques majeurs impactent globalement le Centre-Nord de Madagascar : 2.7 Ga, 2.52 – 2.54 Ga, 790 – 730 Ma et 530-500 Ma (Goncalves et al., 2002). Les événements Archéen à 2.7 Ga et fini-Archéen à 2.5 Ga correspondent au métamorphisme Ultra Haute Température (1 050°C, 11.5 kbar). Le Néoprotérozoïque moyen (790-730 Ma) est marqué par la mise en place d’un important complexe basique-ultrabasique contemporain d’un épisode de fusion partielle et d’un métamorphisme granulitique (850 – 900°C, 7 kbar), qui est interprété comme le témoin d’un contexte tectonique du type arc continental lié à la fermeture du Canal de Mozambique lors de la fragmentation du supercontinent Rodinia. Le dernier événement affectant l’Unité d’Andriamena (530-500 Ma) est à l’origine du champ de déformation finie résultant de la superposition de deux phases D1 et D2 synchrones d’un métamorphisme amphibolitique à granulitique de basse pression (650-700°C, 5-6 kbar) (Goncalves et al., 2002).
La phase de déformation D1 est associée aux plissements isoclinaux F1 de direction Nord-Sud (Rakotomanana, 1996 ; Gonçalvès, 2002), qui est accompagnée d’une foliation S1. D1 résulterait d’un raccourcissement vertical (Gonçalvès, 2002) et est associée au métamorphisme UHT du 2,5 Ga (Roïg, 2008).
La phase D2 s’est produite tardivement. Elle correspond aux replissement de F1 en F2. Cette déformation est compatibles avec un raccourcissement horizontal Est-Ouest, qui correspond au fort gradient de déformation dont la foliation générale S2 est également Nord-Sud.
Ainsi, les tectonogrammes synthétiques (Figure I.5) suivants illustrent des différentes déformations possibles affectant la zone d’étude, qui fait partie du Centre-Nord de Madagascar suite aux relevées des allures et pendages des foliations dans les différentes cartes géologiques antérieures.

Déformation structurale des sites chromifères de Bepilopilo

Des pendages et des différents types de foliation des formations ont été relevées à partir des cartes géologiques des travaux antérieurs (Giraud, 1954-1956 ; Bournat et al., 1957 ; BRGM, 1973), l’Image Landsat ETM+ (Global Land Cover Facility, 2000) et l’image radar topographique (SRTM, 2000), pour constater les différentes types de déformation structurale majeure, subissant les sites chromifères de Bepilopilo (cf. Figure I.2 ou I.3 ou I.4).
La déformation finie présente trois caractéristiques structurales dont la foliation de direction générale SW-NE, EW et N-S, qui est associée à des plis dont le plan axial est parallèle à la déformation. Deux zones de cisaillement majeures distinguent différents secteurs des domaines plissés. Sur la figure I.9 (page20), la compression horizontale Est-Ouest est bien constatée. Ce qui engendre deux mouvements en rotation des parties H et H’ (cf. figure I.9, page 20) suivant le sens inverse des aiguilles d’une montre. Entre ces deux parties se trouvent des structures linéaires (A) – (cf. figure I.9, page 20) où d’importantes indices de chromite ont été trouvées. Cette zone pourrait correspondre probablement à des charnières des zones plissées, où se mettent les minéraux des roches ultrabrasiques durant la période de déformation D1.

La foliation des roches

En générale, les différents minéraux contenant des roches basiques et ultrabasiques, générés par la fusion partielle durant les événements tectono-métamorphiques, se mettent localement dans les plans de foliation des orthogneiss.
L’allure générale de la foliation, au niveau régional, a été dessinée à partir des cartes géologiques antérieures (Figure I.6).
Les détails de la foliation des roches ont été tracés à partir de l’image radar topographique et de l’image Landsat ETM+ (Figures I.7 et I.8).
La composition colorée des bandes spectrales 741(RVB) de l’image landsat ETM + améliore la précision géométrique et la discrimination lithologique.
Il en est de même que pour l’image radar topographique de la SRTM. La foliation a été mis en évidence, en appliquent le mode en relief et à niveau de gris, tenant compte de l’inclinaison 45° et l’azimut 135°. Cette favorise la précision cartographique et augmente le contraste des lignes ou des courbes continues qui pourraient être en relation avec la foliation des formations géologiques, surtout dans les zones forestières.
La direction générale des couches observées est très diversifiée du Nord au Sud et d’Est en Ouest (Figure I.9):
– au Nord, elles s’infléchissent vers le Nord-Est
– au Centre, elles montrent une nette virgation Est-Ouest
– au Sud, elles tendent à être subméridiennes.

Les phases de plissement

L’identification de la nature et du type des plis ont été faites à partir de l’analyse des Figures I.4, I.6, I.7 et I.8.
Les sens des pendages des formations sont très différents dans toute la zone (Figures I.6 et I.9):
– ils dessinent un anticlinal ( à cœur gneissico-migmatitique) d’axe NE-SO, au Nord, qui devient Nord-Sud au centre, jusqu’à la virgation.
– ils sont Ouest, vers le Sud, où ils définissent une série isoclinale déversée vers l’Est.
On a bien marqué, sur toutes les figures I.4, I.6, I.7 et I.8, la présence des plis replissés, à l’échelle de la zone d’étude. Ce replissement en forme en croissant de lune et des plis déracinés, types 2 et 3 de Ramsay(1967), qui sont inclus dans la foliation générale, du Sud au Nord, témoignent une superposition de deux phases de plissement F1 et F2. On pourrait suggérer que la zone d’étude a été affectée par deux phases de déformations ductiles ou souples successives, bien marquée par les auteurs antérieurs (Ratefiarimino et al., 2010 ; Goncalvez et al., 2002) dans la zone chromifère d’Andriamena qui se trouve au Sud de notre zone d’étude.

Les failles et cassures

Les traits structuraux géologiques ont été obtenus à partir des cartes géologiques antérieures, l’image Landsat ETM+ et l’image radar topographique.
On distingue deux directions majeures de discontinuité tectonique qui définies la zone d’étude, selon l’analyse statistique des failles et des linéaments (rosace bidirectionnel) : l’une de direction générale SO-NE à NS et l’autre direction NW-SE à E-W.
La cinématique de mouvement de ces failles sont de types dextre (du Nord au Sud) et senestre (d’Est en Ouest), qui ont été bien marqué sur la ratio des bandes spectrales de l’image satellite (cf. figure I.11).

Conclusion

La carte géologique structurale de la zone d’étude a été présentée sur la figure I.13, qui est une carte de synthèse suite à l’analyse des cartes géologiques antérieures, l’image landsat ETM+ et l’image radar topographique.
Des plis replissés ont été bien marquée sur toute la carte, conduisant à suggérer la présence des deux déformations ductiles qui a subi les Prospects Ouest Bepilopilo.
La déformation D1, qui est associée au métamorphisme UHT du 2,5 Ga (Roïg, 2008), a engendré des plis isoclinaux F1 lors d’une compression verticale.
La déformation D2, qui est associée au métamorphisme granulitique du 800 Ma (Roïg et al., 2008), a engendré le replissemment de F1 en F2, lors d’un raccourcissement horizontal Est-Ouest. Cela a été mis en évidence dans la zone chromifère d’Andriamena (Goncalvez, 2002).
Plus tardivement, l’intensification de ce raccourcissement Est-Ouest résulte d’autre phase de déformation cassante. Cette troisième phase met en évidence des structures linéaires de direction subméridienne. Ces structures font parties des charnières des plis, servant généralement de conduits des minéraux des roches ultrabasiques durant l’évènement tectono-métamorphique. Par ailleurs, toutes les indices de chromites se trouvent globalement au niveau de ces zones.

Table des matières

NTRODUCTION
CHAPITRE I – CONTEXTE DE LA ZONE D’ETUDE
I.1– Cadre Géographique
I.11- Situation et accès
I.12- Orographie et hydrographie
I.13- Climat
I.14- La végétation
I.15- Population et économie
I.14- Historique des travaux
I.2 – Cadre géologique général
I.21- Morphologie
I.22- Géologie régionale
I.3 – Cadre géologique des Prospects Ouest Bepilopilo
I.31- Morphologie
I.32- Géologie des indices
I.33- Les roches encaissantes de la chromite
I.4 – Analyse structurale des sites chromifères de Bepilopilo
I.41 – Caractères tectoniques du Centre Nord de Madagascar
I.42 – Déformations structurale des sites chromifères de Bepilopilo
CHAPITRE II – LES DONNÉES MAGNETIQUES ET GEOCHIMIQUES
II.1. Les données magnétiques au sol
II.11. Réduction des mesures
II.12. Calcul de l’anomalie du champ magnétique total
II.13. Les cartes transformées
II.2. Les données magnétiques aéroportées
II.21. Introduction
II.22. Caractéristiques du levé
II.3. Les opérateurs de transformation
II.31. L’opérateur de prolongement vers le haut .
II.32. L’opérateur de dérivation selon la verticale
II.33. L’Opérateur de réduction au pôle
II.34. L’opérateur du signal analytique
II.4. Les données géochimiques
II.41. La géochimie
II.42. Principe
II.43. Méthode d’analyse
II.44. Echantillonnage et analyses chimiques
II.45 – Prospection géochimique
II.46 – Conclusion
CHAPITRE III – LES METHODES D’INTERPRETATION DES DONNEES MAGNETIQUES
III.1. Introduction
III.2. Le champ magnétique terrestre
III.21. Le champ principal
III.22. Le champ d’anomalie locale
III.23. Le champ transitoire
III.24. Les composantes du champ magnétique terrestre
III.3. La méthode de décovolution d’Euler
III.31. Application
III.4. La méthode du signal analytique
III.41. Profondeur des sources à partir du signal analytique
III.42. Application
III.5. Le calcul direct
III.51. Principe de calcul direct 2D en magnétisme
III.52. Application
III.6. Le calcul inverse
III.61. Introduction
III.62. Principe de calcul d’inversion 3D de la susceptibilité magnétique…
III.63. Application
CHAPITRE IV – COMPARAISON DES CARTES AEROMAGNETIQUES AVEC LA GEOLOGIE DE LA ZONE D’ETUDE
IV.1. Introduction
IV.2. Les signatures magnétiques des formations géologiques
IV.21. Choix de la délimitation de l’étude régionale
IV.22. La série basique d’Andriamena
IV.23. Caractérisation tectonique de la zone d’étude
IV.3. Conclusion
CHAPITRE V – RESULTATS ET INTERPRETATION
V.1- Résultats et interprétation des données géochimiques
V.11. Réalisation de la carte d’iso-teneur en chromite
V.12. Résultats et interprétation
V.13. Conclusion
V.2- Résultats et interprétation des données magnétiques au sol
V.21. Levé magnétique au sol
V.22- Résultats et interprétation qualitative des données magnétiques…..
V-221. Site 1 Antsahalavakely
V.222. Site 2 Antsahalavabe-Ankandrinosy
V.223. Site 3 Bemenavony Nord
V.224. Site 4 Ambararata Ankandrinosy
V.225. Site 5 Bemenavony Sud
V.23. Conclusion
V.24. Interprétation quantitative 2D
V.241. Profil 1-Site1
V.242. Profil 2-Site1
V.243. Profil 3-Site1
V.244. Profil 4-Site 2
V.245. Profil 5-Site 3
V.246. Profil 6-Site 4
V.247. Profil 7-Site 5
V.25. Conclusion
V.26. Inversion 3D de la susceptibilité magnétique
V.261. Choix des zones à modéliser
V.262. Modèle 3D de la susceptibilité dans le Site 1
V.263. Modèle 3D de la susceptibilité dans le Site 2
V.264. Modèle 3D de la susceptibilité dans le Site 3
V.265. Modèle 3D de la susceptibilité dans le Site 4
V.266. Modèle 3D de la susceptibilité dans le Site 5
V. 27. Conclusion
CONCLUSION GENERALE

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