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Le Socle Précambrien
Le Socle Précambrien occupe essentiellement les deux tiers (2/3) orientaux de l’Ile, alors que les formations Sédimentaire Phanérozoïques – constituées essentiellement de sédiments du Paléozoïque Supérieur (Carbonifère-Permien) au Crétacé avec un peu d’Éocène – constituent une large frange côtière sur la face occidentale de l’Ile.
Le Socle Précambrien de Madagascar représente l’extrémité orientale d’une chaîne orogénique panafricaine édifiée entre 800 et 500 Ma, le long de la marge orientale du Continent Africain : la Chaîne Mozambicaine.
La plus grande partie de Madagascar a vu son accrétion se réaliser au travers de plusieurs phases orogéniques sur plus de 3 milliards d’années, avant le dépôt des séries sédimentaires continentales du Karoo de la fin du Paléozoïque auJurassique. Au Jurassique supérieur, la mise en place de nombreuses et volumineuses couléesbasaltiques souligne la lente séparation de Madagascar des autres sous-continentsdu Gondwana.
Le socle précambrien consiste en plusieurs unitésithologiques et lithostratigraphiques intensément plissées avec un niveau métamorphiquelevé atteignant les faciès granulitique et charnokitique. Ces roches se sont intercalées à des degrés divers durant l’orogenèse Panafricaine (500 à 600 Ma) avec des ceintures et a ssemblages de roches basiques et ultrabasiques, et ont été recoupées en abondance degranites pegmatitiques. Les recristallisations très importantes engendrées pendant cette phase ont conduit à un réajustement des âges isotopiques, oblitérant les évènements antérieurs (Kibarien, Éburnéen, etc…). Les principales directions structurales du socle sont subparallèles au grand axe de l’Ile, c’est-à-dire NNE-SSW. Dans certaines zones, telle la Zone Sud, les directions structurales sont clairement rabattues dans l’axe de méga-cisaillements de directions NNESSW et NW-SE. L’un de ces accidents cisaillants majeurs, la faille décrochante sénestre Bongolova-Ranotsara avec ses minéralisations spécifiques de type Phlogopite et Uranothorianite, appartenant au second groupe (NW-SE), divise Madagascar en un bloc Sud et un bloc Centre-Nord (Martelat, 1998).
Figure 2: Carte géologique et structurale simplifiée de Madagascar d’après Martelat (1998).
Il est donné dans les termes de référence de cet appel d’offre (Annexe III) une description détaillée des diverses unités tectonométamorphiquesdes formations précambriennes de Madagascar.
Le style structural des assemblages précambriens est caractérisé par une déformation souple et ductile généralisée avec le développementde plis serrés, de structures en dômes et bassins (autour des masses granitiques intrusives), d’écaillages et de grands couloirs de cisaillement.
Les Formations Sédimentaires Phanérozoïques et la dislocation du Gondwana
A la suite de l’orogenèse panafricaine, le domaine précambrien malgache est resté émergé jusqu’au Carbonifère, où se dépose des assemblages semblables aux séries du Karroo d’Afrique Australe. La mise en place de ces séries sédimentaires correspond à une phase de rifting, le « Rifting Karroo », phase initiale de la dislocation du Gondwana, dès le Carbonifère Supérieur et jusqu’au Jurassique Inférieur. Les séries de Karroo se déposent dans 2 bassins, le Bassin de Majunga au Nord et le Bassin de Morondava au Sud-Ouest, et comprennent de la base au sommet des assemblages de sédiments terrigènes fluviatiles (argilites et grès), niveaux sédimentaires épicontinentaux évaporitiques et enfin marins francs de plateforme (calcaires). Toutefois, des intercalations précoces de sédiments marins fossilifères semblent indiquer des incursions marines épisodiques dès les premiers stades du rifting. Au Jurassique Moyen, l’ouverture océanique se confirme avec des séries sédimentaires franchement marines et l’individualisation des bassins océaniques de Somalie et du Mozambique. Le développement de ces bassins est ensuite bloqué par l’initiation du “Rifting Indo-Malgache” au Crétacé Supérieur, marqué par l’ouverture du Bassin des Mascareignes au Nord et à l’Est de Madag ascar, et le dépôt des séries du Bassin Oriental le long de la côte orientale malgache. Cet te phase de rifting est aussi marquée sur la côte occidentale par un important volcanisme int ermédiaire à alcalin.
Au Néogène, l’ensemble de l’Ile a subit un basculement généralisé vers l’Est, avec l’activation d’ancienne failles subméridiennes en faille normales conduisant à l’individualisation de petits bassins d’effondremen t (Lac d’Alaotra) isolés à sédimentation terrigène à lacustre dans la masse insulaire.
Les roches volcaniques
Les Roches Volcaniques ne représentent qu’unefraction mineure de la superficie de Madagascar dont la distribution est contrôlée par des centres d’émission – Montagne d’Ambre, Ankaratra et quelques autres… – recoupant les 2 ensembles précédents. Elles sont d’affinité alcaline ou intermédiaire alcaline à tholéitique. La mise en place de ces édifices volcaniques est récente, débutant à l’Oligocène etjusqu’au Pléistocène.
Environnement géotectonique de la région d’ Andriamena
La signature géochimique du magmatisme de la régiond’ Andriamena est compatible à un magmatisme de marge active de type arc continental andin qui résulterait de la fermeture de l’Océan Mozambicain au début de la fragmentationde Rodinia (Goncalves. 2002).
L’évènement tectono-métamorphique de 500-570 Ma oncalvesG. 2002) est interprété comme étant celui de la convergence continentale des blocs E et W du Gondwana lors de la fin de l’amalgamation de ce super-continent (Marte/at et al. 2000 in Gonca/ves. 2002)
Figure 4: Diagramme montrant l’appartenance geotectonique aux hasaltes calco- alcalins des complexes d’Andriamena selon Rakotomanana (1996) (+) Complexes d’Andriamena
Les diagrammes de discrimination Zr/Y en fonction de LilY et de V en fonction de Ti ont pu montrer que les complexes mafiques-ultramafiques dites les intrusions récentes d’Andriamena (790-810 Ma d’aprèsGuerot et al, 1993) dérivent des basaltes de marge active immaturée et ils seraient d’origine tholeitique (Rakotomanana.1996) avec des rapports V/Ti tres élevés (3 ~ 33,24). Ces complexes sont constitués de plusieurs lignées magmatiques avec des rapports Y IZr très variable.
Le caractère chimique des spinelles (diagrammes Cr/Cr+AI en fonction de XFe) précise que leur mise en place se serait faite dans un domaine d’arc repris ultérieurement par un métamorphisme(Rakotomanana. 1996).
Trois événements tectono-métamorphiques ont successivement affecté la région d’Andriamena (Rakotomanana, 1996, Goncalves, 2002)
Le premier évènement El est responsable de la déformation 01 à laquelle est associée la foliation SI qui aurait transposé SO (Martel Jantin et al. 19RR). Des plis isoclinaux FI sont associes à 01 (Rakotomanana, 1996, Goncalves, 2002) de direction de plan axial NW-SE à N-S (entre N35 SW75° et N75 W55°). 01 n’est pas retrouvée dans les intrusions récentes et marque un contact tectonique entre l’unité d’Andriamena et la série inférieure granito-gneissique (Martel Jantin et al., 19RR) qui est soulignée dans sa partie Ouest par une zone de mylonitisation subverticale (Goncalves, 2002) de direction N-S (Martel-Jantin et al. /9RR). 01 résulterait d’un raccourcissement vertical(Goncalves, 2002).
L’évènement Eest cisaillant et plicatif, il lui est associé unefoliation S2 affectant le socle et les intrusions de la zone à l’Est de Betsiboka. O2 est représentée d’ une part par des failles locales subverticales à décrochement senestre, ou subhorizontales. Elles ont une direction N130 et N40 auxquels sont associés des boudinages de direction généralement N-S à N165 à N170 (Martel-Jantin et al, 19RR) notamment observés sur les images satellitales) et d’autre part par des plis asymétriques F2 d’axe plongeant vers le SSW ou S et de plan axial NNE – SSW à N-S déversé vers W.
Cet événement E se poursuit durant toute la phase retromorphique affectant toutes les variations lithologiques de la région Andriamena (évènement E2 -). La déformation est enfin enregistrée dans la zone Ouest de Betsiboka ou elle est contrôlée sous les conditions d’un retromorphisme du facies amphibolite a schiste vert (Rakolomanana. 1996).
Les images satellitales montre qu’il y a au moins deux phases tectoniques qui aurait affecté la région d’Andriamena. Ainsi, certains caractères tectoniques mettent en évidence la complexité de la relation de l’unité d’Andriamena avec le socle granito gneissique. D’un côté, des failles et écaillages du socle localisésau niveau des contacts SE et SW rendent compte du charriage du socle sur l’Unité d’Andriamena dans la partie Ouest et Sud de la région. Cette déformation (failles et écaillages dusocle) pourrait correspondre à la phase de déformation 0 proposée par les anciens auteurs (Rakotomanana. 1996) comme responsable des plis isoclinaux de plan axial de direction NW-SE à N-S. Les trajectoires de foliation dénotent trois évènements de méga-replissement) :
1. le premier de direction de plan axial Nord – Sud aurait affecte les formations du socle granito – gneissique
2. le second de direction de plan axial Nord Ouest – Sud Est aurait affecte l’Unité d’Andriamena. I1 est à noter que les déformations de I’Unité d’Andriamena ne sont pas enregistrées par le socle granito-gneissique
3. le troisième est témoigne par des structures de mega-boudinage de direction N-S à NNW-SSE dont la cinématique de déformation est généralement senestre auxquelles sont associées la formation de fentes d’étirement de direction également N-S à NNW-SSE.
Le premier et le deuxième événement de replissement seraient soit synchrones soit consécutifs mais il est évident qu’ils se seraientdéroules avant le charriage du socle granitogneissique sur l’unité d’Andriamena et qu’ils sont antérieurs au troisième événement de replissement qui les aurait affecte simultanément.
La structuration régionale est soulignée par les metagabbros, l’Unité d’ Andriamena constitue alors un domaine d’homogénéité structurale caractérise par
(i) des metagabbros effilés et généralement en forme gmoïdesi sur les zones de bordure,
(ii) des metagabbros épaissis et dessinant en général degros boudins entre lesquels les metagabbros sont également effiles et épousentl’allure des boudins qui les encadrent et,
(iii) les intrusions récentes avec ou sans chromite sont essentiellement localisées sur les zones de bordures et entre les mégaboudins,
Les divers éléments peuvent être compris comme ét and’un événement transgressif régional causant :
(i) un raccourcissement dans les domaines internes qui auraient génère les megaboudins de par le caractère compétent des metagabbros comparativement à son encaissante orthogneissique beaucoup plus ductile,
(ii) une distension due à un effet de torsade sur les bordures du domaine et entre les megaboudins par effet d’entraînement mécanique exerce par ces derniers qui auraient
(iii) génère des fentes d’extension à la faveur desquelles les intrusions récentes se sont mises en place. Au niveau de certaines charnières de replissement sont également localisées des intrusions récentes (type Bemanevika). D’aprèsles caractérisations tectoniques de Martel Jantin et al. (19RR) et de Rakotomanana (1996) les intrusions récentes se sont mises en place dans des contextes de cisaillements locaux verticaux,
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Table des matières
Introduction
Première Partie: PRESENTATION GENERALE DE KRAOMA
I-1 Historique
I-2 Présentation de la société
I-3 Politique générale de l’exploitation
I-4 L’exploitation
I-5 Extension des activités
Deuxième Partie: CONTEXTE GENERAL DE LA ZONE D’ETUDE
II-1 Cadre géographique
II-2 Contexte géologique
II-2-1 Le Socle Précambrien
II-2-2 Les Formations Sédimentaires Phanérozoïques et la dislocation du Gondwana
II-2-3 Les roches volcaniques
II-3 Environnement géotectonique de la région d’ Andriamena
II-4 Contextes gîtologiques de la chromite
II-4-1 Les occurrences mafique – ultramafiques
II-4-2 Les intrusions récentes
II-4-3 Mode de gisement
II-4-4 Caractères tectoniques
II-4-5 Effets du métamorphisme
II-5 Données particulières aux secteurs prospectés
II-6 Travaux antérieurs
Troisième Partie : RAPPELS METHODOLOGIQUES
III-1 La télédetection
III-2 La méthode magnétique
III-2-1 Principe de la méthode
III-2-2 Instruments utilisés
III-2-3 Traitement des données
III-2-3-1 Les outils de traitement spatial et fréquentiel
III-2-3-2 Filtre du domaine spectral
III-2-3-3 Le champ magnétique total
III-2-3-4 La réduction au pôle
III-2-3-5 Le signal analytique
III-2-3-6 Les dérivées
III-2-3-7 Dérivée verticale
III-2-4 Applications
III-3 La méthode Spectrométrique à rayon gamma
III-3-1 Principe
III-3-2 Instruments utilisés
III-3-3 Traitement des données
III-3-4 Applications
Quatrième Partie : RESULTATS ET INTERPRETATION
IV-1 Analyse et interprétation structurale de l’image satellitale
IV-1-1 Cadre tectono-structural
IV-1-2 Les intrusions basiques
IV-1-3 Minéralisations
IV-1-4 Concordance géophysique et géologique
IV-2 Interprétation des données aéromagnétiques
MSTGA 2006-2007
IV-2-1 Carte du champ magnétique total
IV-2-2 Carte réduite au pôle
IV-2-3 Carte du Signal Analytique
IV-2-4 Carte du Gradient Vertical
IV-3 Interprétation des données radiométriques
IV-4 Teneurs obtenus par échantillonnage
IV-5 Synthèse des résultats
Conclusion
ANNEXES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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