Soutenance mémoire
La géologie de Madagascar selon Bésairie (1973)
Bésairie a construit la classification des roches de Madagascar à partir de celles qu’il a observées dans la partie Sud de l’île. Il l’a par la suite étendue au reste de madagascar. Il a classé les roches du socle malgache en trois grands ensembles selon leurs âges :
– Le vieux socle
– Les formations intermédiaires
– Et les formations supérieures
Le vieux socle regroupe les deux systèmes dits antogilien et androyen. Le système antogilien est constitué des granodorites et granites d’Antongil, des migmatites de Mananara, des orthogneiss du groupe d’Antambohobe et du groupe de la Masora couvrant la zone côtière entre Mahanoro et Mananjary. Le système androyen est très différent du système antongilien mais se classe dans le vieux socle précambrien du fait de son âge de 3020 MA. Il a subi au moins deux orogenèses et comprend :
– Les leptynites et les gneiss rubanés du groupe de Taolagnaro
– Les paragneiss calciques et magnésiens du groupe de Tranomaro. Ces formations vont de la côte Sud à l’Est d’Amboasary jusqu’à Ikalamavony
– Les leptynites du groupe de l’Horombe qui vont d’Ampandrandava jusqu’à la latitude 21°30’
– Les leptynites du groupe de Bevinda
Parmi les formations intermédiaires, il a distingué trois systèmes : l’infragraphite, le système du graphite et le système de Vohibory. L’infragraphite est constitué par les migmatites d’Antenina ; les migmatites, gneiss et micaschistes visibles entre le Maningory et l’Onibe ; les migmatites de la région d’Ambodiriana et de la région centrale. Le système du graphite est caractérisé par l’abondance du graphite et constitue la plus grande partie du socle précambrien. Il est formé de migmatites, de gneiss et de micaschistes avec différentes intensités de métamorphisme. On distingue :
– le groupe d’Ampanihy localisé principalement dans la vallée du Menarandra
– le groupe de Manampotsy près de la côte Est de Sahasinaka jusqu’à Brickaville avant de s’infléchir vers l’intérieur des terres au niveau de l’Ankaizina.
– Le groupe d’Ambatolampy qui va de la latitude d’Antananarivo jusqu’au niveau de la Mananara près de Vangaindrano (Sud-Est). Il est composé de migmatites et de migmatites granitoïdes dans les niveaux inférieures et de formations micaschisteuses à graphite au niveau supérieur
– Le groupe d’Andriba au nord d’Antananarivo (migmatites)
– Le groupe de Bitsiaka dans l’extrême nord de l’île, ainsi que le groupe de Sahantaha
– Le groupe des migmatites dont la série de Mangoro, la série d’Ifanadiana et celle de Vondrozo
– Les migmatites granitoïdes de Brickaville
Le système du Vohibory est formé de plusieurs séries discordantes de schistes et de cipolins avec intercalations de micaschistes, de gneiss, de leptynites et surtout de formations amphibolitiques. Il est localisé dans de grands sillons synclinaux et s’accompagne de roches basiques plus ou moins métamorphisées. On distingue le groupe de Vohibory locvalisé dans la partie Sud-Ouest de l’île (leptynites, amphibolites et migmatites) et le groupe d’Andriamena-Befiorona occupant les deux grands sillons méridiens de Beforona-Alaotra et d’Andriamena. Les formations supérieures comprennent : Le groupe d’Amborompotsy dans le centre Est de Madagascar : faciès gneissico-micaschisteux. La série schisto-quartzo-calcaire. C’est une série fortement plissée formant un ensemble particulier du centre de Madagascar. Le groupe de Daraina dans le Nord Le complexe granodioritique également dans le nord de l’île.
LE BASSIN SÉDIMENTAIRE DE MORONDAVA
Le bassin de Morondava s’étend à l’Ouest de Madagascar de la région du cap Saint André dans le Nord-Ouest jusqu’au sud de Toliara. Piqué et al. (1999) ont donné une récapitulation des connaissances sur le remplissage sédimentaire et la cinématique de ce bassin. Nous reprenons ici pour l’essentiel les résultats de cette étude. Le groupe de la Sakoa qui est à la base du système du Karroo est développé le plus dans le sud du bassin. Son épaisseur y est estimée à 2000 m. Il est formé de quatre formations:
Une série glaciaire avec tillite de 50 à 450 m d’épaisseur et d’âge probable Carbonifère inférieur. La tillite repose en discordance majeure sur le socle cristallin. Elle est constituée de blocs anguleux et hétérométriques de roches cristallines disséminées dans une matrice sombre silto-gréseuse.
Des niveaux houillers à Glossopteris et Gangamopteris. Ils ont une épaisseur allant de 100 à 150 m et sont datés du permien inférieur. Ces couches à charbon ont une épaisseur de un à quelques mètres. Elles sont datées du Permien inférieur.
Une série gréso-argileuse rouge à restes végétaux. Son épaisseur ne fait pas l’unanimité chez les auteurs : 1400 m pour Bésairie (1972) et Razafimbelo (1987) et 20-400 m pour Coffin et Rabinowitz (1988). Elle est constituée de bancs d’épaisseur plurimétrique de grès grossier à laminations obliques et de niveaux pélitiques. Dans la partie centrale du bassin, Il s’agit d’un dépôt fluviatile tressé. On montre également que l’alimentation du bassin de la Sakoa se faisait depuis le centre actuel de l’île.
Des niveaux calcaires marins de Vohitolia (20 – 30 m) du Permien.
Ces niveaux inférieurs du système Karroo ne sont visibles qu’au sud du bassin de Morondava. On épaisseur diminue progressivement à mesure que l’on remonte vers le nord. Au dessus de ces couches, on trouve le groupe de la Sakamena. Il est plus répandu et plus épais que le groupe de la Sakoa. Il est divisé en trois termes allant du Permien supérieur au Trias moyen: Le terme inférieur est discordant sur la Sakoa et sur le socle. Il a 500 à 3000 m d’épaisseur. Ce sont surtout des grès gris-vert souvent à laminations obliques, et des argilites grises bine litées d’origine continentale. Le terme moyen est argileux, lacustre ou laguno-marin avec une épaisseur de 250-300 m. Il est continu sur tout le bassin et est daté du Trias inférieur. Le terme supérieur a une épaisseur de 500 m avec prédominance des faciès gréseux et microconglomératiques. Sa partie sommitale est constituée d’argiles bariolées, de siltites et de grès parfois quartzitiques. Ces faciès indiquent des conditions de dépôts continentales ou lagunaires. Le groupe de l’Isalo forme la partie supérieure du système du Karroo. C’est un ensemble de nature détritique. Dans le massif de l’Isalo au sud du bassin, il est constitué de deux ensembles continentaux: l’Isalo I et l’Isalo II. L’Isalo I est constitué d’arkose grossière microcongomératique blanche ou grise. Les laminations obliques d’échelle métrique et les diaclases silicifiées qui restent en relief caractérisent ce faciès. L’Isalo II est formé de conglomérats et de grès rougeâtres avec des bois silicifiés. Cette formation est datée du Trias supérieur. La base de cette couche est parfois discordante sur les niveaux inférieurs ou repose directement sur le socle. Razafimbelo (1987) propose de rattacher l’Isalo I à la Sakamena et donne le nom de formation Makay à l’Isalo II. Au sommet ces grès passent latéralement vers l’ouest à des faciès mixtes, récurrents, gréseux, calcaires et marneux à nombreux bois silicifiés. C’est la transgression majeure. Un Isalo III à faciès mixte est aussi identifié localement au sommet de l’Isalo II. Il est constitué de calcaire blanc avec au dessus une récurrence de marnes et de calcaire. Le Jurassique moyen est représenté dans le nord du bassin par les épaisses couches de la falaise de Bemaraha. Ces couches sont bien visibles le long de la Tsiribihina qui les recoupe. On distingue (Bésairie, 1972) :
Les calcaires et les marnes calcaréo-marneuses à faciès marin du Bajocien et du Bathonien inférieur.
Les niveaux gréseux de la partie médiane de la falaise du Bemaraha.
Les calcaires marins du Bathonien passant au sud à des faciès mixtes.
LE BASSIN SÉDIMENTAIRE DE MAHAJANGA
Cette partie concernant le bassin du nord-ouest malgache est en grande partie tirée de la synthèse faite par Razafindrazaka et al. (1999). Les premiers dépôts sédimentaires du bassin de Mahajanga sont également datés du Karroo (Carbonifère supérieur – Trias). Comme dans la partie nord du bassin de Morondava, la Sakoa n’est pas représentée. La Sakamena est donc directement transgressive et discordant sur le socle. Les faciès sont continentaux mais avec parfois des intercalations marines plus ou moins abondantes vers le nord-est (Permo-Trias). La Sakamena inférieure est caractérisée par une alternance d’argilite et de grès micacés à végétaux. Ces couches sont datées du Permien supérieur.La Sakamena moyenne est à faciès lagunaire avec des apports terrigènes fluviatiles. Elle est constituée d’argiles à nodules, septarias et lits calcaires. Ces terrains présentent des indices bitumeux. La Sakamena supérieure est constituée de grès fins, tendres à laminations obliques et d’argilites bariolées de couleur rouge. L’Isalo est représentée par des grès tendres, très perméables et mal cimentés se désagrégeant pour donner des sables siliceux en surface. Ce groupe recouvre en discordance le groupe de la Sakamena. Elle repose parfois directement sur le socle. La base de l’Isalo est continentale, tandis que ses parties médiane et supérieure présentent des incursions marines. L’Isalo I est faite de grès grossiers, conglomératiques avec des laminations obliques indiquant un régime climatique à pluviométrie importante avec des cours d’eau érodant le socle cristallin. II est constituée d’une alternance de grès plus ou moins grossiers à laminations obliques, jaunâtres ou rougeâtres et d’argiles rouges avec de nombreuses et puissantes intercalations marines. L’Isalo III est constitué d’une alternance de grès à laminations obliques, d’argiles et de grès carbonatés fins avec des intercalations lagunaires. Razafindrazaka et al. (1999) donnent à cette formation un âge Jurassique inférieur. Le système Karroo ne présente en tout qu’une épaisseur d’un millier de mètres dans le bassin de Mahajanga alors que cette même couche de terrain a une épaisseur allant jusqu’à 8000 m dans le bassin de Morondava. L’Isalo y développe aussi des conditions saumâtres et marines plus précoces. La Sakoa y est complètement absente. Les terrains post-Karroo sont surtout des séquences marines allant du Jurassique moyen à l’Actuel. Le Jurassique inférieur présente un faciès mixte, continentaux et marins (Isalo III), tandis que le Jurassique moyen est franchement marin (marnes, calcaires et argiles dant les plateaux de Kelifely et de l’Ankara), sauf dans le nord du bassin où il est représenté par des grès fins. Le Jurassique supérieur est également prédominé par les faciès marins. La base du Crétacé est marine alors que le sommet présente des figures de régressions avec des horizons de lignite. La transgression marine de l’Aptien termine cette période. Le Cénomanien est marin dans le nord et continental dans le sud (grès d’Ankarafantsika épais de 250 m). Des coulées basaltiques turoniennes ayant une puissance de 200 m surmontent ces grès. Elles sont recouvertes par des argiles et grès continentaux du Turonien et du Coniacien, témoin d’une réactivation de la marge et/ou d’un basculement régional de l’île. Au nord du bassin, on remarque des minces intercalations marines. Le reste du Crétacée est constitué par des calcaires et les marnes du Maestrichtien. Les séries du Paléocène sont surtout marines (dolomie, calcaire dolomitique et à la base formation gréseuse ou calcaréo-marneuse). L’Eocène et l’Oligocène sont représentés par des calcaires et des marnes. Les dépôts du Miocène ne sont visibles que dans la zone côtière (marnes et calcaires blancs crayeux ou compact parfois grumeleux, souvent riches en grains de quartz). Au Pliocène, on remarque une régression marquée par des dépôts détritiques et des calcaires lacustres de 50 à 150 m d’épaisseur. Dès la fin du Carbonifère ou au début du Permien, le socle de cette partie de Madagascar a été soumis à une extension globalement de direction nord-sud selon les anomalies magnétiques mesurées en mer dans le bassin de Somalie (Raillard, 1990). Ce mouvement a permis l’individualisation d’un fossé complexe rempli par la suite par les dépôts Karroo. Ce fossé Karroo est orienté NE-SW et séparé par la faille d’Ambondromamy du reste du socle stable. Il est compartimenté en horsts et grabens. Le horst de Marovoay, visible sur les profils sismiques étudiés par Randriamananjara (1994), sépare le bassin de Mahajanga en deux parties subsidentes au SE (Ankara) et au NW du coté de la marge. A la fin de la période Karroo, l’extension s’arrête et les failles sont scellées par des dépôts du Jurassique moyen. L’histoire géodynamique du bassin de Mahajanga montre les deux épisodes successifs de la constitution classique d’une marge continentale : le rifting continental (d’âge Karroo) avec apparition de failles normales et amincissement crustal ; le post-rift (à partir du Jurassique moyen) durant lequel l’extension cesse et l’océan avance vers l’intérieur des terres. Ce mécanisme est en accord avec les données observées au Kenya et dans le bassin de la Somalie (Raillard, 1994). On note également quelques réactivations des failles synrift au Crétacé. Ceci est dû au rifting indomalgache (Piqué et al, 1999).
LA REMONTÉE DE L’ASTHÉNOSPHÈRE
Les travaux de Rakotondraompiana (1992), Rambolamanana (1999) montrent un amincissement important de la croûte de Madagascar au centre de l’île. La topographie de l’interface lithosphèreasthénosphère montre qu’un tel amincissement est compatible avec une extension E-O à NE-SO. Cet amincissement est la conséquence de la remontée de l’asthénosphère en dessous de l’île (Rakotondraompiana, 1992). Ceci a été mis en évidence en étudiant la liaison (fonction de transfert) entre le relief et les valeurs gravimétriques. La remontée asthénosphérique se faisant de manière asymétrique, le bombement qu’elle produit en surface est également asymétrique. Le relief est très escarpé du coté Est. Il est par contre plus calme quand on va vers les côtes occidentales de l’île. Sur les profils gravimétriques E-O passant par la région de l’Ankaratra, un prisme de roches denses, d’origine probablement magmatique, est placé à la base de la croûte pour expliquer les variations des valeurs de l’attraction du champ de pesanteur (Rakotondraompiana, 1992). Ce corps s’interprète comme des résidus de la fusion partielle des magmas durant leur montée vers la surface. Un tel phénomène ne peut se faire sans un apport de chaleur importante. Le volcanisme néogène (Ankaratra) est considéré comme la marque de la fin de la remontée conformément aux observations géologiques et modèles géophysiques faites dans les zones de bombement crustal du continent africain (Lesquer et al, 1988). Mais le cas malgache présente quelques particularités par rapport aux zones de bombement connues du continent. En effet, Madagascar se présente comme une portion de croûte continentale comprise entre deux régions de nature océanique. L’île est limitée à l’Est comme à l’Ouest par deux rifts voisins non seulement dans l’espace mais aussi dans le temps. Ce sont les deux évènements géologiques majeurs immédiatement antérieurs à la remontée asthénosphérique. On peut donc logiquement penser qu’ils ont sûrement une influence sur le comportement de la croûte lors des évènements postérieurs. Nous verrons donc successivement la structure du sous-bassin Karroo dans le bassin de Morondava (côte Ouest), les mouvements récents enregistrés dans le bassin de Morondava, la liaison entre le bassin de l’Alaotra et le mécanisme profond, la liaison entre les activités sismiques, la structure globale de la lithosphère et la morphologie de surface.
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Table des matières
PARTIE I : GÉODYNAMIQUE INTERNE
1.INTRODUCTION
2.MADAGASCAR ET LE GONDWANA
3.LA GÉOLOGIE DU SOCLE MALGACHE
1.1.La géologie de Madagascar selon Bésairie (1973)
1.2.La classification de Hottin
Le système antongilien
Le système Andriamena-Manampotsy
L’extrême Nord
1.3.Les nouvelles interprétations de la géologie du socle malgache
4.LES TERRAINS SÉDIMENTAIRES
4.1.Introduction
4.2.Le bassin sédimentaire de Morondava
4.3.Le bassin sédimentaire de Mahajanga
5.LES RIFTINGS MALGACHES
5.1.Le rifting afro-malgache
5.2.Le rifting indo-malgache
6.LA REMONTÉE DE L’ASTHÉNOSPHÈRE
7.LE SOUS-BASSIN KARROO
7.1.Introduction
7.2.Les données
Les images satellitales et mesures sur le terrain
Données gravimétriques
7.3.Résultats
Le Karroo et le contact socle – sédiments
Le post-Karroo
Les mouvements sub-actuels à actuels
7.4.Interprétation et discussion
Passage socle-sédiments
Les mouvements post-Karroo
Le mouvement actuel
8.ASTHÉNOSPHÈRE, RELIEF ET STRUCTURE GÉOLOGIQUE DU CENTRE DE MADAGASCAR
8.1.Introduction
8.2.Méthodes et données
Les modèles géologiques et géophysiques
Les données d’altitude
8.3.Les résultats
8.4.Discussions
9.CONCLUSIONS
10.L’ÉROSION HYDRIQUE DES SOLS
10.1.Le sol
10.2.Profil de sol
10.3.L’érosion des sols
10.4.Les agents dE L’érosion
L’érosion sur les versants
10.5.Les impacts de l’érosion
10.6.Les modèles d’érosion
Le modèle de perte en terre de Wichmeier & Smith (1960)
Limites de la formule
11.LES HAUTES TERRES CENTRALES DE MADAGASCAR
11.1.Introduction
11.2.Géologie et géomorphologie
11.3.Les sols ferralitiques
11.4.Surfaces d’aplanissement
11.5.L’érosion des sols
L’érosion en lavaka
11.6.Les facteurs de l’érosion
Le couvert végétal
La forme du terrain
L’érodibilité des sols
Les nappes phréatiques
12.DÉTERMINATION DE DEUX MÉCANISMES D’ÉROSION PAR LA PROSPECTION GÉOPHYSIQUE
12.1. Introduction
12.2.La prospection géoélectrique
12.3.Traitement des données
12.4.Description des parcelles prospectées
12.5.Résultats
12.6.Interprétation et conclusions
Glissement de terrain
Erosion en griffe
Corrélation avec la pédologie
13.GEOMORPHOMETRIE
13.1.Introduction
13.2.Les paramètres dérivés du MNT
La pente
Direction de pente
Courbures
14.CARACTÉRISATION MORPHOMÉTRIQUES DES ZONES D’ÉROSION
14.1.Introduction
14.2.Présentation de la zone d’étude
14.3.Les données
Altitude
Géologie
Photographies aériennes et image satellitaire
14.4.Méthodologie
14.5.Résultats
14.6.Interprétation et discussions
15.APPROCHE STATISTIQUE DE LA PREDICTION
15.1.Fondement théorique
15.2.Résultat
15.3.Discussions
16.HIERARCHISATION DES RISQUES PAR REGROUPEMENT DES PARCELLES
16.1.La logique floue
16.2.APPLICATION de la logique floue a l’evaluation des risques
16.3.Application à l’érosion en lavaka
16.4.Transformation des fonctions d’appartenance en niveau de risque
16.5.Discussions
17.HIÉRARCHISATION DES RISQUES D’ÉROSION HYDRIQUE DES SOLS PAR LES FRÉQUENCES DES « LAVAKA »
17.1.Introduction
17.2.Description de l’érosion en « lavaka »
17.3.Zone d’étude
17.4.Influence des différents facteurs de l’aléa
17.5.Evaluation multicritère de l’aléa
Méthode de la moyenne pondérée
Méthode de la moyenne pondérée ordonnée (OWA)
17.6.Les données utilisées
17.7.Résultats
17.8.DiscussionS
17.9.RéférenceS
Figures et tableaux
18.CONCLUSIONS
19.BIBLIOGRAPHIE
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