Memoire Online - Etudes géostructurales et gà®tologiques du gisement de saphirine et kornerupine de Taivo-Tsiombe, domaine Androyen sud de Madagascar

Mémoire
En vue de l'obtention du
Diplôme d'Etudes Approfondies
(DEA)
Option Géosciences et Technologies

À l'issue de ce travail de recherche, je tiens à exprimer ma profonde gratitude envers : - Docteur Hugues LEZO, Président de l'Université de Toliara,

- Professeur Pierre Ruphin FATIANY, Doyen de la Faculté des Science, veuillez trouver ici mes sincères remerciements pour l'autorisation de présenter ce mémoire,

- Docteur Tsimihole TOVONDRAFALE, chef de département de Sciences de la Terre de l'Université de Toliara, qui n'a pas ménagé ses efforts pour le fonctionnement du Département,

- Professeur DINA Alphonse, ancien président de l'Université de Toliara, pour l'honneur qu'il m'a fait en acceptant de présider la soutenance de ce mémoire,

- Professeur titulaire Théodore RAZAKAMANANA, responsable de la formation doctorale au sein du département des Sciences de la Terre de l'Université de Toliara, m'a encadré en mettant à profit ses méthodes pédagogiques et son expérience précieuse, permettant la réalisation de ce travail malgré ses hautes responsabilités et ses nombreuses obligations,

- Docteur Alexandre MIHA, enseignant chercheur au département de Sciences de la Terre, Faculté des Sciences, Université de Toliara, d'avoir bien voulu siéger en tant que membre de jury,

- Monsieur François Smalah ZAFIMAKASON, enseignant chercheur au département de Sciences de la Terre, Faculté des Sciences, Université de Toliara, pour ses apports en matériels de géologue durant la descente sur terrain et ses conseils pratiques.

Je voudrais également adresser mes humbles remerciements à Mme Alvildine HERINDRAZA et Mr Jacques Bablon RANDRIATSITOHAINA, grâce à leurs soutiens, j'ai pu améliorer mes connaissances en SIG.

Il me tient fort à coeur de remercier chaleureusement mes parents et ma grande soeur pour ces aides morales, matérielles, financières et spirituelles pour mes études supérieures. Je vous dédie spécialement ce travail en vous remerciant de tout mon coeur pour tous les sacrifices consentis pendant toutes mes années universitaires.

Je suis vivement reconnaissant à ma promotion, surtout Mohamed IBRAHIM et Nelson Mendelas BOTOUFAFA, qui m'ont gentiment aidé sur le terrain ainsi que les travaux de laboratoire, sans oublier aussi les étudiants de l'IST Anosy de la première promotion Taratsy de l'année 2015-2016. Je vous remercie vivement.

Enfin, je dois toutes mes reconnaissances à tous ceux qui, de près ou de loin, ont contribué à la réalisation de mes études de recherches de façon directe ou indirecte. Avec leurs aides en tout genre, mon travail a pu arriver à son terme.

Figure 1. Reconstitution du Gondwana avec la position de Madagascar au centre du Gondwana et l'East African Orogen (EAO) (modifié selon Kusky et al., 2003). _ 1

Figure 3. Carte de situation administrative de notre zone d'étude : Taivo (BD 500,

Figure 4. Photos : a) lit du fleuve de Manambovo pendant la saison sèche ; b) Manambovo au moment de la crue ; c et d) végétation rencontrée à Taivo (Harempahasoavana,

Figure 5. Extrait de la carte géologique de Madagascar au 1/1 000 000 montrant les principaux domaines de la partie Sud de Madagascar (Modifiée selon Windley et al., 1994 ; Razakamanana, 1999 ; GAF/BGR, 2008). D Vh - Domaine de Vohibory ; D Ad - Domaine Androyen ; D An - Domaine Anosyen ; ZCA - Zone Cisaillante

Figure 6. Carte géologique de Tsiombe localisant la zone d'étude, extraite de la feuille I63- J63, Tsiombe - Ambondro - Erada (Besairie, 1974) vectorisé par l'auteur. ___ 13

Figure 7. Extrait de la carte topographique au 1/100 000 de la FTM (1978), le cadre rouge

Figure 8. Carte des réseaux hydrographiques de la zone de Tsiombe, vectorisée à partir de la carte topographique au 1/100 000 de la FTM, montrant les principales lignes de partage des eaux et les anomalies radiales (Harempahasoavana, 2018). ___ 19

Figure 9. Image satellite de composition colorée 731 localisant la zone d'étude (Landsat,

Figure 10. Image satellite filtrée de direction 0° à matrice 5x5 pour le traitement de distribution de l'orientation des linéaments de la zone d'étude (Landsat 2014). 21

Figure 11. Gneiss granitoïde : a) massif de leucogneiss granitoïde ; b) enclave de pyroxénite dans le gneiss leucogranitoïdique ; c) paragneiss à cordiérite et à

Figure 12. Photo de : a) massif d'amphibolite bordant la rive gauche de Manambovo ; b) dyke d'amphibolite recoupant le leucogneiss granitoïde ; c) dyke d'amphibolite boudiné et altéré en «pelure d'oignon» ; d) dessin interprétatif présentant la

Figure 14. Quartzite intercalé ave un dyke basique (Harempahasoavana, 2018). _____ 29

Figure 15. Micaschiste à saphirine et à kornérupine encaissé dans le paragneiss à

Figure 16. Affleurement de leucogneiss à cordiérite et à biotite (Harempahasoavana,

Figure 17. Image satellitaire filtrée de la région d'étude montrant les principaux

Figure 18. Carte des affleurements de la région de Taivo montrant les 9 coupes effectuées

Figure 19. Indicateurs cinématiques sénestres visibles sur le terrain : a) veine quartzo- feldspathique déformée ; b) veine de quartz sénéstralement déformé ; c) veine de quartz indiquant un sens de cisaillement sénestre (Harempahasoavana, 2018).

Figure 20. Porphyre de K-feldspath de type ä dans le paragneiss à biotite mettant en évidence un cisaillement de sens senestre (Harempahasoavana, 2018). ______ 40

Figure 21. Profils géologiques 1-1', 2-2' et 3-3' effectués dans la partie Nord de la zone d'étude avec leurs projections stéréographiques et rosaces directionnelles

Figure 22. Profils géologiques 4-4' (a), 5-5' (b) et 6-6' (c) effectués dans la partie centre de notre zone d'étude avec leurs projections stéréographiques et rosaces

Figure 23. Mise en évidence de plis légèrement en accordéon dans le leucogneiss granitoïde

Figure 24. Affleurement de : a) leucogneiss cisaillé sénéstralement dans l'orthogneiss à biotite ; b) paragneiss cisaillé montrant une structure caractéristique observable dans une zone cisaillante de sens sénestre (Harempahasoavana, 2018). ______ 44

Figure 25. Profil géologique de coupes 7-7', 8-8' et 9-9' effectuées dans la partie Sud avec leurs projections stéréographiques et rosaces directionnelles respectives

Figure 26. a) projection stéréographique de foliations ; b) densité des pôles de foliations et c) rosace directionnelle de mesure de l'ensemble des foliations de la zone d'étude

Figure 27. Esquisse structurale de la zone d'étude : Taivo, établie à partir des mesures

Figure 28. Esquisse géologique de la zone d'étude établie à partir des données issues de la

Figure 29. Principaux gisements des minéraux rares dans le Précambrien Sud de

Figure 31. Quelques photos de ressources minérales aux environs de Tsiombe : a) diopsidite à phlogopite d'Ankaboa ; b) apatite et grenat d'Antsiriry ; c) cordiérite d'Ankarandoha et d) kornérupine de Taivo. (Ibrahim, 2018 ; Botoufafa, 2018 ;

Figure 32. Les ressources minérales de Taivo : a) Kornérupine ou Prismatine ; b)

Figure 33. a) carrière de cordiérite et grenat de Besolohotse ; b) paragneiss à cordiérite (Crd) et grenat (Grt) ; c) cristaux de grenat almandin (Harempahasoavana,

Figure 34. Localisation des gîtes de saphirine et kornérupine de Taivo : a) modélisation numérique 2D ; b) modélisation numérique 3D (Harempahasoavana, 2018). _ 57

Figure 35. Affleurement de la roche à saphirine interstratifiée dans le paragneiss à cordiérite : a) vue d'ensemble de la roche à saphirine ; b) cristaux de saphirine et kornérupine bien développés dans le micaschiste (Harempahasoavana, 2018). 59

Figure 36. Présentation du Gîte_1 : a) affleurement de micaschiste à saphirine et à kornérupine ; b) carte conceptualisée de la lentille de saphirine ; c) coupes montrant la structure du gisement suivant NW-SE (Harempahasoavana, 2018).

Figure 37. Présentation du gîte_2 : a) puits d'exploitation de cordiérite ; b) détail de la paroi SW du gîte (Harempahasoavana, 2018). Crd - cordiérite ; Krn - kornérupine ; Phl - phlogopite ; Sa - saphirine ; Vqtz - veine quartzo-

Figure 38. Coupe géologique simplifiée de la paroi du gîte_2 suivant la direction NW-SE

Figure 39. Quelques échantillons de roches à saphirine et kornérupine de Taivo : a) affleurement de micaschiste à Krn-En ; b) beau cristal de kornérupine dite prismatine, 17 cm de long dans le micaschiste à phlogopite (Harempahasoavana, 2018). En - enstatite ; Krn - kornérupine ; Phl - phlogopite ; Sa - saphirine. 62

Figure 40. Veine de quartz indiquant un mouvement sénestre dans le paragneiss à

Figure 41. Esquisse structurale du gisement de saphirine-kornérupine de Taivo

Figure 42. Coupe schématique A-B traversant le gisement de saphirine-kornérupine, où

Tableau 2. Tableau synoptique de la composition modale des affleurements de la zone

Tableau 3. Répartition de l'orientation des linéaments et rosace directionnelle montrant

Tableau 5. Coordonnées géographiques en UTM du gisement de saphirine et kornérupine

Introduction

1. Madagascar et Gondwana

Madagascar faisait partie du grand Gondwana (Tilghman et al., 2005 ; Dirkx et al., 2016) et occupe une position centrale dans le Gondwana, entre l'Afrique et l'Inde (Fig. 1) (Cox et al., 2004 ; Thomas et al., 2009 ; Jöns et al., 2011). Cette position clé lui attribue un grand rôle pour la restitution du Gondwana (Meert et al., 2002 ; Tucker et al., 2010), notamment sur l'étude tectonique, géologie structurale, pétrologie, minéralogie et géochronologie. Le terme Gondwana représente le supercontinent qui se formait environ 550 Ma (Kusky et al., 2003 ; Fergusson et al., 2009). L'Afrique, l'Arabie et l'Amérique du Sud constituent le Gondwana Ouest (Neubauer et al., 2014) et le Gondwana Est est constitué par Australie, Est Antarctique, Inde, Madagascar et Sri Lanka (Fig. 1). Madagascar est l'un de fragment clé dans le Gondwana Est (Rekha et al., 2014).

Figure 1. Reconstitution du Gondwana avec la position de Madagascar au centre du Gondwana et l'East African Orogen (EAO) (modifié selon Kusky et al., 2003).

La subduction et la collision entre le Gondwana Est et le Gondwana Ouest (750-634 Ma, Beyth et al., 2003) favorisent la mise en place de l'Orogenèse Est Africaine ou OEA. L'OEA est l'une de plus large zone de collision qui s'étend de l'Arabie, Afrique de l'Est, Madagascar et Antarctique (Fritz et al., 2009 ; Beyth al., 2003) (Fig. 1). La présence de la ceinture orogénique Pan-Africaine à Madagascar démontre la connexion entre l'Afrique et l'Inde pendant le Néoprotérozoïque (Piqué, 1999). Pendant l'orogenèse Pan-Africaine : 500-700 Ma (Cenki et al., 2004), Madagascar s'était accolé à l'Inde, au Sri Lanka et à l'Antarctique (Collins and Windley, 2002 ; Sundaralingam et al., 2012) du Précambrien au Crétacé supérieur (Gibbons et al., 2013), puis se glisse vers le Sud suivant la faille de Davie (Piqué, 1999 ; Dirkx et al., 2016). Ces terrains partagent la même histoire du point de vue tectonique et tectonométamorphique (de Wit et al., 2001). Madagascar se sépare avec le Sri Lanka, l'Inde, les Seychelles et l'Afrique à la fin du Crétacé (~90 Ma, Goncalves, 2004). L'ouverture du canal de Mozambique marque la séparation de Madagascar avec le Gondwana occidentale, et l'ouverture de l'Océan Indien à la fin du Crétacé (Torsvik et al., 1998 ; Ratheesh-Kumar et al., 2014) marque son détachement avec l'Inde ; et évolue jusqu'à sa position actuelle. À Madagascar, le volcanisme du crétacé témoigne cette séparation (Torsvik et al., 2000).

2. Aperçu de la géologie de Madagascar

La géologie de Madagascar se divise en deux entités principales : le socle cristallin et les formations sédimentaires. Le socle cristallin occupe les deux tiers Est de la Grande Ile et le tiers Ouest est recouvert par de couvertures sédimentaires (Fig. 3). Les roches du socle sont très plissées. Les terrains sédimentaires, au contraire, n'ont subi aucune action orogénique notable. Ils se sont déposés régulièrement et inclinés faiblement vers le canal de Mozambique (Besairie, 1946). Quelques formations volcaniques récentes sont aussi présentes dans ces deux ensembles géologiques : le volcanisme du Crétacé et le volcanisme du Tertiaire à Actuel.

2.1 Socle précambrien de Madagascar

Le socle cristallin malagasy est à dominance de paragneiss précambriens, à granites intrusifs, sur lequel reposent en discordance des séries métamorphiques ayant subi une orogénèse intense. Le socle précambrien, fortement déformé et métamorphisé (Cox et al., 1998), est affecté par l'orogenèse Pan-Africain (Razakamanana 1999 ; de Wit, 2003). Plusieurs unités tectoniques constituent les terrains précambriens desquelles les roches

partagent une histoire commune (Collins and Windley, 2002). Le Précambrien de Madagascar est divisé en 3 superdomaines : Sud, Centre et Nord (Windley et al., 1994 ; PGRM, 2012 ; Tucker et al., 2014) par la zone de grande déformation senestre de Ranotsara de direction NW-SE (Fig. 2). La partie Sud est prédominée par de paragneiss et schistes d'âge Protérozoïque, puis métamorphisé en faciès amphibolite et granulite (Ackermand et al., 1989). Les parties situées au Nord de Ranotsara sont dominées par des formations Archéennes et fortement remaniées pendant le Néoprotérozoïque (Tucker et al., 1999).

2.2 Formations sédimentaires

La séparation de Madagascar avec l'Afrique a provoqué des subsidences tectoniques le long de la marge continentale passive bordant la partie occidentale du socle et a favorisé la formation des bassins sédimentaires. La couverture sédimentaire forme une large bande suivant la côte Ouest. Elle couvre le 1/3 de la partie occidentale de l'Île (Fig. 2). Quelques lambeaux des formations sédimentaires très peu étendus sont aussi mentionnées sur la côte Est (Besairie, 1946, 1973 ; PGRM, 2012). Les formations sédimentaires reposent en discordance sur le socle cristallin. Ces sédiments ont été déposés depuis la fin du Paléozoïque et pendant tout le Mésozoïque (Rakotondraompiana et al., 1999 ; Rajaomazava, 1992). À part ces formations sédimentaires d'âge paléozoïque, la mise en place de quelques formations volcaniques est également observée durant le Crétacé supérieur (Torsvik et al., 2000) dans le bassin sédimentaire malagasy.

Les séries sédimentaires, d'âge Carbonifère à Actuel, se répartissent principalement dans 3 bassins qui sont dans l'ordre décroissant d'importance en superficie : le bassin de Morondava au Sud-Ouest, c'est le plus grand bassin sédimentaire de Madagascar, le bassin de Mahajanga couvrant la côte Nord-Ouest de l'île et le bassin d'Antsiranana, dans l'extrême Nord de Madagascar. Ces trois bassins ont une structure monoclinale avec un pendage général des formations vers l'Ouest. Les principaux accidents dans les bassins sédimentaires malagasy montrent l'importance de la tectonique cassante. La série sédimentaire s'étend du Karroo (Carbonifère Supérieur-Jurassique) à actuel (Besairie, 1946, 1873 ; Rajaomazava, 1992 ; Piqué, 1999). Le Karroo désigne l'ensemble des dépôts continentaux, composé du groupe de la Sakoa (Carbonifère supérieur), groupe de la Sakamena (Permien) et groupe de l'Isalo (Trias-Jurassique). Le post-Karroo regroupe l'ensemble de sédimentation d'origine marine qui s'étend du Jurassique au Quaternaire. Il se développe vers l'Ouest parallèlement aux formations Karroo.

3. Synthèse du socle Précambrien Sud

La structure tectonique du Précambrien du Sud de Madagascar se caractérise par la présence de plusieurs zones de cisaillement majeures. Parmi ces structures, la zone de cisaillement de Ranotsara (Fig. 2) constitue l'élément structural le plus marquant. Elle présente une orientation générale NW-SE et joue un rôle essentiel dans l'organisation tectonique régionale. D'autres zones de cisaillement, situées au Sud de Ranotsara, montrent une orientation dominante N-S (Windley et al., 1994). L'ensemble des formations précambriennes du Sud malagasy a subi un métamorphisme de haut grade, avec des conditions de températures extrêmement élevées, caractéristiques des niveaux profonds de la croûte continentale (Ackermand et al., 1991 ; Collins et al., 2012).

Le socle précambrien du Sud de Madagascar a fait l'objet de nombreuses études géologiques, qui proposent des interprétations variées de sa subdivision lithologique, tectonique et métamorphique. Cette diversité d'approches reflète la complexité du socle malagasy et l'évolution des concepts appliqués à son interprétation (Tab. 1 ; Randriatsitohaina, 2015). Les différents modèles proposés reposent sur des critères distincts, tels que la lithologie, la stratigraphie, la structuration tectonique, les conditions métamorphiques et les données géochronologiques.

La première synthèse d'envergure sur la lithostratigraphie du socle malagasy est attribuée à Besairie (1973), reprise et discutée par Emmel et al., (2008). Besairie subdivise le Sud de Madagascar en trois grands systèmes : le système Androyen, le système du Graphite et le système de Vohibory. Le système Androyen regroupe notamment les ensembles de Fort-Dauphin, Tranomaro et Ampandrandava. Cette classification repose principalement sur des critères stratigraphiques et lithologiques, sans intégrer de manière explicite les relations tectoniques régionales.

Une évolution majeure dans la compréhension du socle précambrien du Sud malagasy est proposée par Windley et al., (1994), qui introduisent une subdivision en six ceintures tectono-métamorphiques distinctes : la ceinture de Vohibory, la ceinture cisaillante dextre d'Ampanihy, la ceinture de Bekily, la ceinture cisaillante sénestre de Betroka, la ceinture de Tranomaro et la ceinture de Fort-Dauphin-Anosyen. Cette organisation tectonique concerne l'ensemble du Précambrien situé au Sud de la ligne majeure Bongolava- Ranotsara et met en évidence le rôle structurant des zones de cisaillement dans l'architecture géodynamique du socle (Windley et al., 1994). Dans ce cadre, trois grands blocs tectono-métamorphiques sont individualisés : Vohibory, Bekily et Tranomaro. Ces

blocs sont séparés par des zones de cisaillement subverticales majeures, à savoir les zones d'Ampanihy, de Betroka et de Fort-Dauphin (Windley et al., 1994 ; Razakamanana, 1999).

Une approche plus récente est proposée par le Projet de Gouvernance des Ressources Minérales (PGRM, 2008 ; 2012), qui subdivise le Sud de Madagascar en trois grands domaines géologiques : le domaine de Vohibory, le domaine Androyen et le domaine Anosyen (Fig. 2). Ces domaines sont séparés par des zones de cisaillement d'importance régionale. Cette subdivision repose sur une combinaison de critères géochronologiques, tectoniques et métamorphiques.

Le domaine Androyen (PGRM, 2008 ; 2012), désigné auparavant sous le nom de bloc composite de Bekily (Windley et al., 1994 ; Razakamanana, 1999), correspond à un ancien socle essentiellement constitué de paragneiss. Ce domaine se caractérise par un métamorphisme de haut grade (Ackermand et al., 1991 ; Collins, 2006), avec des conditions variant du faciès granulite au faciès amphibolite supérieur. Les assemblages lithologiques montrent une prédominance de gneiss rubanés, des leptynites à cordiérite et grenat, des diopsidites et des amphibolites, qui constituent des marqueurs caractéristiques du domaine Androyen (Nicollet, 1985).

Selon la subdivision adoptée par le PGRM (2008 ; 2012), le domaine Androyen se divise en deux groupes principaux : le groupe d'Imaloto et le groupe de Mangoky. La zone d'étude considérée dans le cadre de ce travail appartient au groupe d'Imaloto (Fig. 5). Les caractéristiques lithologiques, structurales et métamorphiques observées dans ce groupe témoignent l'évolution tectonométamorphique du Précambrien du Sud de Madagascar.

Tableau 1. Synthèse des différents concepts du Précambrien Sud de Madagascar (Randriatsitohaina, 2015).

Besairie (1973) et Hottin (1976)		SYSTÈMES
		Vohibory	Ampanihy	Androyen
				Ampandrandava Tranomaro Fort-Dauphin
Windley et al. (1990, 1994) ; Collins et al., 2012		CEINTURES
		Vohibory Ampanihy Bekily Betroka Tranomaro Fort-Dauphin
Principales lithologies	exemples : Jöns (2006) ; GAF/BGR (2008) ; Roïg (2011) ; Rakotovao et al 2014 ; Tucker et al., 2014	DOMAINES
		Vohibory	Androyen		Anosyen
		Groupe de Gogogogo: gneiss quartzo-feldspathique d'origine	Groupe d'Imaloto: gneiss quarzto-feldspathique	à Grt#177;Sill-Opx, sill à composition rhyolitique ; psammopélitique à pélitique grt-sill (#177;bt); paragneiss graphiteux à Opx, paragneiss à bt, grt, à px-hb; marbre impur à minéraux quartzo-feldspathique ; orthogneiss granitique ; granites alcalins felsiques	Groupe de Tranomaro: paragneiss	à silicate calcique ; paragneiss métapélitique rubané psammitique migmatitique à Bt+Grt#177;Hb paragneiss quartzo-feldspathique ; orthogneiss quartzo- basique (métagabbro) siliciclastiques et carbonatées et roches volcaniques gabbroique à dioritique ; orthogneiss tonalitique à
		rhyolitique Groupe de Mahafaly: ultramétabasite, métabasite amphibolitisée,	gneiss quartzo-feldspathique à Groupe de Mangoky: paragneiss		à Mag+Crd#177;Opx ; paragneiss Groupe de Tôlanaro:
		talcschiste, Groupe de Linta: gneiss psammitique à Bt+Grt+Hb+Cpx et	migmatitique à bt, bt-hb, bt-grt, et à bt+sill, gneiss basique graphiteux gneiss basiques `intermédiaire calco-silicatés ; quartzite ; orthogneiss Suite d'Ankiliabo: Anorthosite-leuconorite		feldspathique ; orthogneiss Gpe Iakora : roches sédimentaires felsiques Suite de Dabolava: orthogneiss
		paragneiss à silicates calciques ; Suite de Vohitany: péridotites, marbres à silicate calciques,
		amphibolites à Cor, Groupe d'Ianapera : granites, syénites à Cor et granodiorites,			Granitique
			péridotite, orthopyroxénite, gabbro,
		gneiss granitoïdes, amphibolite-pyroxenite, marbres, quartzite, paragneiss hypo-Al , lentilles sporadiques de serpentinites, métagabbro, métatroctolite Suite de Marosavoa: orthogneiss granitique. Tonalite-trondhjemite-
		granodiorite (TTG)
	Age des protolites	séquence métasédimentaire de Vohibory (910-750 Ma), protolites basaltiques et sédimentaires Linta-Mahafaly-Gogogogo (850-650 Ma)	source terrains à graphite d'âge Paléoprotérozoïque (2300-1800 Ma) séquence métasédimentaire dominante d'Imaloto Mésoprotérozoïque (1780 -1100 Ma) séquence basique et sédimentaire androyenne du fini- Paleoproterozoic au Cambrien (1830-530 Ma)		séquence volcano-sédimentaires (2400-1600 Ma)
Magmatisme	exemples : de Wit et al., 2001 ; Jöns (2006) ; Emmel et al., 2008 ; GAF AG-BGR (2008a,b) ; Rakotovao et al, 2014 ; Tucker et al., 2014	volcanisme (850-700 Ma) ie pic : 800 Ma magmatisme syntectonque de Marosavoa (670-640 Ma magmatisme filonien (628-604 Ma ; 565 Ma ) magmatisme felsique tardi à post-collisionel (563 Ma - 518Ma)	magmatisme d'arc intrusif d'Ankiliabo (1000-900 Ma) magmatisme acide d'Ambalavao pré-à syn-collisionnels (607-570 Ma) magmatisme alcalin d'Ianakafy (550-500 Ma)		quartzofeldspathic gneisses of felsic volcanic origin (1840- 1680 Ga) magmatisme basique à acide type arc continental Imorona-Itsindro (840-700 Ma) magmatisme acide d'Ambalavao (545-510 Ma)
Métamorphisme	exemples : Moine et al., 1985; Nicollet, 1985; Kröner et al 1996, 1997, 1999 ; Jöns, 2006 ; Raith et al., 2008; Jöns and Schenk, 2008; Emmel et al., 2008 ; GAF AG-BGR, 2008b ; Jöns and Schenk, 2011; Boger et al., 2012 ; Collins et al. 2012 ; Rakotovao et al, 2014 ;	BT à TM M1 pic du métamorphisme HP (673 #177; 11 Ma, 640 -605 Ma) M2 métamorphisme rétrograde 570 Ma	TM à HT M1 pic du métamorphisme HT (620 et 600 Ma) M2 métamorphisme rétrograde (TM 580-530 Ma)		TM à UHT M1 pic du métamorphisme HT (620 et 600 Ma) M2 métamorphisme granulite rétrograde (TM 580-510 Ma)
	Razakamanana (1999)	Schiste vert- Amphibolite-granulite HP	Amphibolite	Amphibolite-Granulite MP	Amphibolite-granulite	Granulite
Déformation	exemples : Martelat et al., 2000 ; de Wit, 2001 ; GAF/BGR, 2008	D1 déformation et métamorphisme de haut-grade (665 #177; 12 Ma), D2 déformation et métamorphisme (620 Ma-600 Ma).	D1 590- 515 Ma D2 540-520 Ma	D1 650? 26 Ma - D2 600 - 530 Ma, D3 543? 28 Ma	D1 590 - 530 Ma D2 500 - 490 Ma	D1 590- 515 Ma D2 520 Ma	D1 600 - 535 Ma, D2 529 Ma
Structure	Razakamanana(1999)	dôme et bassin, Zone de chevauchement et zone de suture, Ianapera-Ampanihy Suture Collision 640-610 M	zone de cisaillement	nappe de charriage, dôme et bassin, zone extensive Collision C-C	zone de cisaillement	dôme et bassin Collision C-C	nappe chevauchante, structure en fleur Collision C-C
Contexte tectonique	exemples : Jöns and Schenk, 2008 ; Brown et al., 2011 ; Boger et al., 2014 ; Rakotovao et al, 2014	Océan de Mozambique du Néoprotérozoïque Ride médio-océanique, Bassin arrière arc, Arc insulaire (670 Ma-630 Ma)			marge passive à avant-arc volcano-sedimentaire bassin des marges continentales extensives entre l'océan occidental en face de la marge du Craton Indo-Antarctique
	Razakamanana(1999)	Arc volcanique ou bassin volcanique	Ancienne marge continentale passive + rift volcanique		Ancienne marge continentale passive		Rift continental et plateforme de granite orogénique
Modèle d'évolution	exemples : Roïg (2012) ; Tucker (2012) ; Tucker et al, 2014	domaines Androyen-Anosyen = terrane continental du Paleo protérozoique (2.0-1.78 Ga) accrétionné vers la marge sud du Craton Dharwar (>1.6 Ga), et rajeuni entre 1.03-0.93 Ga avec formation du domaine d'Ikalamavony Zone d'accrétion cryogénienne de Gondwana est - Gondwana ouest (630-600 Ma); Nappe de direction est ; Bassin d'inversion

4. Organisation du manuscrit

La région de Tsiombe, dans laquelle appartient notre zone d'étude, est encore peu étudiée gîtologiquement par les chercheurs. La plupart des auteurs se concentrent surtout dans la partie Nord de la région. Cette étude a été faite pour contribuer à l'enrichissement des données géologiques ainsi que gîtologiques régionales. Elle se base sur l'observation macroscopique, échantillonnage et mesures des foliations afin d'obtenir une vue d'ensemble du contexte géologique du gisement.

Le présent travail, intitulé « Études géostructurales et gîtologiques du gisement de saphirine et kornérupine de Taivo-Tsiombe, Domaine androyen, Sud de Madagascar », a été entrepris dans le but d'actualiser les informations concernant les données géologiques et gîtologiques régionales et aussi d'apporter des aides pour la compréhension de la structure régionale. L'objectif principal de ce mémoire est de réaliser la cartographie structurale et géologique d'une zone de 12 km² située à 4 km à l'Ouest de Tsiombe. La méthodologie de travail que nous avons adoptée pour mener cette étude sont: la bibliographie et documentation, la télédétection, les travaux sur terrain, l'exploitation des résultats et des données obtenus pour la rédaction du manuscrit.

Pour mener à bien ce travail et faciliter sa bonne compréhension, le plan suivant sera mis en oeuvre :

Le chapitre I de l'ouvrage présentera la zone d'étude, son contexte géographique, géologique et explicitera le choix du sujet et l'objectif de l'étude.

Le chapitre II précisera les matériels utilisés et les méthodologies adoptées, une brève description des principaux les matériels et les méthodes employées aussi bien sur le terrain qu'au laboratoire.

Le chapitre III révèlera les résultats obtenus et interprétations sur le plan lithologique, structural et gîtologique de la région.

Le chapitre IV sera consacré à la discussion des résultats obtenus sur la lithologie et déformations observables sur terrain, l'évolution structurale et tectonométamorphique, la minéralisation en saphirine-kornérupine de Taivo.

Le travail s'achève par une conclusion où nous résumons les grands traits de nos fruits de recherches accompagnées des certaines recommandations.

Chapitre I

Le district de Tsiombe est parmi l'un de district de la région Androy au Sud de Madagascar, entre le district de Beloha à l'Ouest et le district d'Ambovombe à l'Est (Fig. 3). Il se situe à 456 km au Sud-Est de Toliara et 63 km à l'Ouest d'Ambovombe Androy. La zone d'étude, Taivo, se localise à 4 km Nord-Ouest de la ville de Tsiombe et couvrant une superficie de 12 km², soit 4 x 3 km.

Figure 3. Carte de situation administrative de notre zone d'étude : Taivo (BD 500 FTM, Harempahasoavana, 2018).

Le régime climatique est subaride à longue saison sèche avec alternance de deux saisons bien marquées : la saison de pluie entre Décembre-Mars et la saison sèche du mois d'avril au novembre. La température moyenne est plus élevée que celui des Hautes Terres.

La région d'étude présente un relief légèrement marqué à altitude oscillant entre 50 à 100 m, entaillée par des réseaux hydrographiques temporaires. La principale hydrographie est celle du Manambovo avec quelques affluents. Ce fleuve prend sa source au nord d'Antanimora, dans la pénéplaine de l'Androy. Sa direction est grossièrement Nord-Sud. C'est un cours d'eau temporaire (Fig. 4a et 4b). Il n'y a pratiquement pas d'écoulement superficiel durant la saison sèche de sept à huit mois environ (Chaperon et al., 1993). Au moment de la crue, ce fleuve est parfois difficile à franchir.

Figure 4. Photos : a) lit du fleuve de Manambovo pendant la saison sèche ; b) Manambovo au moment de la crue ; c et d) végétation rencontrée à Taivo (Harempahasoavana, 2018).

Le secteur étudié est plus ou moins couvert par une végétation typique des régions chaudes et sèches, caractérisée par des plantes épineuses xérophytiques. La végétation la plus dominante est représentée par : le Famata ou Euphorbia stenoclada, le Fantsiolotra ou Alluaudia procera, le Raketa ou Opuntia ficus indica (Fig. 4c et 4d). La présence de baobab ou Adansonia za est également signalée.

I.2 Situation géologique

Notre zone d'étude, Taivo-Tsiombe, se trouve dans le domaine Androyen, à l'extrémité Sud de la zone cisaillante de Betroka (ZCB). Plus précisément, elle se situe à la marge occidentale de ZCB (Fig. 5).

I.2.1 Domaine Androyen

Le domaine Androyen est limité à l'Ouest par la zone cisaillante d'Ampanihy (ZCA) et à l'Est par la zone cisaillante de Betroka. Il est composé principalement par des roches du faciès granulite et amphibolite (Raharimahefa et al., 2013). Du point de vue lithologique, le domaine est dominé par du paragneiss à cordiérite, sillimanite, grenat et biotite, parfois intrudé par des formations acides. La minéralisation riche en bore comme tourmaline, saphirine, kornérupine, grandidiérite, serendibite et sinhalite est caractéristique de ce domaine (Razafiniparany et al., 1989 ; Ackermand et al., 1991 ; Razakamanana, 1999).

Le domaine est subdivisé en deux groupes : Mangoky et Imaloto. Les gneiss psammitiques, orthogneiss quartzo-feldspathiques, paragneiss migmatitiques et gneiss basiques sont fréquents dans le groupe de Mangoky et les gneiss quartzo-feldspathiques constituent le groupe d'Imaloto (GAF/AG et BGR, 2008). En considérant cette subdivision, notre zone d'étude se trouve dans le groupe d'Imaloto.

La structure du domaine Androyen est complexement plissée suivant la foliation subméridienne NNE-SSW et de pendage vers l'Ouest. D'une manière générale, la linéation minérale plonge faiblement vers le NNE.

I.2.2 Zone cisaillante de Betroka

La zone cisaillante de Betroka (Windley et al., 1994) ou zone cisaillante de Beraketa (Martelat et al., 2000) ou zone cisaillante de Voronkafotra (Rolin 1991 in de Wit et al., 2001) est un linéament de 5 à 10 km de large (GAF/AG et BGR, 2008) et forme la limite entre les domaines Androyen et Anosyen. Cette zone appartient au Système Androyen (Besairie, 1946). La ZCB est principalement formée par des paragneiss migmatitiques intercalées par des phlogopite-humite-diopside-marbre à spinelle, sillimanite-quartzite à grenat et leucogranite syntectonique (Windley et al., 1994 ; Razakamanana et al., 2000).

I.2.3 Cadre géologique régionale

La majeure partie du terrain est recouverte par des roches métamorphiques avec quelques formations sédimentaires superficielles. Les formations géologiques de Tsiombe appartiennent aux formations du groupe de Mafilefy selon Besairie (1948) et groupe d'Imaloto selon GAF/AG et BGR (2008). Ce groupe s'allonge dans le Sud-Androy avec de leptynites à grenat ou leucogneiss à grenat, des intercalations d'amphibolites à hypersthène et des pyroxénites (Fig. 6) souvent minéralisées en phlogopite.

Figure 5. Extrait de la carte géologique de Madagascar au 1/1 000 000 montrant les principaux domaines de la partie Sud de Madagascar (Modifiée selon Windley et al., 1994 ; Razakamanana, 1999 ; GAF/BGR, 2008). D Vh - Domaine de Vohibory ; D Ad - Domaine Androyen ; D An - Domaine Anosyen ; ZCA - Zone Cisaillante d'Ampanihy ; ZCB - Zone Cisaillante de Betroka.

D'une manière générale, les principales structures sont plus ou moins parallèles à celui de la zone cisaillante de Betroka. Au centre, les lignes structurales s'orientent sensiblement suivant la direction NNE-SSW avec plongement vers le NW. La partie orientale est marquée par le dôme d'Ankaboa et le dôme d'Antsiriry au Nord-Ouest qui sont des méga-indicateurs cinématiques importants (Fig. 6). Les leptynites ou leucogneiss granitoïdes sont plus fréquents et marquent la direction Nord-Sud de la foliation régionale.

Figure 6. Carte géologique de Tsiombe localisant la zone d'étude, extraite de la feuille I63- J63, Tsiombe - Ambondro - Erada (Besairie, 1974) vectorisé par l'auteur.

Les grandes formations géologiques rencontrées dans la région sont les suivantes :

Les alluvions et les latérites représentent les formations superficielles. Les formations alluvionnaires occupent surtout le lit d'écoulement du fleuve de Manambovo. Elles sont aménagées en zone de culture le long de deux rives. Les formations latéritiques ou sables roux constituent un recouvrement superficiel provenant de l'altération du socle. Elles couvrent quelques affleurements des roches saines et gênent leur observation. Elles sont constituées par des sols rouges ou bruns dans les zones pénéplanées.

I.3 Problématique et choix de la zone d'étude

Plusieurs travaux cartographiques antérieurs ont été publiés à partir des années 1940, parmi lesquels sont cités ici quelques-uns des plus importants (Besairie, 1947).

Le service géologique a fait une étude géologique de la région de Tsiombe et aboutit à l'établissement d'une carte géologique au 1/200 000 en 1948. Puis, il publie une carte de synthèse géologique au 1/500 000 d'Ampanihy couvrant la zone de Tsiombe en 1956. En 1969, une carte photogéologique au 1/100 000 de Tsiombe fut éditée. Besairie (1974) a révisé la feuille Tsiombe-Ambondro-Erada (I63-J63) et publie des cartes au 1/100 000. Dans ces ouvrages cartographiques, quelques grands traits géologiques avec les principales lignes structurales furent ressortis (Fig. 6).

L'insuffisance des informations structurales sur les cartes antérieures, l'absence des cartes structurales détaillées de la zone et le manque d'actualisation des informations géologiques et structurales de la région de Tsiombe nous ont poussés à réaliser cette recherche. Les données détaillées sur les roches à saphirine et à kornérupine de Taivo ne sont pas mentionnées, malgré l'étude de Randriamananjara (2007). Quel est le mécanisme responsable de la mise en surface de saphirine et kornérupine ? Dans quel contexte géologique et structural se trouve le gisement de saphirine et kornérupine ? Les analyses des faits sur terrain nous permettraient de fournir des informations répondant à cette problématique. En effet, les résultats obtenus permettraient d'établir une base de données

fiables pouvant servir à la réalisation d'un nouveau modèle cartographique incluant des données lithologiques, structurales et gîtologiques de la région.

I.4 Objectifs de l'étude

les différentes formations géologiques, leurs structures et les déformations qui les ont affectées.

- Étudier les types de roches rencontrées sur le terrain et les
caractéristiques de la minéralisation.

- Déterminer les conditions de formations de roches ainsi que le contexte
géologique responsable de mise en place des corps minéralisés.

- Faire une étude structurale pour mettre en évidence le modèle de
déformation correspondant à l'évènement tectonique, autrement dit préciser le rôle de la tectonique sur la minéralisation rencontrée et apporter un nouveau point de vue pour une synthèse structurale de la zone.

- Contribuer à la mise à jour des données sur les ressources minérales de
la région et de Madagascar. Mettre en valeur ces ressources minérales afin de promouvoir le développement de la région.

- Établir une esquisse géologique détaillée de Taivo-Tsiombe à partir des
nouvelles données collectées au cours des travaux de terrain.

Chapitre II

II.1 Matériels

Pour ce travail, les matériels suivants ont été utilisés lors de la descente sur le terrain selon leur spécificité :

- Carte topographique et géologique au 1/100 000 de Tsiombe. Ces cartes nous aident beaucoup sur le terrain durant la campagne cartographique. Elles sont munies des grilles de coordonnées très serrées pour faciliter la localisation d'un point ou bien des formations géologiques, surtout en cas de défaillance du GPS.

- Boussole avec clinomètre pour la mesure de direction et du pendage des affleurements. Avant d'utiliser la boussole, il faut ajuster la déclinaison de la boussole à celle de la région pour que les mesures des foliations soient fiables. La déclinaison est l'angle entre le méridien magnétique du lieu et le méridien géographique. Elle varie d'un point à un autre sur la surface de la Terre, à Tsiombe, elle vaut 23,5° vers l'Ouest.

- GPS pour bien préciser les coordonnées géographiques de chaque formation géologique à étudier et suivre les séquences de positions (waypoints) qui constituent un itinéraire (track). Le système de projection qu'on utilise est le WGS 84/UTM Zone 38 Sud. Ce type de projection est plus pratique en cartographie, car l'unité de la distance est en mètre. Ceci facilite la localisation des entités géologiques.

- Appareil photo numérique pour visualiser les affleurements étudiés. Au moins, trois prises pour chaque affleurement, une photo de loin pour une vue générale, une photo de près pour représenter les éléments intéressants et une autre photo encore plus près pour la texture de détail de la roche. L'utilisation d'une échelle, telle qu'un marteau ou un marqueur ou un stylo s'avère indispensable.

- Papiers millimétrés pour la cartographie préliminaire. Toutes les mesures des foliations sont y projetées immédiatement. À la fin de la campagne cartographique, nous arrivons déjà à répertorier les variations lithologiques rencontrées sur terrain et avoir l'ébauche structurale de la zone.

- Carnet de terrain à couverture rigide pour la prise de note sur terrain. Il est indispensable de noter le maximum des informations qui vont servir à l'interprétation des données.

- Marteau de géologue pour casser et formater la roche comme un échantillon représentatif du terrain pour l'étude au laboratoire. Chaque échantillon est labellisé pour éviter toute confusion, puis conditionné dans un sac plastique résistant à l'usure.

- Nous avons aussi utilisé une loupe de grossissement x10 pour observer les minéraux difficiles à distinguer à l'oeil nu, des vieux journaux pour emballer les échantillons, un double décamètre pour mesurer la puissance et la longueur de l'affleurement.

II.2 Méthodes

Différentes méthodes ont été mises en oeuvre pour le bon déroulement des travaux afin de produire des données pertinentes par rapport au sujet. Elles nous permettent d'obtenir des informations nécessaires pour la compréhension de ce qui se passe sur le terrain pour en tirer des conclusions.

II.2.1 Recherches bibliographiques et support cartographique

Comme tous les travaux scientifiques, la méthodologie est basée sur la documentation. Nous avons consulté des ouvrages qui ont des rapports étroits au thème de ce mémoire suivi par une analyse et synthèse des données antérieures. Des documents, des mémoires, des thèses et des revues scientifiques ont été consultés pour bien cerner le sujet.

Différents types de cartes ont été utilisés et traités dans ce travail. Nous avons utilisé des ouvrages cartographiques de version physique comme la carte géologique I63-J63 de Besairie (1974) et une carte topographique de la FTM (1978), feuille I63-Tsiombe. Pour la cartographie numérique, nous avons utilisé le BD 500 comme support supplémentaire pour le SIG.

D'autres sources d'information, l'internet, sont aussi consultées pour la recherche en ligne des données sur les sites non payants et accessibles. La navigation dans le site web nous a permis de télécharger des supports bibliographiques et des images satellites. Cette méthode nous aide à compléter et actualiser les données recueillies dans les ouvrages antérieurs. Les bons documents et ouvrages ne sont pas gratuits en général.

II.2.1.1 Carte géologique et topographique

Nous avons à notre disposition deux cartes à l'échelle de 1/100 000 dont une carte géologique de Besairie et une carte topographique de la FTM. Sur le terrain, un extrait de la carte géologique de la feuille I63-J63 Tsiombe-Ambondro-Erada au 1/100 000 (Besairie, 1974) a été utilisé pour la connaissance des formations existantes (Fig. 6). La carte topographique au 1/100 000 (FTM, 1978) de la feuille I63 couvrant la zone nous a aidé de se localiser sur le terrain et d'avoir des idées sur la géomorphologie de la région (Fig. 7).

Ces cartes ont été utilisées pour concevoir un modèle géologique et qui fera l'objet d'identification sur le terrain.

Figure 7. Extrait de la carte topographique au 1/100 000 de la FTM (1978), le cadre rouge délimite la zone d'étude.

La carte des réseaux hydrographiques (Fig. 8) a été établie à partir de la vectorisation de la carte topographique. Dans l'ensemble de la zone de Tsiombe, nous avons pu faire sortir le type de réseaux hydrographiques, les lignes de partage des eaux et les anomalies radiales des réseaux hydrographiques. La ligne de partage est une ligne imaginaire qui sépare deux versants, elle passe donc au niveau de la crête. L'anomalie radiale correspond au point où s'observe une divergence des réseaux hydrographiques.

La morphologie du réseau hydrographique est contrôlée par la géologie et la tectonique d'une région donnée. À Tsiombe, le tracé du réseau hydrographique est dominé par le type dendritique. Les formations géologiques à dominance de leucogneiss granitoïde, le relief légèrement marqué et le climat subaride sont favorables à ce type dendritique. Les réseaux hydrographiques présentent des anomalies radiales circulaires à elliptiques. Le

dôme d'Ankaboa est bien mis en évidence par la présence d'une forte anomalie radiale (Fig. 8). Les lignes de partage des eaux suivent en général la ligne de crête du relief et sont subparallèles à la direction du cours d'eau. Elles s'orientent généralement suivant la direction N-S. Nous remarquons un changement brusque du sens d'écoulement au niveau du fleuve de Manambovo (WNW-ESE) par rapport à ses affluents. Une hypothèse probable de ce changement du tracé du cours d'eau peut être d'origine tectonique.

II.2.1.2 Bases de données : BD500

La base de données à échelle de cinq-cent millième (1/500.000) ou BD 500 est l'une des données les plus utilisées dans le domaine de géosciences. Elle est fournie par la FTM et est constituée par des données numériques ou données référentielles géographiques pour Madagascar. Ces sont des données de type vecteur, modifiable selon le traitement et manipulation.

L'exploitation de la base de données BD 500 nous a permis à : la localisation de la zone d'étude (Fig. 3), la réalisation du tracé des réseaux hydrographiques, des routes et des localités au sein de la région avec les subdivisions administratives.

II.2.1.3 Images satellites

Les images satellites que nous avons utilisées sont des images de Landsat ETM+ de l'année 2014 de référence 159 077. Nous avons choisi les 6 bandes présentant la même résolution de 30 mètres : TM1 - TM2 - TM3 - TM4 - TM5 et TM7. Le traitement de ces images nous a permis d'analyser et de visualiser les structures géologiques surtout celles qui sont à l'échelle kilométrique.

La composition colorée des bandes spectrales 731 (TM7 - TM3 - TM1) sur le logiciel ENVI 4.7 est très utilisée pour la discrimination lithologique dans le milieu rocheux (Fig. 9). Après la composition colorée, des analyses en composante principale (ACP) sont effectuées à partir des néo-canaux. L'image issue de l'ACP est ensuite filtrée à l'aide d'un filtre directionnel de type Sobel, appliqué dans le logiciel ENVI 4.7 selon la direction 0°, avec une matrice de dimension 5 X 5. À l'issue du filtrage, une image en niveaux de gris est obtenue (Fig. 10). Celle-ci est ensuite importée dans le logiciel MapInfo 15.2 afin de procéder au tracé des linéaments. L'ensemble des structures linéaires est alors cartographié pour établir la carte linéamentaire (Fig. 17). Nous avons utilisé cette image satellite filtrée pour l'identification des linéaments. L'application du filtre directionnel 0° avec une matrice 5x5 améliore la perception des linéaments perçus à partir des

composantes principales. L'utilisation des filtres directionnels nous aide à repérer les différents éléments structuraux observables sur terrain qui sont similaires à ceux du tracé hydrographique dans la carte de la figure 8.

Figure 9. Image satellite de composition colorée 731 localisant la zone d'étude (Landsat, 2014).

Figure 10. Image satellite filtrée de direction 0° à matrice 5x5 pour le traitement de distribution de l'orientation des linéaments de la zone d'étude (Landsat 2014).

II.2.2 Travaux de terrain

Les travaux de terrain pour la réalisation de ce mémoire se sont déroulés en deux phases. La première mission s'est déroulée les mois d'août-septembre 2016, elle consiste à faire des levés cartographiques. Au cours de cette campagne cartographique, des collectes de toutes les informations possibles, des descriptions pétrographiques avec des échantillonnages et des mesures structurales ont été faites. La seconde mission exploratoire dans la région a été entreprise le mois de décembre 2016, consacrée à l'étude détaillée du gisement de saphirine et de kornérupine qui fait l'objet d'une attention particulière de ce mémoire.

II.2.2.1 Collecte des données cartographiques

Sur le terrain, l'échantillonnage des divers types de roches et la description macroscopique des affleurements ont été effectués en faisant des mailles de 500 m. Un trajet de 3 km x 9 sur une surface de 12 km², soit 4 km de long et 3 km de large a été parcouru. Nous avons utilisé le système de coordonnée de référence WGS 84/UTM Zone 38 Sud pour faciliter le déplacement d'un point à l'autre sur terrain et aussi pour connaitre la distance entre eux.

Nous avons effectué des mesures des éléments structuraux (foliations, axes des plis et linéations) et la description des différents faciès pétrographiques. Le prélèvement des échantillons devrait être fait sur la partie saine de la roche pour avoir plus des informations pétrographiques et il faut bien référencer les déformations qui les affectent sur place. Plusieurs coupes géologiques perpendiculaires à la direction des affleurements ont été réalisées pour bien étudier la variation lithologique et structurale de la région.

Cette méthode a été adoptée dans le but d'établir une esquisse structurale et lithologique à l'échelle de 1/25 000 de la zone.

II.2.2.2 Collecte des données gîtologiques

Elle s'est déroulée pendant la deuxième mission exploratoire pour une étude détaillée du gisement de saphirine-kornérupine de Taivo, de reconnaitre toutes variations pétrographiques locales et ainsi délimiter la zone minéralisée. Une étude détaillée du gisement a été réalisée avec des descriptions détaillées de l'environnement géologique dans lequel se trouve le gîte de saphirine-kornérupine de Taivo.

II.2.3 Traitement des données

Il consiste à faire l'exploitation, l'analyse et l'interprétation des toutes les données issues du terrain dans le laboratoire. Dans ce présent mémoire, le traitement des données en matière de cartographie s'est fait en utilisant les logiciels suivants : MapInfo, Envi, Stereonet, Rosenet et Surfer.

II.2.3.1 MapInfo Professional 15.2

Le «MapInfo Professional®» est un produit de marque de Pitney Bowes Software Inc. C'est un outil qui permet d'éditer des objets de la carte, créant des cartes thématiques qui accentuent des modèles dans les données et exécuter l'analyse géographique complexe. Il peut aussi effectuer des analyses raster et vecteur, obtenir des nouvelles informations à partir des données existantes, interroger des informations dans plusieurs couches de données, effectuer des analyses multicritères, mettre à jour ou gérer les métadonnées et beaucoup plus.

Le logiciel MapInfo a été retenu en raison de la haute qualité de résolution des images qu'il permet d'exporter. C'est l'un des logiciels de SIG le plus adaptés en géologie pour la manipulation des bases de données et le traitement des images numériques. Il facilite l'extraction d'une zone, le géoréférencement par calage des cartes, la numérisation des données, modélisation de l'information géographique et la mise en page des produits cartes.

Le logiciel MapInfo 15.2 a été utilisé pour la saisie des données obtenues lors de la campagne cartographique, le géoréférencement, la vectorisation des cartes géologiques et topographiques, l'analyse thématique et la modélisation des informations géographiques. Il nous a permis l'élaboration de la carte de localisation de la zone d'étude, la carte de foliation, la carte structurale et la carte lithologique.

II.2.3.2 ENVI 4.7

L'ENVI 4.7 est un logiciel de traitement et d'analyse des images géospatiales (images satellites). Nous avons utilisé ce logiciel de manière complémentaire pour l'étude structurale.

Les images satellitaires LANDSAT ETM+ sont d'abord traitées à l'aide du logiciel ENVI pour la réalisation des compositions colorées, avant d'être exportées vers le logiciel MapInfo pour la conception de la carte des linéaments (Fig. 16). Notre objectif consiste à

obtenir les informations nécessaires pour la localisation des principaux linéaments et la géométrie intéressante dans notre zone d'étude telles que : les failles, les fractures surtout les zones de cisaillement.

II.2.3.3 Stereonet 7.0 et Rosenet 2.1.0

Ce sont des logiciels pour le traitement statistique et l'analyse des éléments structuraux. Ces logiciels ont été utilisés dans ce travail pour la représentation des foliations et linéations mesurées sur le terrain. Stereonet pour la représentation des mesures structurales sur le canevas de Wulff et Rosenet pour les rosaces de direction des foliations.

II.2.3.4 Surfer 13.0

C'est un logiciel pour la représentation d'une carte en 2D et 3D à partie d'un fichier contenant des de données tridimensionnelles (XYZ). Nous avons utilisé le Surfer pour la modélisation numérique du terrain (MNT) qui est une représentation tridimensionnelle numérique du modelé topographique d'un terrain donné. Le MNT du gisement de Taivo (Fig. 34) a été créé à partir de la compilation des relevés GPS pris pendant la campagne cartographique avec les données altimétriques issues de la carte topographique I63-J63 et les données altitudinales issues du GPS Visualizer.

L'intérêt majeur du MNT est la création d'un modèle 3D des caractéristiques géomorphologiques du terrain.

Chapitre III

III.1 Pétrographie de la zone d'étude

Cette étude se base sur l'examen macroscopique des lithologies rencontrées sur terrain afin d'interpréter l'histoire géologique de la région. Les formations rencontrées sont à dominance de leucogneiss granitoïdes ou bien leptynites (Fig. 11a). Les leucogneiss, souvent envahis par des veines quartziques, sont fréquemment intercalés par des dykes d'amphibolite de puissance décimétrique à métrique et quelquefois accompagnés par de petites carapaces calcaires. Ces derniers sont des produits d'altération de cipolin. Des affleurements de cipolin apparaissent sur la rive droite de Manambovo. Un faciès des roches sédimentaires détritiques assez important couvre quelques affleurements dans la partie Est de la zone et le long du fleuve de Manambovo. La partie ouest de la zone d'étude est caractérisée par la présence de quartzite. Des fragments ou blocs des roches de nature variée et des bancs de granite pegmatitique y sont rencontrés. Les dykes basiques sont parfois boudinés et recoupés par des veines quartziques. Notons aussi la présence de pegmatites feldspathique. Les veines de pegmatites de puissance variables de 0,2 à 0,8 m recoupent le plus souvent les leucogneiss. Les affleurements s'orientent généralement suivant la direction N030 à N050 dont le pendage moyen est de 75° vers NW.

La saphirine, la kornérupine, la cordiérite et le grenat sont des minéralisations particulières observées dans les formations paragneissiques de la région.

III.1.1 Description lithologique

III.1.1.1 Leucogneiss granitoïde

L'affleurement de la zone d'étude est dominé par de leucogneiss granitoïde (Fig. 11a, 28). Il s'agit du gneiss clair composé essentiellement de feldspath et de quartz. Parfois, la roche présente une couleur rouge clair d'oxyde de fer. La roche d'origine de cette roche est du granite et qui a été ensuite déformé et métamorphisé. Souvent, elle est intensément foliée au niveau de l'affleurement avec des indicateurs cinématiques et de cisaillements. Des enclaves d'amphibolite (Fig. 11b) sont fréquemment rencontrées dans les leucogneiss et parfois même recoupés par de dyke d'amphibolite (Fig. 12b). Elles peuvent être aussi

jalonnées par des veines pegmatitiques d'épaisseur centimétrique à décimétrique, à grains grossiers allant jusqu'à 2 cm de diamètre (Fig. 11d). Les enclaves sont antérieures au leucogneiss. La pyroxénite se présente aussi sous forme d'enclave basique dans le leucogneiss.

Figure 11. Gneiss granitoïde : a) massif de leucogneiss granitoïde ; b) enclave de pyroxénite dans le gneiss leucogranitoïdique ; c) paragneiss à cordiérite et à grenat ; d) granite pegmatitique (Harempahasoavana, 2018).

III.1.1.2 Granite et granite pegmatitique

Les granites qu'on rencontre dans notre zone d'étude sont des granites stratoïdes. Ils sont essentiellement formés par du quartz, feldspath et biotite. Ce sont des granites alcalins leucocratiques qui se disposent en concordance à l'encaissant, leurs puissances sont de l'ordre métrique. Ce sont des granites syntectoniques, témoignés par leurs formes plus ou moins allongées et étirées suivant l'axe NNS (Fig. 28). L'altération en écaille est fréquente, avec une observation occasionnelle d'altération classique en boules. Les bancs des granites sont fréquents dans le secteur d'étude. Leurs contours sont concordants à la schistosité de leucogneiss granitoïde.

Les granites pegmatitiques sont des granites à gros grains, formés par des gros cristaux de K-feldspaths. Les cristaux de K-feldspaths roses sont bien développés (Fig. 11d). Sa

texture est pegmatitique à grenue, la taille des minéraux varie de quelques millimètres au centimètre et peut atteindre une taille de 4 cm. Il est essentiellement constitué de feldspath alcalin rose (orthose ou microcline), de plagioclase acide et du quartz de couleur grise.

Le granite pegmatitique se présente le plus souvent sous forme de dyke pegmatitique. Ils affleurent suivant la ligne des antiformes. Ils sont intrusifs dans l'ensemble gneissique et allongé parallèlement à leur encaissant. Ce sont des formations tardives.

III.1.1.3 Amphibolite

C'est une roche à grain moyen avec orientation préférentielle des minéraux. Elle est reconnaissable grâce à sa texture subfoliée et sa couleur vert sombre à noire reflétée par la présence majoritaire des minéraux amphiboliques (de type hornblende) parfois associés avec peu de biotite. La proportion des amphiboles (hornblende) atteint souvent 80%. Les amphibolites peuvent être massives (Fig. 12a) ou sous forme de dyke (Fig. 12b), parfois même boudinées (Fig. 12c et 12d).

Les dykes sont des intrusions planaires recoupant la structure de l'encaissant (Fig. 12d). C'est une intrusion liée à un complexe magmatique filonienne important. Leurs épaisseurs varient de quelque centimètre à quelque mètre, avec longueur allant de quelque mètre à des centaines de mètres et généralement rectiligne. Les dykes basiques sont plus fréquents que celui de dykes acides. Ils sont postérieurs à l'encaissant.

Plusieurs dykes subissent une altération mécanique dont la plus intéressante est montrée sur la figure 12c. Les dykes, après altération, se présentent en boule plus ou moins arrondie et se désagrègent en «pelure d'oignon».

III.1.1.4 Migmatite

La migmatite est une roche métamorphique dite roche de mélange, souvent marquée par un rubanement plissé. Les gneiss et les granites ont les mêmes compositions minéralogiques que celle de migmatites. Leur genèse est liée à une fusion partielle des formations géologiques préexistantes. La migmatite affleure dans la partie occidentale de notre zone d'étude ou bien à 1,6 km à l'Ouest du village de Taivo qui est illustré sur la figure 13a. Elle est essentiellement formée par du quartz et du feldspath potassique qui constituent le leucosome et l'amphibole et la biotite forment le mélanosome. Elle est massive, grain fin à moyen avec une puissance d'ordre métrique. Cette roche a un aspect gneissique dont la foliation est devenue floue, liée à une fusion partielle des formations géologiques préexistantes. Les parties fondues claires constituent le jus résiduel qui s'intercale entre les parties sombres encore solides, mais ductiles et, sous l'effet de la pression, forment des couches alternées claires et sombres.

Figure 13. Affleurement de : a) leucogneiss migmatitique ; b) mylonite (Harempahasoavana, 2018).

En observant cette roche migmatitique, les différentes phases de déformation successives qu'a subies notre zone d'étude sont enregistrées en examinant cette roche. La première phase de déformation D1 engendre la schistosité S1. La phase D1 est suivie ensuite par la deuxième phase D2 qui est compressive. Elle se traduit à travers l'allure des plissotements serrés au sein cette roche qui est soulignée par la schistosité S2. La troisième phase de déformation D3 responsable de la schistosité S3 (Fig. 13a) s'exprime par le déplacement des matériaux vers le Sud, qui est prouvé par la direction NNE-SSW empruntée par la direction de S3.

III.1.1.5 Mylonite

Les mylonites affleurent à 470 m au SW de Taivo et à 370 m au NE de Besolohotse. La mylonite est une roche broyée lors d'une déformation (Fig. 13b). Lorsqu'une roche subit une déformation ductile, les matériaux s'aplatissent et/ou s'allongent. Les roches issues de ce processus sont désignées sous le terme de tectonites, incluant notamment la mylonite. Elle a une structure linéaire, les minéraux sont orientés et ce sont des bons marqueurs de déformation. La mylonite indique une déformation syntectonique, suivie d'une recristallisation dynamique du protolithe avec une nouvelle structure rubanée. Ces rubans soulignent les plans de foliation mylonitique. La présence d'une mylonite indique une zone fracturée et cisaillée. La présence de mylonite est fortement liée à l'existence d'une zone cisaillante dans notre zone d'étude.

III.1.1.6 Quartzite

Les quartzites occupent la partie Ouest de notre zone d'étude. Ils sont en générale foliés et schistosés, concordants aux encaissants suivent la direction NNE (Fig. 14).

La schistosité est soulignée par la biotite et la sillimanite. Ces formations quartzitiques sont souvent feldspathiques à foliation bien prononcée. Les quartzites se présentent en

interstratification dans les gneiss ou forment de banc continu de longueur métrique à plurimétrique. Sa couleur est de gris rosâtre qui est dû à l'oxydation de fer. Ils ont un grain fin à moyen. Sa disposition sous forme d'un banc continu, folié et schistose, nous rappelle son origine sédimentaire. Ils sont issus du métamorphisme des formations sableuses d'une ancienne marge continentale passive.

III.1.1.7 Paragneiss à cordiérite, saphirine et kornérupine

C'est une formation particulière de notre zone d'étude. Sur le terrain deux types de paragenèses minérales sont observés sur les paragneiss : le paragneiss à cordiérite- kornérupine-saphirine se trouvant dans la partie centrale de la zone d'étude et le paragneiss à cordiérite-grenat (Fig. 11c, 33b) est très commun dans la partie occidentale du secteur étudié. Ces types de formations présentent une foliation plus ou moins marquée, témoignée par une alternance de lits clairs quartzo-feldspathiques et de lits foncés riches en biotite, cordiérite et kornérupine. Les grains sont généralement fins à moyens, quelquefois grossiers dont un bel exemple est représenté par les jolies prismatines de kornérupine (Fig. 38b).

III.1.1.8 Micaschiste à saphirine et à kornérupine

Le micaschiste à saphirine et à kornérupine se trouve encaisser au niveau du coeur du paragneiss à cordiérite leucocratique (Fig. 15). Ce micaschiste à saphirine est très dur et à texture massive. Il est caractérisé par des prismes bien développés de saphirine et de kornérupine qui peuvent atteindre 12 cm de long (Fig. 39b).

Figure 15. Micaschiste à saphirine et à kornérupine encaissé dans le paragneiss à cordiérite (Harempahasoavana, 2018).

Le tableau suivant résume les différents caractères pétrographiques des roches observées sur le terrain avec les compositions modales des minéraux constitutifs.

Tableau 2. Tableau synoptique de la composition modale des affleurements de la zone d'étude (Harempahasoavana, 2018).

N de l'
Echan-
tillon

Couleur

Taille
des
grains

Texture

Composition modale

Nom

Photo

Qtz

K-fs

Phl

Grt

Crd

Krn

Diop

Leucogneiss

T16.

Blanc

Moyen

Foliée

+++

granitoïde à

343

grisâtre

biotite

Jaune

T16.

blan-

Grossier

Pegmatitque

+++

Pegmatite

344

châtre

T16.

Rose

Grenue,

Granite

Moyen

pegmati-

+++

261

grisâtre

tique

pegmatitique

T16.

Gris

Moyen

Foliée

+++

Mylonite

360.1

Tableau 2 (suite). Tableau synoptique de la composition modale des affleurements de la zone d'étude (Harempahasoavana, 2018).

N de l'
Echan-
tillon

Couleur

Taille
des
grains

Texture

Composition modale

Nom

Photo

Qtz

K-fs

Phl

Grt

Crd

Krn

Diop

T16.

Jaune

Moyen à

Grenue

++++

Quartzite

324

rosâtre

fin

T16.

Noir

Moyen

Foliée

+++

Amphibolite

360.2

grisâtre

T16.

Vert

Moyen

Grenue

+++

Diopsidite

030

grisâtre

T16.

Noir

Grossier

Grenue

+++

Grenatite

239

Tableau 2 (suite et fin). Tableau synoptique de la composition modale des affleurements de la zone d'étude (Harempahasoavana, 2018).

N de l'
Echan-
tillon

Couleur

Taille
des
grains

Texture

Composition modale

Nom

Photo

Qtz

K-fs

Phl

Grt

Crd

Krn

Diop

T16.

337

Blanc grisâtre à noirâtre

Moyen

Grenue

+++

Paragneiss à cordiérite et à grenat

T16.

369

Noir grisâtre

Moyen

Grenue

+++

Paragneiss à cordiérite et à grenat

T16.

356

Gris verdâtre

Moyen

Grenue

+++

Paragneiss à cordiérite et à kornérupine

T16.

358

Vert grisâtre

Moyen

Schisteux, spinifexe

+++

Micaschiste à saphirine et à kornérupine

III.1.2 Relation entre lithologie, métamorphisme et déformation

La lithologie varie en fonction du degré du métamorphisme et du comportement rhéologique face à l'intensité de la déformation. Le comportement rhéologique joue un rôle important dans l'analyse de déformation. Les roches compétentes sont les moins déformables et les plus cassantes, alors que les roches non compétentes sont plus aptes à se déformer.

Le leucogneiss à cordiérite et à biotite (Fig. 16) est une roche alumineuse fréquemment trouvée dans le faciès amphibolite supérieure à granulite. Ce caractère hyperalumineux permet de déduire que ce leucogneiss dérive de l'anatexie d'un protolithe d'origine sédimentaire. De plus, la présence de cordiérite indique un environnement métamorphique de BP et HT et témoigne un métamorphisme rétrograde.

Figure 16. Affleurement de leucogneiss à cordiérite et à biotite (Harempahasoavana, 2018).

Les dykes basiques sont très fréquents dans cette zone. Ils se disposent subparallèlement à la foliation des roches environnantes. Il existe une relation étroite entre l'orientation des dykes et le champ de contrainte lors de sa mise en place. Lors de la déformation (D2), des générations des fractures ou des failles sont produites. Ces fractures correspondent aux zones de faibles contraintes et laissent des vides derrière eux. Les liquides magmatiques provenant de la fusion pendant la friction s'introduisent entre les vides et se refroidissent. Il en résulte des filons post-déformationnels, se longeant suivant la géométrie des fractures ou des failles. L'épaisseur des dykes varie d'ordre centimétrique à quelques mètres. Ce qui explique la variation des contraintes locales. Les dykes apparaissent sous forme de segments discontinus en surface, mais ils se relient quelque part en une certaine profondeur. Une variation de rhéologie au sein de l'encaissant permet

aussi d'expliquer ce genre de géométrie. Les formations géologiques sont accompagnées d'un métamorphisme de faciès amphibolite supérieure à granulite.

III.2 Étude structurale

Deux études ont été effectuées pour avoir une bonne compréhension de la structure géologique qui caractérise notre zone d'étude. La première se base à l'interprétation des linéaments issus du traitement des images satellites et la deuxième consiste à exploiter les données du terrain à travers les coupes géologiques.

III.2.1 Étude linéamentaire

III.2.1.1 Analyse linéamentaire des images satellites

L'identification des structures géologiques ne se limite pas seulement à l'observation sur terrain. Elle se complète par d'autres méthodes d'observations effectuées au laboratoire. En effet, l'interprétation des images satellites fait partie des outils nécessaires pour une étude complémentaire des structures géologiques. Une analyse détaillée de ces images satellites appuie les observations sur le terrain et permet par conséquent de mettre en évidence les différentes structures linéamentaires observables sur la zone mise en étude.

Les linéaments représentent les fractures, les failles, les foliations, les lignes de crête et toutes les formes topographiques d'extension régionale. La cartographie des linéaments est réalisée en traçant directement les structures linéaires sur l'image filtrée. Elle nous permet d'apprécier les différentes directions topographiques du territoire étudié, l'orientation des failles et des fractures tectoniques ainsi que celui des réseaux hydrographiques. Les trajectoires des linéaments montrent les variations morphologiques du terrain. La carte de synthèse des linéaments est donnée à la figure 17.

La répartition des linéaments sur la carte n'est pas homogène, elle se fait dans toutes les directions. L'analyse des linéaments sur toute l'étendue du territoire révèle cinq familles importantes d'orientation de linéament (Tab. 3). Les linéaments ont une tendance générale vers NNE-SSW. L'orientation entre NNE-SSW domine et rassemble 57% des mesures suivant la direction N0 à N030. La mesure entre NNW-SSE représente 27% et celui de NW-SE a 7%. La famille entre NE-SW et ENE-WSW regroupe respectivement 6% et 3% des linéaments.

Figure 17. Image satellitaire filtrée de la région d'étude montrant les principaux linéaments (Landsat, 2014).

L'observation du patron linéamentaire du périmètre d'étude fait ressortir l'apparence morphologique du territoire. La rosace directionnelle nous montre quelque dispersion des valeurs avec une grande famille de linéament selon la direction N030 (Tab. 3). Elle détient 57% des effectifs linéamentaires. La direction N040, moins importante, est faiblement représentée (6%).

Tableau 3. Répartition de l'orientation des linéaments et rosace directionnelle montrant la distribution linéamentaire (Harempahasoavana, 2018).

III.2.1.2 Interprétation structurale des linéaments

La carte linéamentaire de la figure 17 nous donne des renseignements sur les déformations structurales de la zone d'étude. Les linéaments issus de cette carte sont liés aux accidents tectoniques d'apparence morphologique différente. La direction N030 correspond à la direction d'orientation des dykes d'amphibolite. La tendance NNE-SSW dans l'orientation des dykes confirme la tectonique compressive de la région. Elle témoigne la deuxième phase de déformation compressive (D2). La classe NNE-SSW qui regroupe 57% de mesure (Tab. 3) est associée à la zone cisaillante Betroka. Cette prédominance de direction linéamentaire est évidente, car la zone de cisaillement de Betroka traverse notre zone d'étude dans ce sens d'orientation, nous pouvons l'appeler aussi zone cisaillante de Tsiombe (ZCT).

III.2.2 Coupes géologiques

Les coupes nous permettent d'observer les principales formations géologiques. Elles nous aident à comprendre des diverses morphologies du terrain, les différentes variations lithologiques ainsi que leurs relations avec la structure. Plusieurs coupes ont été effectuées en vue de la réalisation d'une esquisse structurale (Fig. 27) et géologique (Fig. 28).

Nous avons effectué 9 coupes (Fig. 18) qui nous aident à tracer ultérieurement la structure géologique de notre zone d'étude. Pour mieux assimiler l'évolution structurale et lithologique de notre zone, nous avons subdivisé le terrain en trois parties : partie Nord, partie Centrale et partie Sud selon la diversité des mesures des éléments structuraux. La

partie Nord comprend trois coupes : coupe 1-1', 2-2' et 3-3' (Fig. 21). La partie Centrale regroupe les coupes 4-4', 5-5' et 6-6' (Fig. 22). La troisième partie, au Sud rassemble les coupes 7-7', 8-8' et 9-9' (Fig. 25).

Figure 18. Carte des affleurements de la région de Taivo montrant les 9 coupes effectuées (Harempahasoavana, 2018).

D'une manière générale, la tendance générale du plongement de foliations dans ces coupes est vers l'Ouest. La foliation dominante de direction NNE à NE est à structure linéaire caractéristique d'une zone cisaillante avec des nombreux dômes granitoïdiques et granitiques étirés. La concentration des pôles dans la partie SE du canevas indique des plis déversés vers le SE.

D'après la carte des affleurements (Fig. 18), les formations géologiques rencontrées dans notre zone d'étude présentent des directions de foliations variées, mais les plus dominantes s'orientent suivant la direction NNE-SSW.

III.2.2.1 Partie Nord

Dans la partie Nord de notre zone d'étude, les coupes 1-1', 2-2' et 3-3' montrent des structures plissées isoclinales. La direction des foliations est de NNE-SSW à pendage fort entre 50 à 80 NW. Les pôles des foliations se concentrent dans la partie SE de la projection stéréographique (Fig. 21) du canevas de Wulff et les grands cercles nous montrent des structures plissées. La trajectoire de la foliation est subhorizontale et tend à être parallèle à l'axe des dômes. Cette structure plano-linéaire est bien développée sur le site. Le long des deux flancs, les leucogneiss granitoïdes, accompagnés par des venues des dykes amphiboliques se mettent en place. Par contre, la partie interne du dôme présente des intrusions granitiques, parfois granito-pegmatitiques (Fig. 11d).

La coupe 1-1' montre une structure isoclinale déversée vers le SE dont les grands cercles du canevas de Wulff sont très serrés dans la partie NW (Fig. 18). Les indicateurs cinématiques observables au niveau de la coupe enregistrent les déformations qu'a subies la région (Fig. 19b et 19c). Ce sont des indicateurs dissymétriques en forme de ä très pincé et serrée qui enregistrent la troisième phase de déformation cisaillante (D3) au cours de laquelle il y a une phase de repos.

Pour la coupe 2-2', l'intrusion granitique montre une structure anticlinale suivant la direction NNE-SSW légèrement déversée vers le Sud-Est. Les couches ont une foliation de tendance générale NE dans son orientation. Elle montre une succession des granites pegmatitiques, des dykes d'amphibolite et des quartzites. Les granites forment un anticlinal et les quartzites occupent les synclinaux.

Les coupes 2-2' et 3-3' (Fig. 21) sont marquées par une intrusion granitique autour de laquelle se développent les leucogneiss granitoïdes. Le mécanisme de compression et du cisaillement favorisent le déplacement des matériaux vers le Sud. Le plus souvent, le style de mise en place des dykes est parallèle à l'encaissant, dont d'épaisseur varie de quelque mètre et peut dépasser 10 mètres en long. Le mécanisme de fragmentation à travers des fractures préexistantes affecte les dykes.

Figure 20. Porphyre de K-feldspath de type 6 dans le paragneiss à biotite mettant en évidence un cisaillement de sens senestre (Harempahasoavana, 2018).

Sur la figure 20, le porphyre de feldspath asymétrique de forme 6 est bien visible au sein du paragneiss à biotite, atteint 1 cm de diamètre. La roche encaissante est gris clair, avec de biotite, le quartz est légèrement gris bleuâtre, type de faciès granulite. Cette forme nous évoque une déformation cisaillante de nature sénestre. La déformation environnante matérialise une schistosité de flux et les rubanements de part et d'autre du porphyre résultant d'une compression à haute pression.

Figure 21. Profils géologiques 1-1', 2-2' et 3-3' effectués dans la partie Nord de la zone d'étude avec leurs projections stéréographiques et rosaces directionnelles respectives (Harempahasoavana, 2018).

III.2.2.2 Partie Centrale

La partie Centrale se distingue des deux autres parties (parties Nord et parties Sud) par la présence de l'affleurement de roche à saphirine et kornérupine. Ces affleurements feront l'objet d'étude spécifique dans la section III.3.

Figure 22. Profils géologiques 4-4' (a), 5-5' (b) et 6-6' (c) effectués dans la partie centre de notre zone d'étude avec leurs projections stéréographiques et rosaces directionnelles respectives (Harempahasoavana, 2018).

La foliation générale est linéaire et subméridienne (NNE). Cette foliation s'observe sur des granitoïdiques intercalés par des dômes granitiques concordants à la foliation suivant une direction allant de N015 à N040. Cette intercalation granitoïdiques est commune dans la partie Nord et dans la partie Sud. Pendant les phases de déformations, la fusion partielle crustale des formations préexistantes donne naissance à des venues granitoïdiques.

La minéralisation en saphirine et kornérupine est typique d'une structure chevauchante (Fig. 22a). Ce sont des minéraux indicateurs du métamorphisme de faciès granulitique (formation basique) et seul le mécanisme de chevauchement peut les remonter en surface. Le plissement et le chevauchement au niveau du gisement de saphirine et kornérupine peuvent résulter d'une compression E-W qui est un fait marquant de la deuxième phase de déformation (D2). Une importante compression E-W favorise la mise en place des roches à saphirine-kornérupine pendant la dernière phase de déformation cisaillante (D3).

Au niveau de la coupe 5-5' (Fig. 22b), le leucogneiss granitoïde est recoupé par une veine quartzique. Elle est fortement déformée, et donne lieu à la formation d'un pli en accordéon (Fig. 23). Le plissement est généré par une contrainte compressive Est-Ouest. L'allure de la déformation observée sur cette figure montre que cette roche a été affectée par une déformation ductile cisaillante de sens sénestre. La deuxième phase de déformation (D2) est le responsable des plis isoclinaux et la troisième phase de déformation (D3) celui du cisaillement.

Figure 23. Mise en évidence de plis légèrement en accordéon dans le leucogneiss granitoïde (Harempahasoavana, 2018).

Le long de la coupe 5-5' et 6-6' (Fig. 22b et 22c), une bande de cisaillement soulignée par les foliations très serrée, rencontrée dans le leucogneiss, enregistre la déformation qui a affectée la région (Fig. 24a et 24b). Le rubanement est d'origine métamorphique et tectonique. Cette allure est caractéristique d'une zone soumise à une contrainte compressive suivie d'un cisaillement. Leur orientation est en relation étroite avec la déformation régionale (D3), elle est concordante à la direction de la ligne cisaillante Betroka. Ce sont des marqueurs synmétamorphiques témoignant une déformation de sens

sénestre dans la région étudiée. En analysant ce mécanisme, nous pouvons en déduire que le rubanement est dû à un système de décrochevauchement.

Figure 24. Affleurement de : a) leucogneiss cisaillé sénéstralement dans l'orthogneiss à biotite ; b) paragneiss cisaillé montrant une structure caractéristique observable dans une zone cisaillante de sens sénestre (Harempahasoavana, 2018).

III.2.2.3 Partie Sud

Les coupes 7-7', 8-8' et 9-9' (Fig. 25) ont été réalisées dans la partie Sud de notre zone d'étude. Ces coupes présentent une structure en dôme et bassin. Les charnières des dômes sont souvent occupées par des intrusions granitiques.

L'étude de ces coupes révèle que la coupe 7-7' présente une succession de plis dont le plan axial subvertical se resserre progressivement vers l'ouest. Cela suggère un sens de détachement des matériaux vers l'Ouest, résultant d'une tectonique détachante et cisaillante.

Dans la partie Sud de notre secteur, nous avons observé des formations boudinées. Ce boudinage marque une segmentation d'un volume de roche due à une compression. Le boudinage d'une roche est fonction de sa rhéologie. Il se développe dans une couche compétente lors d'une compression perpendiculaire à la couche. Le développement du boudinage est sensible à la vitesse de déformation. Le boudinage a lieu lorsque la contrainte appliquée à la roche excède la valeur pour laquelle la roche se fracture. La couche se casse si la contrainte devient supérieure à la résistance du matériel. Un bel exemple de boudinage est bien illustré sur la figure 12c.

Figure 25. Profil géologique de coupes 7-7', 8-8' et 9-9' effectuées dans la partie Sud avec leurs projections stéréographiques et rosaces directionnelles respectives (Harempahasoavana, 2018).

Sur la coupe 9-9' (Fig. 25), du côté ouest de l'intrusion granitique, un dyke amphibolique boudiné asymétriquement apparaît (Fig. 12c et 12d), avec un déplacement relatif des segments. Elle indique aussi le sens du mouvement cisaillant. Le dyke d'amphibolite avait subi une compression latérale suivie d'un cisaillement sénestre suivant la direction N038. Cette segmentation particulière a lieu avant la fin de la déformation. La roche se déforme dans une manière cassante entre l'encaissant qui est le plus souvent ductile. Cette structure nous montre que notre zone d'étude est affectée par un métamorphisme de moyen à haut grade.

Les trois coupes géologiques (Fig. 25) effectuées dans la partie Sud montrent que les intrusions des massifs granitiques provoquent une tectonique détachante témoignée par une structure en boudin serré.

III.2.3 Structure géologique de la zone d'étude

Les études structurales de la zone d'étude vont se baser sur les observations, les analyses et les interprétations des indicateurs cinématiques observables sur le terrain. La structure de Taivo a été interprétée à partir de l'analyse de la trajectoire de foliation mesurée à l'échelle de l'affleurement (centimétrique à métrique). Cette analyse nécessite une bonne connaissance des propriétés physiques de la roche et de comprendre son évolution structurale.

Plus de 60% des foliations mesurées sur le terrain représentent une direction similaire. Les pendages acquis varient entre 20 à 80° vers l'Ouest. Donc, la zone de Taivo correspond à une zone de forte contrainte NW-SE, témoignée par l'orientation des structures NNE- SSE. L'orientation préférentielle des minéraux suggère une forte déformation où la température a joué un rôle important durant la phase de recristallisation des minéraux. Pour la projection stéréographique (canevas de Wulff), la majorité de pôles de foliation se concentre dans la partie SE du canevas (Fig. 26a et 26b) et les grands cercles se serrent vers le NW. La direction générale des foliations est presque subméridienne (Fig. 26c) avec un plongement de 60° vers l'Ouest en moyenne. Les grands cercles serrés mettent en évidence des plis serrés isoclinaux déversée vers le SE. Ils enregistrent la deuxième phase de déformation (D2).

Ceci est encore évident sur le diagramme de rosace de la figure 25c qui nous montre la répartition des directions de la foliation dont la plus dominante est subméridienne. En comparant la rosace directionnelle des linéaments (Tab. 3) avec celui des foliations (Fig.

26c), nous pouvons dire que la direction des linéaments est conforme à celle de la foliation régionale. Cette direction de foliation ou de linéament résulte de succession des événements tectoniques compressifs (D2) et cisaillants (D3) qui ont affectés cette zone.

Figure 26. a) projection stéréographique de foliations ; b) densité des pôles de foliations et c) rosace directionnelle de mesure de l'ensemble des foliations de la zone d'étude (Harempahasoavana, 2018).

Cette région se caractérise par une zone de cisaillement ou «shear zone» avec des foliations verticales, témoins des transpositions de plis de façon parallèle. La trajectoire de la foliation met en évidence une structure fortement plissée et cisaillée dont les matériaux se déplacent sénéstralement vers le Sud. Les diagrammes des foliations montrent cette structure isoclinale serrée et déversée vers l'Est (Fig. 26a). Plusieurs indicateurs cinématiques sont rencontrés dans cette zone : microplis, boudinages asymétriques, bande de cisaillement, minéraux déformés. La plupart de ces indicateurs cinématiques sont associés à une tectonique compressive et extensive.

Les structures observées sur le terrain résultent de la compression ESE-WNW, elles sont bien mises en évidence par les structures plissées, formées par alternance des dômes et bassins. À l'échelle régionale, le cisaillement sénestre est plus fréquent que le cisaillement dextre. Des nombreux critères de déformation cisaillante ayant affecté la région de Taivo- Tsiombe ont été répertoriés (Fig. 13b, 20a, 20b, 20c, 21, 24a, 24b et 40). L'analyse structurale effectuée dans ce travail nous permet d'identifier le sens du déplacement des matériaux géologiques vers le Sud et aussi les différentes phases de déformations.

La considération de différentes mesures de foliation nous a permis à la réalisation de l'esquisse structurale de notre zone d'étude (Fig. 27). La compilation des données linéamentaires à partir de l'image satellite et des données issues des différents profils géologiques permet d'identifier un certain nombre des informations structurales. Les linéaments se superposent directement ou légèrement décalés aux éléments structuraux

du terrain ou encore sont dans le prolongement de ces derniers. Sur tout l'ensemble de la région, les mesures de foliation sont assez homogènes et orientées suivant la direction NE-SW avec un pendage allant de 50 à 80W. La foliation est plissée dans la partie NW de la zone d'étude. La foliation entre le village de Taivo et de Besolohotse a une structure linéaire suivant la direction NNE-SSW. Cette structure linéaire démontre l'existence d'une zone de cisaillement. Cette dernière est encore confirmée par les indicateurs cinématiques observés au niveau des affleurements qui montrent un sens de mouvement vers le Sud.

La superposition des différentes données du terrain nous donne des idées à la conception de l'esquisse géologique de la zone d'étude (Fig. 28). Elle a été réalisée à partir des données lithologiques, données linéamentaires et données structurales. L'ensemble de notre zone d'étude est essentiellement dominé par des leucogneiss granitoïdes. Ils sont parfois envahis par des intrusions granitiques. Les amphibolites se présentent souvent en forme des dykes et sont concordantes à la foliation. La partie Ouest de notre zone d'étude est occupée par des bancs des quartzites où ils apparaissent concordants à la foliation des leucogneiss granitoïdes qui les encaissent. Les mylonites affleurent à 470 m au SW de Taivo et à 370 m au NE de Besolohotse. Les formations spécifiques de la zone d'étude sont représentées par des paragneiss à cordiérite-kornérupine-saphirine. Elles occupent la partie centrale de la zone et le paragneiss à cordiérite-grenat affleure dans sa partie occidentale.

Figure 27. Esquisse structurale de la zone d'étude : Taivo, établie à partir des mesures structurales des affleurements (Harempahasoavana, 2018).

Figure 28. Esquisse géologique de la zone d'étude établie à partir des données issues de la campagne cartographique (Harempahasoavana, 2018).

III.3 Étude gîtologique de la minéralisation en saphirine et kornérupine

Madagascar dispose une grande potentialité minéralogique dispersée dans le socle précambrien et les formations sédimentaires. La plupart des gisements primaires sont surtout concentrés dans le socle cristallin. Dans certaines localités de la partie sud de Madagascar, les principaux minéraux rares sont représentés par la saphirine, la kornérupine, la grandidiérite, la serendibite et la sinhalite (Fig. 29). En observant la carte ci-après, la minéralisation en saphirine et kornérupine est surtout concentrée dans la partie centrale, celle de la ceinture de Betroka et le bloc de Bekily. Les gisements de saphirine et kornérupine découverts à Taivo-Tsiombe n'y sont pas encore répertoriés. La présence du gîte de ces minéraux dans notre zone d'étude contribue à la mise à jour de cette carte.

Figure 29. Principaux gisements des minéraux rares dans le Précambrien Sud de Madagascar (Razakamanana, 1999).

III.3.1 Généralité sur le potentiel minier de Tsiombe

Au cours des travaux de terrain dans la région de Tsiombe, nous avons noté quelques ressources minérales importantes (Fig. 30 et Tab. 4). Ce sont des minéralisations en cordiérite, grenat et apatite que les villageois exploitent artisanalement. Cette région est aussi connue par le gisement de phlogopite de Sakamasy. Les minéraux rares tels que la saphirine et la kornérupine qui font l'objet de notre étude sont parfois trouvés dans le gisement de cordiérite.

Les gisements de phlogopite d'Ankaboa et de Sakamasy se trouvent respectivement à 4 km au Nord-Est et 8 km à l'Est de la ville de Tsiombe (Fig. 30). Le gisement de phlogopite d'Ankaboa qui est associé aux pyrxénites correspond à un gisement de forme lenticulaire de diopsidite à phlogopite encaissée dans le leucogneiss granitoïde. Le gisement de Sakamasy fait partie des grands gisements de mica très connu dans le Sud de Madagascar.

Figure 30. Localisation des principaux gisements importants de Tsiombe (Harempahasoavana, 2018).

Le gisement de grenat, de cordiérite et d'apatite d'Antsiriry se trouve à 12 km au Nord de Tsiombe (Fig. 30). Le gisement de grenat et cordiérite sont encaissés dans le leucogneiss

à biotite. L'association minéralogique est formée par des grenats, des cordiérites, des biotites, des phlogopites et des feldspaths fortement altérés.

Tableau 4. Tableau récapitulatif des principaux gisements de Tsiombe (Harempahasoavana,

Le plus important gisement de cordiérite se situe à Ankarandoha, à 6 km au Nord de la ville de Tsiombe. Ce gisement se trouve dans une structure anticlinale de la zone cisaillante de Tsiombe. C'est du paragneiss à cordiérite d'origine métapélitique et principalement associé avec de l'apatite, grenat et saphirine. L'assemblage minéralogique est formé par cordiérite-grenat-apatite-saphirine. Rappelons que la cordiérite est un minéral métamorphique antistress et typique de faciès granulite.

Figure 31. Quelques photos de ressources minérales aux environs de Tsiombe : a) diopsidite à phlogopite d'Ankaboa ; b) apatite et grenat d'Antsiriry ; c) cordiérite d'Ankarandoha et d) kornérupine de Taivo. (Ibrahim, 2018 ; Botoufafa, 2018 ; Harempahasoavana, 2018).

Le gisement de saphirine et de kornérupine de Taivo se trouve à 4 km à l'Ouest de la ville de Tsiombe (Fig. 34). La paragenèse minérale de Taivo est formée par cordiérite-grenat- apatite-saphirine-kornérupine-phlogopite.

III.3.2 Gîtes minéraux de Taivo

Le gisement de saphirine et de kornérupine est essentiellement compris dans les roches métamorphiques paradérivées, il s'agit du micaschiste à saphirine et kornérupine. Dans ce gisement, la saphirine est fréquemment associée avec la cordiérite, apatite et phlogopite. La saphirine est subautomorphe et couronnée par de la cordiérite et la kornérupine. Les roches à saphirine-kornérupine sont encaissées de façon concordante dans les leucogneiss à cordiérite. La cordiérite apparait en gros cristaux pouvant atteindre 2 cm de diamètre, elle s'associer avec le quartz.

III.3.2.1 Saphirine

La saphirine est un minéral rare essentiellement composé par du silicate de magnésium et d'aluminium dont la formule chimique est (Mg, Al)8 (Al, Si)6 O20. C'est un silicate anhydre. Elle a une couleur bleue ou vert bleuâtre à vert foncé. Le nom saphirine provient de sa couleur bleue comme celui du saphir. La saphirine se cristallise dans le système monoclinique et a un habitus prismatique, tabulaire ou bien se présente en agrégat. La saphirine se forme dans une condition de métamorphisme de haut grade et dans un environnement faible en silice, mais riche en magnésium et aluminium.

Le gîte de saphirine de Taivo se situe à 700 m à l'Ouest du village (Fig. 34). Ce gîte se présente sous forme de lentille de puissance décimétrique. La roche à saphirine est très dure et très lourde. Le corps minéralisé se trouve dans un micaschiste à phlogopite (Fig. 37b).

III.3.2.2 Kornérupine

La kornérupine est un borosilicate qui se cristallise sous le système orthorhombique et de formule chimique Mg3 Al6 (Si, Al, B)5 O21 (OH). C'est un silicate hydraté qui se cristallise dans le système orthorhombique, sa couleur est de vert sombre à vert bleuâtre. La kornérupine se cristallise parfois sous forme d'un prisme allongé, appelée aussi prismatine (Fig. 32a, 39b). Elle peut se présenter également en agrégat prismatique. La kornérupine et la saphirine sont des matériaux de la croute terrestre inférieure qui ont

été transportés vers la surface. La kornérupine est stable à une température voisine de 800°C.

Le gîte de kornérupine de Taivo se trouve dans les roches métamorphiques paradérivées. L'encaissant paragneissique, le micaschiste à phlogopite, s'étend sur 500 m de long suivant une orientation générale N035. Le gneiss à kornérupine a une couleur sombre, grenu avec une texture inéquigranulaire. La taille du kornérupine peut atteindre 16 cm en longueur et 2 cm de diamètre (Fig. 39b). Il se développe dans une bande de micaschiste de direction NE-SW à pendage NW de 75°, se poursuit sur plus de 10 m. L'assemblage minéral est généralement formé par kornérupine-saphirine-cordiérite-biotite #177; feldspath potassique.

Figure 32. Les ressources minérales de Taivo : a) Kornérupine ou Prismatine ; b) Cordiérite ; c) Grenat ; d) Apatite. (Harempahasoavana, 2018).

III.3.2.3 Cordiérite et grenat

Les gisements de cordiérite et grenat de la région d'étude sont nombreux. Le plus remarquable se trouve à 1,7 km à l'Ouest de Taivo, dans le village de Besolohotse. Le gisement se caractérise par l'absence de la saphirine et kornérupine. En revanche, la cordiérite y est abondante et fait le principal objet d'exploitation artisanale du villageois. La cordiérite a une couleur légèrement bleuâtre (Fig. 32b) et se présente en agrégat, aucune face cristalline n'était visible. Elle est associée avec le grenat de type almandin (Fig. 33b et 33c). Ils se disposent dans un filon de paragneiss à biotite.

Cette minéralisation est syn-métamorphique, les porphyres du grenat sont fracturés et les cristaux de cordiérites se disposent suivant la foliation de l'encaissant. Les grenats sont disséminés au sein de l'encaissant, mais très souvent reliés à des microfissures générées par les mouvements de cisaillement.

Figure 33. a) carrière de cordiérite et grenat de Besolohotse ; b) paragneiss à cordiérite (Crd) et grenat (Grt) ; c) cristaux de grenat almandin (Harempahasoavana, 2018).

III.3.3 Étude détaillée du gisement

Plusieurs ressources minérales ont été trouvées à Taivo dont la cordiérite, le grenat, l'apatite, la saphirine et la kornérupine. Pourtant, notre étude se focalise sur l'étude du gisement en saphirine et kornérupine parce que ces minéraux ont une grande importance dans le domaine de la pétrologie des granulites de haut grade. Ce sont des minéraux exotiques rencontrés uniquement dans les formations granulitiques du Précambrien Sud de Madagascar.

Taivo est caractérisé par la présence de gisement de saphirine et kornérupine. Le gisement se trouve approximativement à 700 m à l'Ouest du village et 400 m au Nord du fleuve de Manambovo (Fig. 34). Deux gîtes représentatifs ont été étudiés dont leurs coordonnées géographiques sont référencées sur le tableau 5.

Tableau 5. Coordonnées géographiques en UTM du gisement de saphirine et kornérupine de Taivo (Harempahasoavana, 2018).

La figure 34 nous montre le contexte géomorphologique du gisement de saphirine- kornérupine de Taivo. Les teintes sont associées à l'altitude, les surfaces de même altitude

représentent la même couleur. Cette carte est fondamentale pour caractériser la topographie aux environs du gisement. Nous voyons ici que le gisement se trouve sur le flanc Ouest d'un petit dôme situé à l'Ouest du village de Taivo.

Figure 34. Localisation des gîtes de saphirine et kornérupine de Taivo : a) modélisation numérique 2D ; b) modélisation numérique 3D (Harempahasoavana, 2018).

III.3.3.1 Contexte géologique du gisement

Les gneiss leucogranitoïdiques constituent les formations dominantes de la région. Les formations basiques y sont présentes et affleurent soit sous forme de lentilles (Fig. 11b), soit sous forme de dyke (Fig. 12b et 12c) de longueur métrique à plurimétriques et de puissance allant de 1 à 2 m et parfois même plus.

Les gisements se trouvent sur le flanc Ouest de l'anticlinal à l'WNW de Taivo (Fig. 34a et 34b). Ils sont alignés suivant la direction N035 à N039, avec pendage oscillant entre 70 à 78° vers l'Ouest. L'encaissant est formé par du leucogneiss granitoïde à quartz, K- feldspath de type orthose, plagioclase et quelquefois à biotite. L'abondance du phlogopite est caractéristique. Le niveau minéralisé est enveloppé par du micaschiste à phlogopite, cordiérite, saphirine et kornérupine. C'est un gisement de forme lenticulaire dont la saphirine et la kornérupine constituent des porphyroblastes de la minéralisation (Fig. 35b). L'assemblage minéralogique est le suivant : Saphirine-Kornérupine-Cordiérite- Phlogopite-Enstatite.

Le gîte_1 est un affleurement de roche à saphirine bien individualisé (Fig. 35) et le gîte_2 s'agit d'une ancienne carrière d'exploitation de cordiérite et de kornérupine (Fig. 37).

III.3.3.1.1 Gîte 1

Le gîte_1 est formé par une roche à saphirine de forme lenticulaire, localement boudinée (Fig. 35a). Elle est interstratifiée dans le paragneiss à cordiérite. La saphirine est associée avec la kornérupine et se présente comme des cristaux prismatiques dans la roche paragneissique. La roche à saphirine a une couleur sombre, massive et grenue. Le principal assemblage minéralogique est saphirine-kornérupine-cordiérite-phlogopite. Les saphirines de couleur bleues se disposent comme des cristaux grenus en contact direct avec la cordiérite et la phlogopite. Ils se répartissent comme des amas centimétriques dans la roche encaissante. Des flottes de quartzites et d'amphibolite s'éparpillent aux alentours du gisement.

Les saphirines sont contenues dans une lentille de micaschiste approximativement 2,5 m de long et 40 cm de puissance, intercalée dans le paragneiss à cordiérite suivant la direction N036. À l'oeil nu, cette lentille révèle des cristaux de saphirine d'un bleu intense, de dimensions millimétriques à centimétriques (Fig. 35b). Ils sont plus ou moins alignés suivant une foliation assez régulière marquée par du mica phlogopite. Les kornérupines se présentent en cristaux vert foncé qui peuvent atteindre 5 cm de long et 1 cm de

diamètre. Elles sont noyées dans le mica et sont orientées suivant la schistosité de la roche.

Lentille de micaschiste à saphirine et à kornérupine enveloppée par du paragneiss à cordiérite

Trois parties distinctes ont été identifiées suivant la section 1-2 de direction NW-SE, perpendiculaire à la direction de l'affleurement (Fig. 36b et 36c).

- La partie 1 se trouve au centre de l'affleurement. Elle a une forme lenticulaire de 40 cm de puissance, boudinée et essentiellement constituée par du micaschiste à saphirine et à kornérupine. La kornérupine se présente sous forme des cristaux prismatiques allongés de taille centimétrique.

- La partie 2 qui enveloppe la partie 1 est formée par du paragneiss à cordiérite dont la zone de contact entre ces deux parties est fracturée. Les kornérupines sont moins abondantes et sont de petite taille, tandis que les cordiérites deviennent de plus en plus abondantes.

- La partie 3 constitue la formation encaissante de la partie 1 et 2, c'est un leucogneiss granitoïde à biotite.

Dans cet affleurement du gite_1, les cristaux de saphirine sont orientés subparallèlement à la foliation, ce qui indique que la roche a subi des cisaillements. La direction du corps minéralisé est perpendiculaire à la contrainte maximale. Les cordiérites bleutées sont disséminées dans le paragneiss à cordiérite. La bordure de ce paragneiss directement en contact avec le micaschiste montre une bande cisaillée.

III.3.3.1.2 Gîte 2

Ce gîte correspond à une ancienne carrière d'exploitation artisanale de cordiérite (Fig. 37a), dans laquelle du micaschiste à saphirine est également présent. Les villageois de Taivo y exploitent des cordiérites et ils les connaissent sous le nom de «saphir d'eau» ou «vatomanga».

Figure 37. Présentation du gîte_2 : a) puits d'exploitation de cordiérite ; b) détail de la paroi SW du gîte (Harempahasoavana, 2018). Crd - cordiérite ; Krn - kornérupine ; Phl - phlogopite ; Sa - saphirine ; Vqtz - veine quartzo-feldspathique.

Le gîte_2 se présente sous forme d'une lentille de 35 cm de puissance (Fig. 37b). Il s'agit d'une lentille de micaschiste dont le noyau est occupé par des saphirines. Le tout est encaissé dans le paragneiss à cordiérite. Cette roche encaissante s'oriente selon la direction N038 et de pendage de 75 NW.

Figure 38. Coupe géologique simplifiée de la paroi du gîte_2 suivant la direction NW-SE (Harempahasoavana, 2018)

- La partie 1 forme le corps minéralisé en saphirine-kornérupine-cordiérite. Elle est essentiellement formée par une succession de couche de micaschiste. Du centre vers l'extérieur, nous avons :

? La couche 1 qui se présente sous forme d'une lentille de micaschiste
à saphirine constitue le coeur de la minéralisation, les cristaux bleus de saphirines de dimension centimétrique se dispersent dans cette roche. La répartition des saphirines est très hétérogène. Au milieu, elles sont bien développées dont la taille est de l'ordre du centimètre et sont très nombreux ; et vers le bord, elles sont plutôt rares, mais de petite taille. Les bordures de la lentille sont soulignées par une phlogopitisation surtout au niveau du contact avec l'encaissant.

? La couche 2 est formée par du micaschiste à kornérupine-cordiérite
dont les cristaux de cordiérites englobent les kornérupines. Dans ce niveau, la saphirine est moins abondante, elle est de petite taille que celle de la couche 1. Les saphirines se raréfient vers le bord du corps minéralisé ou

parfois même absente tandis que les kornérupines et les cordiérites sont abondantes.

? La couche 3 constitue l'enveloppe externe de la couche 1 et la couche
2. Elle est encore formée par du micaschiste avec laquelle la proportion en phlogopite devient de plus en plus importante alors que celle de la kornérupine et cordiérite diminue, de même aussi pour la taille du grain de ces deux dernières.

- La partie 2 est un paragneiss à cordiérite, son contact avec la couche 3 de la partie 1 est fréquemment tectonisé et cède une espace pour une veine ou filon quartzo- feldspathique d'épaisseur nettement faible, variant de 2 à 4 cm. Ce filon est dû au remplissage de fractures ouvertes pendant le cisaillement. C'est un filon d'origine magmatique. Il provient du fluide libéré lors de la fusion partielle lors de l'activité métamorphique et circule à travers les fractures générées par le cisaillement. Le filon quartzo-feldspathique a occupé alors toutes les fractures ouvertes.

- La partie 3 est formée par du leucogneiss granitoïde. Elle constitue la roche encaissante de la roche à saphirine-kornérupine-cordiérite.

Le gîte_2 est caractérisé par un affleurement de micaschiste à phlogopite dont le développement des cristaux subautomorphes de kornérupine dans une matrice de phlogopite est très remarquable. La taille de la kornérupine est de l'ordre centimétrique, elle peut aller jusqu'à 12 cm de long et 3 cm de diamètre (Fig. 39b). Dans cet affleurement, la présence d'enstatite est également observée (Fig. 39a) qui est un silicate anhydre du groupe de l'orthopyroxène.

Figure 39. Quelques échantillons de roches à saphirine et kornérupine de Taivo : a) affleurement de micaschiste à Krn-En ; b) beau cristal de kornérupine dite prismatine, 17 cm de long dans le micaschiste à phlogopite (Harempahasoavana, 2018). En - enstatite ; Kmn - kornérupine ; Phl - phlogopite ; Sa - saphirine.

III.3.3.2 Étude structurale du gisement

L'étude des différents indicateurs cinématiques et les déformations observables l'échelle de l'affleurement nous montre un sens de déplacement sénestre. Sur la figure 40, prise au niveau du gîte_2, le filon de quartz apparait comme une fente de tension en échelon. Une déduction possible est de le rattacher à un système extensif dont la réponse distensive est remplie par des filons de quartz et cisaillée vers le Sud.

Structuralement, les deux gisements de saphirine et de kornérupine se trouvent dans un environnement complexe, fortement décompressé, mais en partie cisaillé surtout dans la zone encaissante. L'allure des foliations met en évidence une structure linéaire dont le sens du mouvement vers le Sud-Ouest indique un déplacement sénestre (Fig. 40). Le diagramme de foliation démontre une structure isoclinale déversée vers l'Est (Fig. 26a, 26b et 26c).

Figure 40. Veine de quartz indiquant un mouvement sénestre dans le paragneiss à cordiérite (Harempahasoavana, 2018).

La coupe AB (Fig. 41) nous montre le contexte structural de la position du gisement. La succession des antiformes et des synformes est très répétitive, marquée par l'affleurement des paragneiss à biotite et des leucogneiss granitoïdes. Le gisement se trouve au sein de l'antiforme très réduite, au niveau du plan de chevauchement. L'étude structurale du gisement nous permet d'établir la relation entre les minéralisations en saphirine- kornérupine et les structures de la région. C'est un gisement associé à une zone de cisaillement de type extensive. Le mode de gisement est fortement lié à un système de décrochement et chevauchement.

Figure 41. Esquisse structurale du gisement de saphirine-kornérupine de Taivo (Harempahasoavana, 2018).

Figure 42. Coupe schématique A-B traversant le gisement de saphirine-kornérupine, où l'on montre le chevauchement vers l'Est (Harempahasoavana, 2018).

III.3.3.3 Influence du métamorphisme sur le gisement

Suite à nos observations sur le terrain, nous pouvons avancer que la mise en place du gisement de saphirine et de kornérupine de Taivo est contrôlée par le métamorphisme. La minéralisation est étroitement liée à un métamorphisme de haut grade. La saphirine est un minéral typique du faciès amphibolite à granulite. Le gîte s'est formé lors du métamorphisme de faciès amphibolite à granulite dont le protolithe est d'origine

sédimentaire ou paradérivé. Les cristaux de la saphirine montrent une texture coronitique marquée par le développement d'une couronne de mica autour de la saphirine, résultant du rétrométamorphisme de la saphirine.

Les observations au sein du gîte nous témoignent sa structuration syntectonique. Les cristaux empreintent la direction privilégiée de la contrainte tectonique de la zone. Dans une zone soumise à une contrainte cisaillante intense, les minéraux sont remobilisés. Le fluide magmatique circule dans les parties où il y a une extension. C'est le dynamométamorphisme. Ce gisement est associé à une paragenèse minérale de haute pression issue des métasédiments riche en bore. Le développement des beaux cristaux de kornérupine (Fig. 39b) dans une matrice à cordiérite dénote une phase de relâchement, donc une diminution du facteur pression. Toute fois les deux minéraux, kornérupine et cordiérite, se forment dans des conditions de haute température. Donc, cela caractérise une déformation syngranulitique à amphibolitique ayant affecté ce gisement. Cette phase correspond à un métamorphisme syndéformationnel rétrograde.

Chapitre IV

IV.1 Lithologie et déformation

La ligne cisaillante de Betroka influence les formations géologiques de notre zone d'étude. Le comportement lithologique par rapport à la déformation observée sur le terrain permet d'affirmer avec certitude la continuité de la zone cisaillante de Betroka à Tsiombe. L'orientation générale NE-EW des dykes d'amphibolite traduit une mise en place le long des diaclases générées lors du cisaillement de Betroka.

La zone d'étude est affectée par plusieurs types de déformations qui se sont déroulées en plusieurs épisodes successifs. Trois phases de déformations ont été mises en évidence dans l'ensemble du terrain. Cet argument est compatible aux résultats de nos prédécesseurs de leurs travaux dans le domaine Androyen (Razakamanana, 1990, 1999 ; Collins et al., 2012). La première phase (D1) est responsable de la foliation d'ensemble avec des plis isoclinaux. Cette structure est masquée par les autres déformations (D 2 et D3) et n'en reste que des reliques des minéraux orientés suivant la schistosité (S1). La deuxième phase (D2) se traduit par des plis isoclinaux (P2) de puissances centimétriques à métriques. Ils ont été mis en évidence à travers les coupes que nous avons effectuées. Par lequel les grands cercles du diagramme de foliations nous montrent des plis serrés déversés vers l'Est et dont leurs axes se dirigent vers le NE. Ils sont observables à travers les successions de synclinaux et d'anticlinaux le long des coupes réalisées. Lors du plissement (P2) se mettent en place les granites stratoïdes et la génération des dykes basiques. La troisième phase (D3) est responsable du cisaillement dont le sens du mouvement est vers le Sud (Fig. 13a). Les indicateurs cinématiques observables dans notre zone d'étude nous confirment cette dernière phase de déformation (D3). Les déformations sont liées à une phase de compression et de cisaillement. La phase de compression affectant les dykes basiques se traduit par des boudinages parfois asymétriques, indiquant un régime de déformation non coaxial de sens sénestre. Les dykes d'amphibolites enregistrent les déformations engendrées lors de l'orogénie panafricaine (Razakamanana, 1999). Puis, une décompression isothermale a permis la mise en place des paragneiss à cordiérite, rattachés à l'évènement Panafricain (Ackermand et al., 1989, Razakamanana, 1999).

Les saphirines sont stables à haute température et à haute pression (en profondeur). Ce sont des matériaux de la croûte terrestre inférieure. Elles se trouvent à la base de la stratigraphie et sont ramenées en surface grâce au mécanisme de chevauchement. Dans notre zone d'étude, dans la partie centrale, la roche à saphirine et à kornérupine affleure sur le plan de chevauchement. Ce même contexte géologique se trouve à Ianakafy (Ackermand et al., 1989) et à Vohidava (Razakamanana, 1999) pour les roches à saphirine et à kornérupine.

IV.2 Évolution structurale et tectonométamorphique

Les observations des structures sur le terrain et les échantillons montrent que la zone de Tsiombe a été soumise à un métamorphisme de haut grade. Une contrainte majeure mobilise les roches vers le Sud suite à un chevauchement qu'on peut qualifier à des écaillages tectoniques observables à l'échelle de l'affleurement. Ce phénomène est le responsable de la mise en place de la minéralisation en saphirine-kornérupine. La présence des quartzites dans la partie Sud témoigne une ancienne marge continentale passive (Boger et al., 2014) où les sables se transforment en quartzite sous l'effet de température et de pression pendant le phénomène du métamorphisme. L'orientation préférentielle NNE-SSW des linéaments est conforme à la foliation des formations géologiques de la zone d'étude et est parallèle à ceux de la zone cisaillante de Betroka.

Martelat et al., (2000) a précisé que Betroka est une zone cisaillante dextre. Or, les indicateurs cinématiques que nous avons observés sur notre zone d'étude sont essentiellement dominés par du type sénestre. Pourtant, notre zone d'étude se trouve à l'extrémité Sud de la zone cisaillante de Betroka (ZCB). La ZCB est une ligne de grande déformation cisaillante senestre (Windley et al., 1994, Razakamanana, 1991, 1999) que nous appelons aussi zone cisaillante de Tsiombe (ZCT). Ce contexte est encore vérifié à l'échelle mégascopique en observant le dôme d'Antsiriry et d'Ankaboa situés de part et d'autre de la ZCT. Le dôme d'Antsiriry qui se trouve à l'Ouest de la ZCT se glisse vers le Sud et le dôme d'Ankaboa situé à l'Est de la ZCT montre un mouvement vers le Nord (Fig. 6). D'après nos observations sur terrain, nous nous retenons donc que la ZCB ou bien ZCT est une zone cisaillante senestre.

Dans le cadre de la tectonique, la zone de Tsiombe est interprétée comme une zone clé pour l'étude d'une zone à tectonique cisaillante. La tectonique d'ensemble montre une direction NNE-SSW avec inflexion progressive des couches vers l'Est dans le dôme d'Ankaboa et vers l'Ouest à Antsiriry, au Nord de la ville de siombe. Le plongement des

foliations est presque subvertical. À l'échelle locale, le grade métamorphique augmente progressivement d'Est en Ouest.

L'assemblage saphirine-kornérupine avec le phlogopite a un rôle important dans le métamorphisme. La présence de la roche à saphirine-kornérupine-phlogopite- sillimanite indique un processus de fusion autour de 850°C et 9,5 Kbar (Razakamanana, 1999). La phlogopite indique un milieu de cristallisation magnésienne. L'interaction entre le fluide et la roche a provoqué une phlogopitisation de la roche encaissante. L'association de kornérupine avec les minéraux hydratés comme cordiérite et biotite, ainsi que les cristaux bien développés de kornérupine suggèrent une circulation des fluides métamorphiques (Sharma and Prakash, 2006).

IV.3.1 Saphirine

La minéralisation en saphirine est déjà signalée à Madagascar (Fig. 28) notamment dans la région de Betroka (Lacroix, 1953), à Andriamena (Foissy et al., 1965 ; Goncalves et al., 2004), dans la région de Sakeny (Rakotonanahary, 1968). La saphirine est associée avec la kornérupine dans la région d'Inanakafy (Megerlin, 1968 ; Knorring et al., 1969), à Voronkafotra (Razakamanana, 1986), à Vohidava (Ackermand et al., 1989) et au bloc de Vohibory (Rakotovao, 2009). La saphirine peut se former à une température élevée et à une pression modérée (Harley et al., 1995 ; Podolesskii, et al., 2008). Les paragneiss à saphirine sont des indicateurs d'évolution de T-P (Prakash et al., 2012) et indiquent une température de métamorphisme de haut grade dans des nombreux terrains d'âge Protérozoïque (Mohan et al., 1997).

La minéralisation en saphirine de Taivo se présente sous forme lenticulaire de quelque mètre de puissance. Le porphyroblaste de saphirine est entouré par du mica qui forme une «bowed-out foliation», un témoin du métamorphisme de haut grade (Razakamanana, 1999). L'assemblage saphirine-kornérupine du Précambrien Sud de Madagascar démontre une variation de pression entre 4 à 12 Kbar et de température entre 400 à 1000°C (Razakamanana and Christy, 2001). L'analyse géochimique de la minéralisation en saphirine et kornérupine de notre zone contribuera à la justification de cette affirmation. L'environnement géologique du gisement de saphirine de Vohidava (Razakamanana, 1986, 1990, 1999) est similaire à celui de Taivo. Cela confirme que

Tsiombe est le prolongement vers le Sud de la zone cisaillante de Betroka qui n'est autre que la ZCT.

IV.3.2 Kornérupine

La kornérupine intéresse des nombreux chercheurs, car elle témoigne une zone affectée par un métamorphisme de haut grade et de température modérée (Volkert, 2013). La kornérupine se trouve rarement dans les terrains métamorphiques. Sa présence est surtout marquée dans le faciès amphibolite de haut grade et dans le faciès granulite (Nicollet, 1986, 1990 ; Razakamanana, 1990, 1999 ; Klaska and Grew, 1991 ; Vry 1994). Des corps similaires rencontrés dans le domaine Androyen (Razakamanana, 1990, 1999) sont décrits au gisement de Taivo. Ils sont fréquemment accompagnés par de la cordiérite et du mica phlogopite. La présence de la kornérupine dans le paragneiss à cordiérite suggère un métamorphisme de HT qui a affecté la région.

La minéralisation en kornérupine de Taivo représente un intérêt et importance pétrologique, car elle enregistre l'évolution de l'environnement géologique sur le diagramme T-P (Razakamanana, 1999). Sa présence dans le micaschiste atteste le métamorphisme de pression moyenne de cette zone. Notre zone d'étude fait partie des zones clés pour comprendre l'évolution pétrologique et métamorphique surtout dans le Précambrien Sud de Madagascar.

En se basant sur les minéraux indicateurs du métamorphisme, la zone cisaillante de Tsiombe est affectée par un métamorphisme prograde du Sud vers le Nord. Au Sud, à Taivo, l'assemblage minéralogique est formé par : saphirine-kornérupine-cordiérite- grenat-phlogopite-apatite ; Au centre, à Ankarandoha, l'assemblage minéralogique est constitué par saphirine-cordiérite-grenat-phlogopite-apatite-sillimanite ; au Nord, à Antsiriry : grenat-cordiérite-phlogopite-apatite. En examinant ces différentes associations minéralogiques, les kornérupines trouvées à Taivo sont absentes à Ankarandoha. Les kornérupines sont instables et se transforment en saphirines en fonction de l'augmentation du degré du métamorphisme (P-T). Nous pouvons en déduire donc que le degré du métamorphisme croit vers le Nord et qui est encore confirmé par la présence du gîte de grenat d'Antsiriry, au Nord de Tsiombe.

Conclusion et recommandations

Conclusion

À l'issue de ce travail, nous arrivons à conclure que la majorité des roches rencontrées sur le terrain sont des leucogneiss granitoïdes. Les caractères pétrographiques observés après avoir fait des campagnes cartographiques nous ont permis de distinguer quelques variations lithologiques. Les formations granitoïdiques sont recoupées par des dykes d'amphibolite et des intrusions tardives. Les informations que nous avons accueillies complètent quelques détails sur l'ancienne carte existante et enrichissent les éléments structuraux régionaux de la zone de Tsiombe, surtout la géologie du gisement de saphirine et kornérupine de Taivo. Elles complètent la liste des gisements des minéraux riches en borosilicate inventoriés dans la partie Sud de Madagascar.

Nous avons vu aussi que l'orientation structurale est caractérisée par la dominance de la direction NE-SW. L'ensemble de la région est fortement plissé, marquée par une succession en dôme et bassin étirés. Les données structurales démontrent que la zone est affectée par trois phases de déformations (D1, D2, D3) qui sont groupées en deux types : une déformation souple marquée par des plissements, des mésoplis en accordéons, des boudins asymétriques et le cisaillement, et une déformation cassante qui se matérialise par la présence des dykes basiques et acides. L'analyse structurale des données portant sur les indicateurs cinématiques observables sur le terrain nous a permis de démontrer l'existence d'une zone cisaillante de sens sénestre qui n'est autre que la zone cisaillante de Tsiombe (ZCT). Les informations lithologiques, minéralogiques, structurales et métamorphiques suggèrent que cette région est affectée par un métamorphisme de haut grade, faciès granulite à amphibolite.

La compilation des résultats géostructuraux et gîtologiques nous a permis de conclure que le gisement de saphirine-kornérupine de Taivo-Tsiombe est étroitement lié à un mécanisme de décrochevauchement qui s'est déroulé au niveau d'une zone cisaillante de type extensif.

Des études pétrographiques et structurales ont été développées dans ce mémoire pour mieux comprendre le mécanisme de la mise en place des gisements de saphirine- kornérupine de Taivo-Tsiombe, Sud de Madagascar. Mais pour améliore ce travail dans

le futur, il faut faire encore plus des études approfondies pour avoir des informations plus détaillées sur la formation ou la genèse des gisements. D'ailleurs, l'étude scientifique demande des financements, des matériels modernes et de laboratoire bien équipé par des outils modernes.

Des études pétrologiques seront envisagées pour mettre en évidence la variation du gradient de pression-température affectant les différentes formations géologiques. Il faut aussi appuyer cette étude avec de lames minces pour l'étude pétrologique approfondie des roches à saphirine et à kornérupine. Pour bien comprendre l'évolution géodynamique de Tsiombe, la datation des roches à saphirine et à kornérupine avec ses encaissants devrait être faite en utilisant des techniques modernes. En d'autres termes, une étude géochronologique bien approfondie sur le gisement de saphirine et kornérupine serait nécessaire pour connaître la mise en place de roches minéralisées de Taivo.

Une étude géophysique appliquée serait nécessaire pour établir un modèle tectonique de la région. Pour la télédétection, il faut utiliser des images satellites à haute résolution afin d'identifier les différents faciès lithologiques et les éléments structuraux dans la zone. Il sera aussi intéressant de faire des études géochimiques pour nous donner plus d'information pétrogénétique d'une part, et d'élargir la zone d'études vers le Nord de Tsiombe, le long de la zone cisaillante de Betroka pour avoir encore plus de détails sur la pétrologie comparée des roches à saphirine et à kornérupine d'autre part.

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`` Études géostructurales et gîtologiques du gisement de saphirine et kornérupine de Taivo-Tsiombe, Domaine androyen,

Tsiombe se situe à l'extrémité Sud de la zone cisaillante de Betroka. Nombreux travaux cartographiques ont été effectués dans le Sud de Madagascar, mais notre zone d'étude reste encore peu étudiée. Quelques traits géologiques avec certaines lignes structurales furent ressortis des anciennes cartes et le gisement de saphirine-kornérupine n'a pas été mentionné. De ce fait, cette recherche a été réalisée dans le but de compléter et actualiser les informations lithologiques et structurales de la région. Outre l'étude pétrographique, une attention particulière a été portée sur les gîtes des roches à saphirine-kornérupine. L'analyse de la déformation couplée à l'étude des indicateurs cinématiques identifiés sur ces gîtes met en évidence un système décrochevauchant, un mécanisme structural, considéré comme étant responsable de la mise en place de ces gites. Les minéraux index tels que la cordiérite-grenat-saphirine-kornérupine observés sur notre zone d'étude témoignent un métamorphisme de haut grade. Le gîte de saphirine-kornérupine de Taivo a été mis en place dans la zone cisaillante sénestre de Tsiombe sous un faciès granulite.

Mots clés : gîtologie, saphirine, kornérupine, décrochevauchement, Taivo, Tsiombe.

Abstract

Tsiombe is located at the extremity South of Betroka shear zone. Many cartographic works have been realized in Southern part of Madagascar but our study area remains slightly studied. Some geological features with some structural lines had come out from former maps and sapphirine-kornerupine deposit is not mentioned. Of this fact, this study has been carried out to complete and to actualize lithological and structural information of the region. Besides petrography, this research has a particular attention on sapphirine-kornerupine deposit. Kinematics' fabrics linked to the analysis of the deformation identified on the deposit displays a thrust and shearing system, a structural mechanism, considered as responsible of the laying up of these deposits. The mineral indexes as the cordierite-garnet-sapphirine-kornerupine observed on our study area testify high grad metamorphism. Sapphirine-kornerupine rocks bearing of Taivo have been deposited in Tsiombe sinistral shear zone under a granulite facies.