CONTROLE   DES  GITES SECONDAIRES  DE PIERRES PRECIEUSES

Contextes géologiques

Le socle cristallin de la région d’étude

La plupart des roches se trouvant au Sud de Ranotsara ont été déformées et métamorphisées dans le faciès granulite et le faciès amphibolite. La figure 5 montre les différentes ceintures magmatiques proposées par Windley (1994) et qui sont surtout soulignées par des alignements de phlogopite. Bésairie (1973) et Hottin (1976) ont reconnu les caractères lithologiques de ces ceintures. Les limites entre les ceintures sont marquées par des zones de plusieurs dizaines de mètres de large avec un gneiss délicatement rayé que la littérature a interprété comme zone de cisaillement ductile. En particulier, deux ceintures linéaires (Ampanihy et Betroka) peuvent être facilement définies et servir à distinguer des ceintures contiguës qui sont caractérisées par des plis complexes. Les interprétations et les données isotopiques de chaque ceinture sont données ici : D’Ouest en Est, ces ceintures sont : La ceinture du Vohibory consiste en orthogneiss à sillimanite-grenat et en paragneiss à disthène qui sont intercalées dans des couches épaisses de marbre et d’amphibolite. La ceinture est formée de plus de 55 lentilles de chromite serpentinisée, encaissées dans de l’harzburgite et de la lherzolite associés à un « pillow-bearing » d’amphibolite, metagabbro, metatroctolite. Les minéralisations rencontrées sont à Mn, Fe et Cu qui sont probablement des restes d’ophiolites d’après Orloff (1951). Les roches de base ont été converties par un métamorphisme de haute pression (9-11,5 kbar) et se seraient stabilisés dans le faciès granulite à grenat (Nicollet, 1983 ; 1990a). La ceinture d’Ampanihy est une proéminence large de 20 km, linéaire, escarpée, ductile, formant une ceinture de cisaillement soulignée par un gneiss à hornblende-biotite et graphite. Une linéation minérale plonge doucement vers le Nord est observable et interprétée par certains auteurs comme étant une linéation d’intersection, mais par d’autres comme une linéation d’étirement. Deux lentilles homogènes de labradorite à bythownite et d’anorthosite à zonation de leuconorite avec des textures magmatiques bien conservées présentent une recristallisation, avec une refoliation de l’anorhosite et de la leuconorite. Cette ceinture a été interprétée comme étant une zone de cisaillement dextre dans un domaine ductile tandis que d’autres suggèrent que les anorthosites aient été déformées au sein d’une zone du cisaillement pur. La ceinture de Bekily large de 50 km est formée de paragneiss à sillimanite-cordiérite-grenat et est une remarquable couche continue de métasédiments. La minéralisation en phlogopite est caractéristique de cette ceinture. La ceinture de Betroka, linéaire et escarpée, large de 20-50 km, consiste en un gneiss à sillimanite, cordiérite et grenat et qui contient des couches de métasédiments et un « crustal melt » de 11 granite (Nicollet, 1985). Une ceinture de gneiss à hypersthène affleure dans la partie Nord de la ceinture de Beraketa où plusieurs discordances sont observées. Les dykes d’amphibolite intercalés dans le gneiss à hypersthène sont partiellement déformés. Ces relations rendent compte du métamorphisme de faciès granulite inférieur suivie d’un cortège filonien et d’une intrusion de dyke dans le faciès amphibolite. Ackermand et al. (1989) ont identifié un escarpement, thermodynamiquement presque isothermale de la trajectoire P-T (10 à 4 kbar à 1000-800°C) à Vohidava. La réaction ci-après enstatite+sillimanite ⇔ saphirine+cordiérite indique des conditions de haute température et de haute pression (9,5 kbar et 950 °C) dans le faciès granulite. Les conditions du métamorphisme près d’Ihosy suggèrent que la migmatisation se soit faite à une pression de 5-5,5 kbar et une température supérieure à 700°C. Dans plusieurs zones de la ceinture, des mylonites de 10m de puissance sont associées à des gneiss porphyroclastique. La ceinture de Tranomaro large de 40-60 km est caractérisée par du paragneiss, d’orthogneiss et des couches de métasédiments qui contiennent des concentrations d’urano-thorianite et des filons de granite. Les borosilicates de haute température se sont formés dans le paragneiss. Paquette et al. (1994) obtenaient un âge de 1,71 Ga par la méthode U-Pb sur zircon des gneiss et localement le granite migmatitique du Vohimena, qui forme une nappe conforme dans le gneiss, à un âge minéral de 565+/-7 Ma par la méthode Sm-Nd en roche totale et qui a été interprété comme étant l’âge de la cristallisation du granite. Les âges par la méthode U-Pb sur la monazite et le zircon d’un dyke de granodiorite à grenat non-déformé discordant d’Ihosy ont cédé un âge de 561+/-12 Ma. Ces chercheurs ont considéré cet âge pour dater le métamorphisme du faciès granulite qui était contemporain à l’emplacement des dykes de charnockites. Andriamarofahatra et al. (1986) ont obtenu un âge 565+/-15 Ma sur les zircons d’une pyroxénite de la ceinture de Tranomaro. Le zircon dans les veines de la calcite a un âge U-Pb de 523+ /- 5 Ma qui représente l’événement panafricain le plus tardif dans cette ceinture. La ceinture soulignée par les formations de Fort-Dauphin et des chaînes Anosyennes montre une certaine linéarité. Elle est formée par du gneiss à grenat et cordiérite. Elle est homogène. Ces gneiss à cordiérite-grenat sont traversés par des réseaux de veines sombres atteignant 40 cm de large, avec des minéraux de feldspath potassique. L’ensemble est affecté d’une recristallisation charnockitique (Bazot, 1974). Le gneiss à grenat est affecté par une tectonique à laquelle sont associés des plis isoclinaux atteignant 80 m de puissance. Les charnockites des chaînes Anosyennes ont des âges modèles de 2,1-2,8 Ga par Sm-Nd (Paquette et al. en 1994). Il se situe au Protérozoïque Inférieur. Une datation en U-Pb sur les zircons de la charnockite donne un âge de 570+/-3 Ma qui a été interprété par Paquette et al. (1993,1994) comme étant l’âge de la cristallisation du protolithe de granite dans des conditions du faciès granulite.

Les occurrences sédimentaires du bassin de Morondava

Les formations du bassin, datées du Carbonifère Supérieur jusqu’à la fin du Trias, sont divisées en trois unités majeures: le groupe de Sakoa, le groupe de Sakamena, et le groupe de l’Isalo. Généralement, la succession entière varie de 3000 à 4000 m de puissance mais pouvant atteindre 11000 m dans la partie Sud. Les sédiments du Jurassique, par contre, sont plus minces et dépassent rarement 200-300 m de puissance pour les parties affleurantes et plusieurs centaines de mètres en subsurface.

Le groupe de la Sakoa

Cette unité du Karroo inférieure se serait déposée du Carbonifère Supérieur jusqu’au Permien Moyen. Quatre subdivisions de la lithologie sont reconnues dans ce groupe et qui sont de la base au sommet: – La série fluvio-glaciaire à tillites (50 à 100 m de puissance), des schistes noirs (de puissance maximale 450 m) avec les grès périglaciaires à gros grain qui présentent des ripple-marks et comportent des lits de calcaire ; – La séquence à charbon (100 à 150 m de puissance totale au Sud du fleuve Onilahy), est composée de grès arkosique à gros grain avec une stratification croisée, des lits conglomératiques à joints minces de charbon (1 à 10 m de puissance) et schiste; – La « série rouge » continentale composée de grès arkosique verdâtre à gros grain, conglomératiques avec alternance de « siltstone » pourpre à schistes rouge brun. Des intercalations de calcaires sont localisées dans le schiste et dans la section supérieure de la série; – Le calcaire du Vohitolia, qui marque les premières incursions marines à Madagascar. I.3.2.2 Le groupe de la Sakamena D’après Bésairie, la Sakamena a une puissance approximative de 1080 m à 2750 m entre les fleuves Mangoky et Onilahy et atteint 4000 m au Sud du fleuve Onilahy. La base est conglomératique ; il est discordant au dessus du groupe de la Sakoa et présente une discontinuité de faciès remarquable en affleurement. Trois subdivisions sont distinguées : 16 – la Sakamena inférieure (Permien Supérieur) dans son ensemble est une séquence grise légèrement verdâtre de « silt » épais et schiste vaseux qui s’alternent avec des lits de grès grossier. C’est un faciès principalement continental avec des formations marines enregistrées dans la section supérieure représentées par les carbonates ; – la Sakamena moyenne (Permien Supérieur à Trias Supérieur) est une séquence de schiste marin ou lagunaire dans un environnement marin avec une puissance moyenne de 200 à 300m, réduite à 80 m au Nord du fleuve Onilahy ; – la Sakamena supérieure (Trias Moyen et Supérieur) présente une lithologie à dominance gréseuse avec alternance plus ou moins régulière de niveaux schisto-pélitiques, de grés calcaires. Certains de ces grès s’altèrent facilement en boule. Sa puissance est d’environ 400 m dans la partie Sud du bassin, 600 m à 800 m au Nord de la plaine de Mangoky (vallée de Sakeny).