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Géographie physique régionale d’Andriamena
La région étudiée appartient à la zone des Hauts plateaux. C’est une pénéplaine profondément érodée et latéritisée, couverte de prairies et déchiquetée par un chevelu hydrographique très serré, drainé presque entièrement par la Mahajamba.
Orographie
La moitié nord de la zone est constituée dans sa partie centrale par une zone de collines. Elle est limitée à l’Est et à l’ouest par deux Tampoketsa qui sont d’immenses plateaux légèrement ondulés et limités par des falaises. Ce sont, à l’Est la Tampoketsa de la Menazomby ou de Bevoromay qui se poursuit sur l’est d’Andilamena, et Tsaratanana au nord et à l’ouest la bordure orientale du Tampoketsa du Kamoro qui se développe principalement sur Maevatanana. L’altitude moyenne de ces Tampoketsa est de 1100 à 13000m. La zone des collines a une altitude voisine de 800-900m. Ces collines, orientées en gros nord-sud sont entaillées par une multitude de lavaka et de vallées.
La moitié sud présente un relief plus varié. L’ossature de sa partie occidentale est constituée par le massif montagneux de l’Andravainafo. Le point culminant en est l’Andravainafo, 1414m. Elle est limitée à l’ouest par une barrière rocheuse d’environ 200m qui domine la région d’Andriamena. Vers l’est de cette dernière, le relief est beaucoup plus accidenté. C’est le massif migmatito-granitique constitué par des échines rocheuses coupées par des vallées encaissées, barrées de nombreuses chutes. (PIERRE, 1995)
Enfin la vallée de la Tsilaninarivo sépare ce massif des contreforts sud du Tampoketsa de la Menazomby.
Hydrographie
Les pluies abondantes qui tombent de novembre à février-mars sont acheminées vers le Canal de Mozambique par une multitude de ruisseaux et rivières, drainés par trois fleuves : Mahajamba , le Kamoro, le Betsiboka. Durant l’été tous ces cours d’eau ont un régime torrentiel et ont des variations de régime considérable en quelques heures. En effet, les précipitations ne sont retenues par aucune végétation et ruissellent à la surface de la latérite qu’elles dégradent à un rythme accéléré. Durant l’hiver ces rivières sont très rarement asséchées.
Mahajamba draine les 5/6ème de la région. Il la traverse du sud au nord avec une inflexion SE-NW dans la moitié nord. Son cours suit un tracé sinueux. Il est barré de rapides ou bien s’étale dans des plaines alluviales inondées plusieurs mois pendant l’année. Son débit solide est considérable et en rend la navigation impossible. Les alluvions récentes sont perpétuellement remises en mouvement (PIERRE, 1995)
Climat
Madagascar est soumis à un climat tropical. La région fait partie du versant Ouest de l’Ile caractérisé par la faiblesse de l’humidité opposée à une plus grande chaleur ; mais du fait de sa localisation sur les hauts plateaux malagasy, son climat est alors fortement corrigé par l’altitude. Le régime climatique qui régit Andriamena est donc de type tropical sec de haute altitude.
Les principales saisons de l’année sont :
• Saison chaude et pluvieuse, du mois de décembre à mai, durant laquelle la hauteur de pluie est la plus grande. C’est également la période cyclonique à Madagascar.
• Saison fraîche et sèche entre le mois de juin à septembre pendant laquelle la température la plus basse est de 18°C. (PIERRE, 1995).
Intersaison très chaude et sèche avec une température atteignant 33°C aux mois d’octobre et novembre. La température moyenne annuelle observée dans toute la région est environ de 25,5°C (RAFEHIZATO, 2006) (Voir tableau 1)
Contexte géologique de la zone d’étude
Généralités sur la géologie de Madagascar
Le Socle cristallin précambrien occupe les deux tiers (2/3) orientaux de Madagascar, alors que les formations sédimentaires de l’époque Phanérozoïque affleurent sur son tiers restant notamment de la partie Ouest et Sud de l’île.
Les formations sédimentaires sont constituées essentiellement de sédiments du Paléozoïque Supérieur (Carbonifère-Permien) au Crétacé avec un peu d’Éocène à l’Actuel. De l’autre côté, le socle cristallin précambrien représente l’extrémité orientale d’une chaîne orogénique panafricaine. Cette chaîne orogénique a été édifiée entre 800 et 500 Ma, le long de la marge orientale du Continent Africain : la Chaîne Mozambicaine (Martelat, 1998).
La plus grande partie de Madagascar a vu son accrétion se réaliser au travers de plusieurs phases orogéniques échelonnées sur plus de 3 milliards d’années. Le socle cristallin précambrien est constitué par cinq domaines tectono-métamorphiques : Antongil et Masora, Antananarivo, le bloc Ikalamavony – Taolagnaro – Ampanihy, Vohibory, et Bemarivo (figure 2). Ces composants du socle cristallin ont été pris et repris par les différents événements orogéniques et tectono-métamorphiques qui se sont succédés et qui les ont déformés et redéformés au cours des temps géologiques (Collins et Windley, 2002 ; Martelat, 1998). La nappe de Tsaratanana, antérieurement appréciée comme constituant à part entière du socle cristallin de Madagascar (Collins et al, 2005), n’est plus considérée comme telle du fait de son caractère allochtone.
Elle est formée d’un socle migmatitique plus ou moins rubané, avec des alternances de composantes pétrographiques de méta – ultrabasites et de métabasites de nature supracrustale rendant compte d’un rifting avorté (Martel-Jantin et al, 1988) encore immature (Rakotomanana, 1996). La nappe de Tsaratanana, elle – même, constituée de trois ceintures magmatiques (ceinture de Maevatanana, ceinture d’Andriamena et ceinture de Befandriana-Alaotra-Beforona), serait charriée sur le bloc d’Antananarivo. Elle est intrudée par des unités mafiques-ultramafiques d’âge 790/810 Ma (Guérot et al. 1990).
Approche géologique d’Andriamena
En première vue, cette région est caractérisée par des produits des recouvrements latéritiques dont l’épaisseur atteint plusieurs mètres. Le paysage est constitué par les lavaka : ce sont des sortes d’entonnoirs d’érosion à parois subverticales qui entaillent les flancs des collines. Leurs formes sont très variées, et leurs dimensions passent de quelques dizaines à quelques centaines de mètres, avec des profondeurs atteignant 10 à 20m. Ces lavaka semblent résulter du glissement de loupes d’argiles latéritiques sur leur soubassement rendu glissant par la nappe aquifère. Ils mettent à nu des affleurements qui, sans leur existence auraient été cachés par le recouvrement (RASOLOMANANA et al, 2010)
Au point de vue géologique, la région d’Andriamena est sur le socle cristallin précambrien malgache et elle appartient à la ceinture d’Andriamena de la Nappe de Tsaratanana qui aurait été charriée sur les formations gneissico-migmatitiques du domaine tectono-métamorphique d’Antananarivo, charriage qui se serait faite suivant une vergence Est (Key, 2008). L’unité d’Andriamena (UA) se serait mise en place à la faveur d’un système de rift dans un environnement de marge immature (Rakotomanana, 1996) de type andin (Gonçalvès, 2002).
La région d’Andriamena (figure 1) est formée par deux entités géologiques qui sont :
• l’UA, d’âge Archéen, avec des gneiss mafiques encaissant des corps lenticulaires ultramafiques;
• des intrusions circonscrites de nature granitique et granodioritique dont le massif de Vohombohitra datée du 595 Ma (Roïg et al, 2008) ainsi que son cortège pegmatitique associé.
À l’Est du fleuve Betsiboka, l’UA est constituée (Gonçalvès, 2002) par les formations de la série charnockitique composite à texture magmatique généralement bien préservée malgré une polygonation poussée des minéraux. Cette série charnockitique composite est constituée (i) d’une alternance de niveaux acides et de niveaux basiques et (ii) de petits corps noirs localisés, bien lités et plissés de métagabbro, d’enderbite et de charnockite. Actuellement, on comprend l’unité d’Andriamena comme étant une entité géologique qui dérive de l’orthogneissification d’un complexe rubané stratiforme daté du 2900Ma avec notamment des strates d’ultrabasites à rubanement de chromitite sub-massive à massive (RATEFIARIMINO et al, 2008).
Les corps mafiques – ultramafiques de la région d’Andriamena diffèrent fondamentalement des intrusions mafiques – ultramafiques de Madagascar par le fait qu’elles ne développent pas trop les phases mafiques qui sont estimées à moins de 20 % en volume. Ils sont distribués suivant trois faisceaux sub-parallèles de direction générale nord-sud (Rakotomanana, 1996) : le faisceau occidental à l’ouest du fleuve Betsiboka, le faisceau central et le faisceau oriental à l’est du fleuve Betsiboka ; ces deux derniers faisceaux étant concernés par la présente étude.
L’UA a été structurée par trois événements tectono-métamorphiques successifs (i) au 2450 – 2500 Ma, un métamorphisme à ultra haute température (UHT) à saphirine (1050C / 11,5 kbar)
(Roïg et al, 2008 ), (ii) un métamorphisme granulitique au 800 Ma à 900C / 7 Kbar à 600-760C/ 6-8 Kbar (Martel et al, 1998) et (iii) au 530 – 500 Ma, un événement tectono-métamorphique à 550-600C / 4,5 à 5,5 Kbar (Roïg et al, 2008) accompagné d’un magmatisme alcalin responsable de la mise en place du Massif de Vohombohitra.
Sur le plan des déformations, deux phases D1 et D2 ont été décrites par les auteurs antérieurs (Martel et al, 1998): une déformation D1 due à un raccourcissement vertical engendrant des plis isoclinaux d’axe subhorizontal. À D1 est associée une schistosité S1. Une deuxième déformation D2 qui résulte d’un raccourcissement horizontal E -W ainsi que de la verticalisation de la foliation générant le replissement des plis associés à D1, matérialisés par des plis asymétriques et des plis déracinés au niveau des métagabbros et les charnockites, d’axe de direction N – S et d’une foliation pénétrative S2 de direction générale N – S.
Une dernière déformation D3, mise en évidence ultérieurement à D1 et D2 (RATEFIARIMINO et al, 2008), est due à l’intensification de la force compressive E – W de la phase de déformation D2. D3 se manifeste par une foliation pénétrative S3 qui a transposé les foliations antérieures ainsi que des cisaillements senestres de direction généralement NNW – SSE à N – S.
Les placers alluvionnaires, avec des concentrations intéressantes en or, sont localisés sur les versants et aux pieds des massifs de gneiss et de migmatites à amphiboles, d’amphibolites et d’amphibolo-pyyroxénites situés principalement sur la partie Est de la région. Ils longent le cours d’eau d’Androfia qui draine les alluvions. (Roïg et al, 2008)
GÉNÉRALITÉS SUR LES GISEMENTS DES MINERAI D’OR
Définition
Un gisement minier est une concentration naturelle d’un ou plusieurs minéraux dans la roche hôte. La forme varie en fonction de la nature complexe du dépôt, telle que les couches, la dissémination, les veines, pliées et déformées. Il peut être exposé à la surface ou caché sous des collines stériles, du sol agricole, du sable, de la rivière et de la forêt.
Un dépôt minéral peut être qualifié d’économique ou non économique en fonction de son utilisation industrielle. Par exemple, les minéraux de quartz sont économique en tant que sable de silice utilisé dans l’industrie du verre ou de l’optique ; le même minéral n’est pas économique lorsqu’il accueille l’or comme veine de quartz aurifère, ou se place comme constituant des roches qui hébergent le cuivre, le zinc et le minerai de fer. Il est ensuite éliminé sous forme de gangue, de résidus ou de déchets (GANDHI, 2016).
Les différents types de gisement d’or à Madagascar
Il existe deux types des gisements aurifère connus à Madagascar : les gisements primais et les gisements secondaires.
Les gisements primaires
Les gisements primaires, mis à part les filons barytiques aurifères de l’Andavakoera, à la limite socle sédimentaire de l’extrême Nord-Ouest, se trouvent tous dans les terrais métamorphiques précambriens, sous forme de veines ou filon quartzeux discontinus, ou en minéralisation disséminée dans divers faciès de schistes cristallins. On distingue trois grandes catégories :
• Les gisements appartenant au domaine Archéen ;
• Les gisements appartement au domaine Protérozoïque
• Les gisements liés à la tectonique permo-triasique
Gisements primaires appartenant au domaine Archéen
Ces sont les plus nombreux. Ils se présentent le plus souvent sous forme de veines interstratifiées qui peuvent être associées :
– À des séries de roches amphibolique basique comme les cas de Maevatanana ; Andriamena, Alaotra, Ampasary.
– À quartzites à magnétite au Maevatanana, à la falaise orientale du Sud d’
Antananarivo et du Sud-Est, plus accessoirement Andriamena et Beforona Alaotra ;
– Aux séries silico-alumineuses du type Ambatolampy-Andriba (quartzite, gneiss, migmatites, micashistes alumineux et souvent graphiteux) dans la région d’Ambatolampy et d’Andriba, Ouest Antananarivo, série de Sahantana et de Vavatenina, plus accessoirement série de la Maha et Vohilava-Ampasary et Sud-
Est :
– À ces trois types se surimpose un type lié aux intrusions granitoïdes tardives qui affectent localement les faciès énumérés ci-dessus, par remobilisation du stock aurifère, sous forme de filons péribatholiques, de stockwerks et de minéralisations
diffuse dans les tactites.
L’interférence des phénomènes intrusifs avec les anciennes séries porteuses constitue le métallotecte le plus favorable.
Gisements primaires appartenant au domaine Protérozïque
Ils sont associés aux faciès à micashiste ou à quartzites de la série schisto-quartzo-calcaire, transformés soit par un métamorphisme régional, soit par un métamorphique de contact intrusif. Ils apparaissent le plus souvent sous forme de disséminations de sulfures aurifères.
Les deux cas-types les mieux connus sont :
– La région de Betsiriry (Est de Miandrivazo) où les indices aurifères se regroupent dans la zone de passage entre les gneiss migmatitiques et la série épimétamorphique schisto-quarto-calcaire (front de migmatites) ;
– La région d’Itea où les indices s’alignent dans les formations plus ou moins silicifiées (tactites) bordant le massif granitique intrusif d’Itea.
Gisements primaires liés à la tectonique permo-triasique
Ce sont des filons vrais, constitués par des remplissages quartzo-barytiques de fractures, avec or natif et sulfures associés. Ce type ne se rencotre que sur la bordure socle-sédimentaire de l’extremité Nord de Madagascar, sur une centaine de kilomètres entre la vallée du Sambirano et la côte Est.
Gisements secondaires
Ils résultent de l’altération météorique des gisements primaires et de la concentration de l’or par les eaux de surface, cette altération conduisant à la transformation en latérite des roches encaissantes. Une partie de l’or libéré migre vers le bas et peut éventuellement former des concentrations d’intérêt économique à la limite de la roche saine. On distingue :
– Des gisements éluvionnaires dans lesquels le matériel latéritique a été transporté le long des pentes, sur une faible distance. L’effet de gravité peut provoquer localement des enrichissements en or, même si le gisement primaire originel a des teneurs tés faibles.
– Des gisements alluvionnaires anciens où les alluvions aurifères plus ou moins consolidées, forment des terrasses surélevées le long des vallées et entaillées par les cours d’eau actuels ;
– Des gisements alluvionnaires actuels où les sables et graviers aurifères forment le lit actuel des cours d’eau.
Suivant les cas, l’or peut provenir, soit du démantèlement des terrasses anciennes, soit directement de l’érosion des gisements primaires ou éluvionnaires. À cause de de leur facilité d’exploitation, ces gisements sont actuellement les plus activement exploités les orpailleurs.
Table des matières
I-1 GÉNÉRALITÉS SUR LA ZONE D’ÉTUDE
I.1.1 Localisation géographique
I.1.2 Géographie physique régionale d’Andriamena
I.1.3 Contexte géologique de la zone d’étude
I.2 GÉNÉRALITÉS SUR LES GISEMENTS DES MINERAI D’OR
I.2.2 Les différents types de gisement d’or à Madagascar
I.2.3 Les minéralisations aurifères à Madagascar
I.2.4 L’or d’Andriamena
II.1 LE CHAMP MAGNÉTIQUE TERRESTRE
II.1.1 Composante du champ magnétique terrestre
II.1.2 Représentation analytique du champ géomagnétique
II.2 PROSPECTION AÉROMAGNÉTIQUE
II.2.1 Acquisition des données
II.2.2 Document de base
II.2.3 Présentation des données
II.3 TRAITEMENT DES DONNÉES
II.3.1 Réduction des mesures à la même époque
II.3.2 Anomalies magnétiques
II.3.3 Le champ IGRF
II.3.4 Transformation des anomalies magnétiques
II.3.5 Méthode de cartographie de données
III.1 Carte d’anomalies magnétiques
III.2 Carte d’anomalies réduite au pôle
III.3 Carte de gradient vertical
III.4 Carte de signal analytique
III.5 Carte de Déconvolution d’Euler
DISCUSSIONS
CONCLUSION ET PERSPECTIVES
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES ET WEBOGRAPHIQUES
ANNEXE 1 : LES MINÉRAUX D’OR
ANNEXE 2 : LES ALLIAGES DE L’OR
