SOMMAIRE

O-/ REMERCIEMENTS

I -/ INTRODUCTION

II -/ CONTEXTE GEOLOGIQUE

III -/ LE SOCLE ARCHEEN

III-a/ La série silico-alumineuse

III-b/ La série calco-ferromagnésienne

IV -/ LES BASSINS SEDIMENTAIRES

IV -a/ Les bassins sédimentaires sur le socle

IV-b/ Les plaines sédimentaires de l'Ouest

V-/ LE PLIO-QUATERNAIRE

V -a/ La géomorphologie

V-b/ L’hydrogéologie

V -/ CONCLUSION

VI-/ ANNEXE :

VII-/ BIBLIOGRAPHIE

O-/ REMERCIEMENTS

Je souhaite remercier tous les encadreurs de ce stage qui ont su transformer cette expédition extraordinaire en une véritable aventure humaine.

Mr Jean-Lambert JOIN MCF Hydrogéologie Université de La Réunion

Mr Armand MCF Paléontologie Université de Tananarive

Mr Roger MCF Géologie Université de Tananarive

Sans oublier tous les participants, étudiants et professeurs

Jimmy L3 STA Université de La Réunion

Cindy L3 STA Université de La Réunion

Murielle L3 STA Université de La Réunion

Marinah M2 Hydrogéologie Université de Tananarive

Mina M2 Paléontologie Université de Tananarive

Patrick M2 Sédimentologie Université de Tananarive

Gwen MCF Géographie Université de La Réunion

“La science consiste à oublier ce qu'on croit savoir,

et la sagesse à ne pas s'en soucier "

Charles NODIER

I-/ INTRODUCTION

Objectif Mada : un petit pas pour les étudiants, un bon géant pour la géologie de terrain !

Beaucoup de géologues en rêvent, nous, nous l'avons fait ! Oui, du 8 au 16 mars, les licences

STA° (°= Sciences de la Terre et de l'Atmosphère) de l'Université de La Réunion ont effectué

une semaine de stage à Madagascar ! Oui, une semaine sur cette ile au sol rouge latéritique,

qui renferme dans sa structure les étapes de toute l'histoire de la terre !

II-/ CONTEXTE GEOLOGIQUE

Madagascar, ou le musée de la terre

La dislocation du Gondwana, à la fin du carbonifère (environ 280 Ma), marque le début de la

formation de Madagascar.

Séparée de l'Afrique depuis le Jurassique supérieur (160 Ma), l'ile présente un contraste

géologique fascinant.

Sur une coupe allant d'Est en Ouest, vous pouvez escalader les pentes abruptes, qui mènent

sur les plateaux plutoniques et métamorphiques du socle archéen, parsemés de cônes

volcaniques, résultat d'un volcanisme acide relativement récent, avant de redescendre par les

pentes à plus faible pendage qui mènent sur les vallées sédimentaires de la côte ouest.

Ces vallées sédimentaires, constituées essentiellement de grès et calcaires, témoins de la

présence marine, se sont formées durant la phase d'extension qui arrache le bloc malgache du

reste de l'Afrique, au Carbonifère supérieur.

Impressionnant parc géologique, Madagascar présente dans sa géologie un dégradé

pétrologique étonnant, un arc-en-ciel lithologique extraordinaire !

III-/ LE SOCLE PRECAMBRIEN

La majeure partie de la zone axiale de Madagascar repose directement sur le socle archéen et

protérozoïque plus ou moins métamorphisé. Le substrat archéen prédominant au centre s'étend

au nord jusqu' au Massif du Tsaratanana dont le plus haut sommet (vers 2886 m) constitue le

point culminant de l'île. (Cf. annexe 2)

L'Archéen se présente également sur une grande partie de la côte Est et se prolonge jusqu'au

Sud de la province de Fianarantsoa.

On rencontre le Protérozoïque inférieur à l'extrémité sud-est de l'île.

Enfin le Protérozoïque moyen chevauche les deux formations précédentes entre Fianarantsoa

et Toliara.

La région du socle se décompose en trois séries principales:

-la série silico-alumineuse,

-la série des migmatites

-la série calco-ferromagnésienne

Sur notre trajet, nous nous sommes particulièrement intéressés aux séries silico-alumineuse et

calco-ferromagnésienne.

III-a / La série silico-alumineuse

Cette série est constituée de roches métamorphiques riches en silice (SiO2) comme les

quartzites mais aussi de gneiss riches en silicates d'alumine, (Al2SiO5), en particulier, la

sillimanite. (Minéral de haute température).

Sur notre trajet, d'Antananarivo vers Antsirabe (à environ 300 km au sud d'Antananarivo),

nous avons rencontré certains affleurements assez impressionnants,

comme la carrière d'Ambatomaro, de coordonnées; S 18°54'53” E 047°33'54”.

Sur ce site, nous observons un superbe affleurement de migmatite.

Il s'agit d'une roche formée à partir d'un mélange de roche magmatique et métamorphique.

La roche se présente ici sous forme d'élément massif compétent.

Cependant sa partie superficielle présente des fractures intervenues sans qu'il y'ait eu

déplacement. On parle alors de diaclases. On observe ainsi à cet endroit un gradient

d'altération décroissant avec la profondeur.

On observe également sur cette formation plusieurs failles remplies de pegmatite, roche

plutonique à gros cristaux observables à l'échelle macroscopique. On en déduit que la

migmatite a subi à plusieurs endroits des intrusions de dykes de pegmatite.

Il est clair ici que la partie intruse est plus récente.

L'une des failles présente une direction N160 et un pendage 86N.

Ces dykes de pegmatite datent du Panafricain, il y'a environ 560 Ma.

.

On peut distinguer également sur cette formation deux trainées de roche sombre, sur un

ensemble plus clair. On en déduit que la partie claire provient de la cristallisation d'un liquide

magmatique riche en minéraux à faible température de fusion comme le quartz et les

Feldspath, tandis que les zones plus sombres résultent de l'intrusion tardive et de la

cristallisation du magma résiduel riche en ferromagnésiens, minéraux à haute température de

fusion. On parle alors de restite.

Sur le site, on observe également des gneiss très foliés qui constituent le socle, ainsi que des

quartzites à allanites, un sorosilicates monoclinique de formule

Ca(Ce,La)(Al,Fe)3(SiO4)3(OH)

En résumé, les gneiss, plus anciens datent de l'archéen.

L'intrusion du filon de roche sombre, riche en ferromagnésiens et

amphibole date d'il y'a 600 Ma .Enfin les dykes de pegmatite ont affecté

l'ensemble dans le Panafricain, vers -560 Ma.

Dans la région d'Ambatolampy, apparait une série de filons de granite dont la direction

globale est nord-est, sud-ouest. Ces filons résultent probablement de contraintes initiées par la

mise en place, au sud-ouest, du massif volcanique de l'Ankaratra (2643 m).

Ce massif vient appuyer sur la partie centrale de la série silico-alumineuse (cf. annexe),

relique d'une zone de suture du Gondwana. (R.RAMBELOSOVON et al,)

On peut noter ici une altération hydraulique très poussée qui a conduit à la formation de

boules de granite localisées au S 19° 05' 23” E 047°32' 17, 3”.

On parle alors d'une érosion en pelure d'oignons.

La partie du granite se trouvant à l'air libre a été fortement érodée et se présente sous forme

d'éléments sphériques, datés d'il y'a 600 Ma.

La roche subsurfacique très fissurée à certains endroits, est partiellement recouverte d'une

arène granitique (provenant de l'altération de la roche mère) qui se disperse jusque sur les

vallées argileuses alentours.

Une analyse approfondie montre que ce granite, à grains fins est riche en amphibole et micas.

Notons toutefois que jusqu'ici, nous nous trouvons toujours sur le substrat migmatitique

archéen, certes altéré, mais affleurant encore timidement à certains endroits.'

D'ailleurs, du fait de sa structure foliée, la migmatite s'altère beaucoup plus facilement, tandis

que le granite est plus résistant.

Au sud d’Ambatolampy, on trouve une carrière de quartzites,

localisée au point S 19° 37' 39,8” E 047° 20' 16,2”

Sur l'affleurement, on observe une succession horizontale de quartzite et gneiss.

Le quartzite, se trouvant sur le niveau le plus superficiel est parcouru par plusieurs fissures

verticales. Les gneiss sont extrêmement foliés et très altérés. Ils semblent être déformés par

l'action de la pression lithostatique du quartzite sus-jacent.

Ces gneiss et quartzites se révèlent être riches en sillimanite fibrolite.

Nous avançons toujours dans la série silico-alumineuse, dans la sous-série d’Ambatolampy.

Nous sommes dans le bassin d'Antsirabe, à 1450m d'altitude.

Un affleurement positionné au S 19° 56'56,9” E 047° 02' 26,8” attire notre attention.

Dans cette zone creusée par une rivière, on se trouve nez-à-nez avec la roche du socle, très

altérée mais encore reconnaissable. On observe deux couches de gneiss très foliées. Entre les

deux gneiss, une couche de pegmatite, boudinée à certains endroits, vient s'insérer. Cette

couche de pegmatite étant parallèle à la foliation des gneiss, on en déduit que ces deux

formations sont contemporaines.

D'ailleurs, l'ensemble présente une direction N80 et un pendage 75 SE.

Enfin, le tout est maintenant recouvert par des sédiments dont nous détaillerons l'origine et la

nature plus tard.

Au sud d'Antsirabe, se trouve Ibiti.

Dans cette zone, on peut observer des quartzites. Ces roches proviennent de la

métamorphisation des grès, qui caractérisent la présence d'un milieu marin. Nous observons

ici une surface de stratification initiale, S0.

Le quartzite, ici peu métamorphisé, date du Protérozoïque.

Cette invasion marine s'est produite probablement pendant l'obduction du Gondwana.

De plus, on remarque également la présence de traces de rides littorales, caractéristiques du

milieu côtier. Les spécialistes parlent de “ripple mark”.

En bordure du massif Protérozoïque, s'est formé le Cipolin ou Marbre, visible sur

l’affleurement positionné au S 20° 04’ 45,6 ‘’ E 046° 58’ 59 ‘’, vers 1366m d’altitude.

Il s'agit d'un calcaire métamorphique à texture massive due à la recristallisation des

carbonates. Il semble avoir un aspect proche de celui du quartzite mais le test du verre ne

laisse aucune place au doute.

La roche est constituée presqu'exclusivement de cristaux de calcite (carbonate de calcium) ou

de dolomite (carbonate de calcium et de magnésium) recristallisés et jointifs. Elle peut

également présenter des minéraux supplémentaires tels le Diopside (pyroxène) ou la Forstérite

(péridot magnésien).

Pas loin de là, au S 20° 04’ 04’’ E 046° 59’ 03,3’’ apparaît une formidable formation de

micaschistes. Ici nous pouvons voir des micas étonnamment grossiers. Des micas d’une taille

fascinante (de l’ordre du centimètre), comme nous les avons jamais vus.

Nous quittons Antsirabe, et nous voici de retour à Antananarivo.

Nous partons à présent pour Mahajanga, à environ 600 km sur la côte ouest.

Un affleurement de pegmatite apparaît au point S 18° 45’ 45,6’’ E 047° 22’ 17,7’’.

A quelques pas de là nous avons un superbe gneiss à grenat d’extension Est-Ouest. Les

mesures nous donnent une direction N58 un pendage 60W.

Ces formations nous rappellent que nous sommes toujours dans la série silico-alumineuse,

dans la sous série d’Antananarivo.

A l’entrée du village de Mahintsy, vers 1360 m d’altitude, se trouve un imposant affleurement

de quartzite plissé, au point S 18° 45’ 27,5’’ E 047° 21’ 51,7’’.

L’ensemble présente une direction N344 et un pendage 24°W.

On observe ici une linéation de crénulation. Les crénulations sont des microplissements.

Entre les couches quartzeuses apparaît un niveau argileux.

On remarque enfin que ce plissement est anisopaque, c'est-à-dire que les différentes couches

n’ont pas la même épaisseur partout.

Nous avançons vers la ville d’Ankazobe et nous entrons dans une cuesta de granite

stratiforme qui se trouve dans la série silico-alumineuse. Le front de cuesta fait face à l’Est et

le revers présente un pendage ouest.

Nous sommes à présent à la sortie d’Ankazobe, au point S 18° 16’ 34’’ E 047° 08’ 29,3’’, sur

des blocs imposants de charnockite. Il s’agit d’un type de granite à hyperstène, très folié. Ici

on mesure une direction de foliation d’environ N010.

Nous observons au loin, une surface d’aplanissement au niveau duquel affleure le socle

protérozoïque, à une altitude d’environ 1637 m. Une telle surface se forme à une période où

l’on a plus de mouvements verticaux. Ici les mouvements verticaux ont cessé depuis le

Jurassique. A partir de cette période, l’érosion à pris le dessus sur l’érection. Ainsi ces terrains

évoluent vers un relief de pénéplaine.

Nous sommes à présent dans la rivière Namokomia,

au point S17° 40’ 57,1’’ E 046° 57’ 16,8’’, à 647 m d’altitude.

Ici la rivière s’est mise en place dans un lit de roche riche en quartz et feldspath.

Il s’agit d’un granite stratoide qui repose sur un socle de migmatite.

Sur le granite stratoide on observe un contact assez franc d’un niveau quartzo-feldspathique

et l’ensemble plutôt ferromagnésien.

On peut penser que ce niveau clair est en fait un granite pauvre en ferromagnésiens, que l’on

pourrait appeler leptynite. (R.RAMBELOSOVON et al, 2008)

Le plan de foliation correspond ici à une surface structurale.

L’ensemble présente une direction N020 et un pendage 20W.

La région d’Andribe est connue pour ses gneiss à amphibole et ses ortho-amphibolites.

Nous sommes à la limite de la série silico-alumineuse, dans la sous-série d’Andribe.

Cette sous-série se caractérise par son granite stratifié et ses roches riches en sillimanite

prismatique.

Nous quittons à présent la série silico-alumineuse. Nous retiendrons toutefois que cette série

se décompose en trois ensembles.

La sous-série d’Ambatolampy, au sud d’Antananarivo (granite et quartzite).

La sous-série d’Antananarivo (migmatite et quartzite).

La sous-série d’Andribe (granite et gneiss à amphibole)

III-b/ La série calco-ferromagnésienne

C’est l’une des trois séries qui composent le socle archéen.

Il se caractérise par des roches riches en minéraux ferromagnésiens comme les pyroxènes et

les amphiboles.

Sur notre trajet, nous allons surtout rencontrer la sous-série de Maevantanana.

Au point S 17° 12’ 45,1’’ E 046° 53’ 16,1 ‘’ à 315 m d’altitude, apparait un affleurement de

micaschistes. On remarque également la présence d’amphibole.

Cet ensemble présente un pendage vers l’Ouest.

Au point S 17,2° 02’ 21,7’’ E046° 48’ 32,2’’ à 173 m d’altitude, se trouve un massif de

granodiorite, daté d’il ya 670 Ma. La diorite est une roche grenue riche en Feldspaths

potassiques et alcalins. Lorsqu’elle contient également des plagioclases, on parle de

granodiorite. Ce massif comprend des enclaves de roches riches en plagioclases et pyroxènes.

Il s’agit de blocs de gabbros arrachés dans la croûte profonde.

.

A l’entrée de Maevantanana,

au point S 16° 57’ 30,3’’ E 046° 49’ 26,1’’ vers 66 m d’altitude, affleure un ensemble de

roche dures et riches en minéraux verts ; l’amphibole.

Il s’agit en fait d’une ortho-amphibolite.

Le massif présente une direction N160 et un pendage 40W.

On est au point S 16° 56’ 57,9’’ E 046° 50’ 41 ,6 ’’ vers 94 m d’altitude

sur des leptynites à quartz plissées et étirées,

Ici, on remarque que le plan axial est parallèle à la foliation et on mesure un plongement vers

l’Ouest. Nous sommes dans la série calco-ferromagnésienne à leptynites.

La limite de la sous-série de Maevantanana, met fin ici à la série calco-ferromagnésienne

au S 16° 55’ 27,1’’ E O46° 53’ 42,8’’ à 151 m d’altitude, où affleurent des quartzites striés.

Ces stries de couleur sombre sont le produit de la précipitation d’un gel de silice riche en fer.

Le test avec la boussole met en évidence la présence de magnétite dans le quartzite.

Il s’agit de ces raies sombres que les spécialistes appellent ‘Banded Iron Formation’ ou BIF.

On mesure sur ces formations en place une direction N260 et un pendage 20°W.

IV -/ LES BASSINS SEDIMENTAIRES

On distingue deux groupes de bassins sédimentaires rencontrés ; les bassins situés sur le socle

et ceux se trouvant dans les plaines de l’Ouest.

IV- a/ Les bassins sédimentaires sur le socle

Sur le socle, nous rencontrons deux bassins majeurs de sédimentation ; la plaine d’Onive, au

sud d’Ambatolampy et le bassin en hémi-graben d’Antsirabe.

Dans la plaine d’Onive, s’est mise en place une sédimentation datée du Pliocène.

Sur les bordures des rizières, la stratigraphie des sédiments apparaît très clairement. Comme

par exemple, ici au point S 19° 30’ 20,3’’ E 047° 25’ 50,6’’ où nous avons une succession de

dépôts qui montre une séquence de débordements.

Des niveaux de grès plus ferrugineux marquent la période d’émersion, pendant laquelle le fer

a pu être oxydé par l’oxygène atmosphérique.

Dans les zones les plus exposée aux conditions atmosphériques (précipitations et

ensoleillement), l’infiltration de l’eau a crée des fractures de dessiccation. La partie la plus

superficielle de la roche est ainsi complètement lessivée par la circulation de l’eau de

ruissellement qui lui soutire ses minéraux.

Seuls subsistent les minéraux les moins solubles, comme l’aluminium et le fer.

On parle alors de bauxitisation, la bauxite étant la roche résiduelle de ce processus.

La roche mère, une fois lessivée laisse place à ce qu’on appelle une cuirasse latéritique.

Un tel processus nécessite bien attendu un climat arrosé et fortement ensoleillé, ou une

alternance d’immersion et d’émersion.

Le bassin d’Antsirabe repose sur un hémi-graben bordé au nord-ouest par le massif

volcanique d’Ankaratra et au sud-est par la faille normale majeure de Botampona et la faille

mineure de Mandray. Ces deux failles présentent une pente adoucie par l’érosion.

Au delà de Botampona se trouve un piton phonolitique relativement récent.

Ce bassin se situe à 1450 m d’altitude.

La stratification des dépôts s’observe facilement au niveau des terrasses alluviales, comme

celle située au S 19° 56'56,9” E 047° 02' 26,8”.

Ici nous avons plusieurs séquences de granoclassements décroissants vers le haut qui

montrent un affaiblissement du courant.

Ces séquences marquent les niveaux de comblement.

Nous observons également des niveaux d’argiles rouges.

Ce sont des niveaux d’oxydation qui correspondent aux périodes d’émersion des dépôts

concernés.

En effet, le contact avec l’oxygène atmosphérique favorise l’oxydation du fer.

A certains endroits, les couches de sédiments s’amincissent au contact du socle gneissique.

Il se forme alors un biseau sédimentaire. On parle de discordance en biseau.

Les niveaux supérieurs des sédiments sont recouverts de blocs et galets trachytiques. Ces

galets proviennent essentiellement de l’érosion des failles normales du Sud-est (Botampona et

Mandray).

Ces conglomérats trachytiques sont eux même recouverts par des coulées volcaniques

basaltiques, produit du volcanisme du massif d’Ankaratra, situé au Nord-ouest du bassin.

Ces massifs basaltiques ont subi également une altération en pelure d’oignons et présentent le

schéma classique du gradient d’altération décroissant avec la profondeur.

Enfin la limite inférieure des ces coulée, fait apparaître la surface du paléo-relief

En somme, sur les gneiss et pegmatites du socle s’est mis en place une série de sédimentation

datée du Pliocène (silt, cendres, galets trachytiques…).

Avec la formation du relief, il eut un arrêt de la sédimentation et aplanissement.

Enfin, les coulées basaltiques se mettent en place sur le paléo-relief dans le Plio-Quaternaire.

Dans le bassin d’Antsirabe, se trouve le lac Andraikiba. Il s’agit en fait d’un lac de cratère

d’environ 1 km de diamètre. Il s’est formé après une violente explosion phréatomagmatique

datée du Plio-Quaternaire.

Tout autour de ce lac, se sont déposés les retombées volcaniques ainsi que les blocs de

pegmatite arrachés dans la chambre magmatique au moment du cataclysme.

IV-b/ Les plaines sédimentaires de l'Ouest

Les vallées de l’ouest se caractérisent par un important couvert sédimentaire dont une grande

partie est fossilifère. La sédimentation malgache commence au Carbonifère supérieure et

s’étend jusqu’au Jurassique Supérieure. Cette période est appelée le Karoo.

A la sortie d’Ankazobe, au point S18° 14’ 58,2’’ E047° 11’34,1’’, vers 1636 m d’altitude,

la bauxite s’est mise en place sur le socle granitique.

Ce dépôt est favorisé ici par les battements des nappes, qui induisent une alternance

d’oxydation et de réduction.

C’est pendant la phase de réduction que se produit la concrétion du fer et de l’aluminium.

Nous observons ici une bauxite rubanée.

La bauxite se forme lorsque l’altération prédomine sur l’érosion.

En période de surrection, l’énergie potentielle des dépôts est plus grande, l’érosion est ainsi

favorisée.

Cette bauxite s’est formée à partir du Jurassique, à l’arrêt des mouvements verticaux.

Dans le bassin de Tsararano, vers 98 m d’altitude, les sédiments recouvrent le socle archéen,

formé de schistes altérés.

Ces sédiments sont facilement identifiables au point S16° 48’44,8’’ E046° 59’58,5’’. Il s’agit

de grès foliés qui datent du Trias. Sur cette stratification, on remarque l’absence du Primaire,

totalement érodé dans cette région.

Sur les grès triasiques, se sont déposés des conglomérats avec des galets de quartz arrondis.

Ce dépôt renseigne sur la présence d’un paléo-chenal dans les environs. Les galets de quartz

sont en fait arrondis par le transport hydraulique.

On rentre dans la formation monoclinale de l’Isalo, vers 90 m d’altitude

(S16° 43’29,7’’ E047° 04’0,8’’).

Cette formation est constituée de grès sableux (du Trias au bajocien) : le grès d’Isalo, de

faciès continental, à stratification entrecroisée et intercalation d’argiles rouges.

Nous remarquons un granoclassement vers le haut, ce qui renseigne sur la présence d’une

berge. Les fréquents changements de lit des rivières sont à l’origine de cette stratification

entrecroisée (en tresses). On parle de chenaux anastomosés.

A partir de cette zone, apparaît un banc repère de bois carbonisé qui s’étend jusqu’à l’Ouest.

L’ensemble de ces formations a un pendage très faible mais correspond à une importante

épaisseur de sédiments. On en déduit que cette région a subi une très forte subsidence et en

parallèle une forte sédimentation.

On remarque que dans ces formations gréseuse, se développent préférentiellement les

palmiers, tandis que les formations argileuses voient pousser plutôt les jujubiers.

Dans ces parties argileuses (Lias (Jurassique inférieure) au Bajocien (Jurassique moyen)), ont

été trouvés des fossiles d’amphibiens, (S16° 37’34’’ E047° 05’20,6’’, vers 76 m d’altitude).

Le lias marque en fait l’apparition des reptiles.

On y trouve également une association sporo-pollinique.

Le Bajocien et Bathonien se caractérisent par des marnes et calcaires, plus durs. On parle de

faciès mixte. C’est dans ces terrains, (S16° 31’ 31,2’’ E 047° 06’11,6’’, vers 79 m d’altitude),

que l’on a trouvé des fossiles de dinosaures, notamment ceux du Bothryos spondylus

madagascariensis qui pouvait atteindre les 20 m de hauteur.

Le Jurassique supérieure est affecté par une faille majeure active qui recoupe les étages allant

du bathonien au portlandien. Cette faille décale les séries sédimentaires. On a ainsi le

Tithonien (Portlandien) à l’ouest et le bathonien à l’est.

A cet endroit, S16° 21’0,8’’ E 047° 04’ 35,8’’ à 72 m d’altitude, on a trouvé des fossiles

d’ammonites et de perysphinctidés. On y découvre également beaucoup de rostres de

bélemnites, un céphalopode dont l’apparition date du valanginien. Enfin, on y trouve d’autres

espèces fossiles comme le Duvalia dilatata…

Nous rentrons dans la cuesta du Crétacé supérieur de direction nord-sud, qui chevauche le

Cénomanien. On remarque une lacune du Barrémien et de l’Aptien.

Cette cuesta est formée de grès et calcaires de faciès continental. Le front de cuesta est ici

creusé par la rivière Betsiboka, qui forme ainsi un réseau hydrographique cataclinal. Le

sommet de cuesta se trouve à 150 m d’altitude, ce qui nous fait une hauteur de cuesta

d’environ 80 m.

Nous atteignons ici le maximum transgressif. On a trouvé dans cette zone, S16° 22’15,2’’

E046° 57’02,6’’, à 101 m d’altitude, des nodules, des pinces de crabes (Albien) et d’autres

morceaux d’os de fossiles marins, dans les parties silto-marno-argileuses.

Le parc national d’Ankarafantsika repose entièrement sur les grès continentaux du

Cénomanien.

Les coulées de basalte sakalavite marque ici la limite supérieure du Turonien et annonce

l’entrée dans la cuesta du Campanien. Ici apparait plusieurs buttes témoins, formant des tables

avec un couronnement de calcaire d’âge maastrichtien.

On arrive de nouveau dans les niveaux gréseux.

Le sommet de la cuesta du Campanien date du Danien (limite supérieur du Crétacé

supérieur). Ici nous retrouvons la stratification entrecroisée vue plus haut.

On rentre à présent dans le Pays des dinosaures.

Dans cette vallée, véritable cimetière du Secondaire, on trouve des fossiles de dinosaures, de

tortues, de crocodiles, de poissons et d’oiseaux. Parmi les dinosaures, le groupe des

théropodes est considéré comme celui des ‘méchants’ tandis que les sauropodes représentent

les ‘gentils’. C’est ici, que les paléontologues de l’Université d’Antananarivo, en

collaboration avec une équipe américaine ont monté un dinosaure entier, seulement avec les

ossements découverts dans cette région de Mahajanga.

Dans ces terrains, on rencontre beaucoup de blocs de calcaire, indices de la présence marine.

L’Eocène marin (début du Tertiaire) apparaît assez bien sur la plage de Mahajanga, à 5 m au

dessus du niveau de la mer. Ici affleurent des conglomérats à galets de quartz sur un calcaire

bien lité.

Au bas du jardin d’Amour, on observe une belle stratification qui montre une succession de

calcaire et d’argile (ou marne). Les niveaux marneux proviennent d’un mélange d’argile et de

calcaire.

Cette séquence traduit plusieurs variations du niveau marin ou plusieurs changements

climatiques, dus aux variations à l’échelle du million d’années des paramètres orbitaux.

Sur cet ensemble s’est déposé un niveau de conglomérats plus récent.

Le Pliocène continental apparaît bien sur la plage, au nord de la ville de Mahajanga.

Le volcanisme qui a affecté cette région provoque une surrection au milieu du Tertiaire. Ceci

a favorisé l’érosion à l’origine de l’absence du Miocène et de l’Oligocène.

Pendant le Pliocène, la distension reprend. La présence du milieu continental explique les

dépôts d’argiles, de grès et de calcaire lacustres. Enfin la latérisation visible actuellement s’est

mise en place dans le post-Pliocène.

Le fameux cirque rouge se trouve au nord de Mahajanga. Ici, on peut observer une

stratification très bien conservée des dépôts du Pliocène.

En somme, nous retiendrons que ces vallées sédimentaires de l’ouest se caractérisent

par une forte épaisseur de sédiments sur un faible pendage. Sur sa structure en marge passive

d’Est en Ouest, le bassin de Mahajanga conserve les étapes sédimentaires du Trias jusqu’au

Pliocène, mis à part bien attendu les quelques hiatus de sédimentation dus à l’érosion.

V-/ LE PLIO-QUATERNAIRE

Les lavakas sont ces grands effondrements dus à l’érosion. En saison pluvieuse, l’eau de

pluie s’infiltre dans l’arène granitique. Cette circulation d’eau souterraine soutire de la matière

au sol. Ainsi, par soutirage hydraulique, on a une perte de matière vers le bas, ce qui provoque

ces effondrements brusques en formes de coeur et à pente quasiment verticale. (Figure 26,

annexe)

Les méandres abandonnés

On observe souvent les méandres abandonnés dans les cours d’eau à virages étroits et

rapprochés, qui serpentent dans les vallées. En cas d’augmentation du débit (crue), la rivière

déborde et le courant est déversé dans le lit directement en aval.

La rivière abandonne donc le chenal initial, qui se trouve ainsi ‘court-circuité’.

CONCLUSION

En somme, on constate qu’à travers les temps géologiques, Madagascar a presque

parfaitement conservé dans sa structure les étapes d’une grande partie de son histoire

magmatique, sédimentaire et géodynamique.

Aujourd’hui, les L3 STA restent fiers.

Fiers d’avoir pu déchiffrer une partie de l’histoire, gravée sur les roches de l’île rouge.

Fiers d’avoir marché durant une semaine, sur les plus grandes pages de l’histoire de la terre.