cnrs-cggm 92-31

DOCUMENTS
CENTRE
ET TRAVAUX
GEOLOGIQUE
NUMERO
ET GEOPHYSIQUE
31
ETUDE DE LA SUBSIDENCE DU BASSIN
SEDIMENTAIRE
DE MORONDAVA (MADAGASCAR)
DANS LE CADRE DE L'EVOLUTION
GEODYNAMIQUE
MARGE EST-AFRICAINE
par
Félix RAJAOMAZAVA
Centre Géologique et Géophysique
Université des Sciences et Techniques du Languedoc
34095 - MONTPELLIER
Cedex 5 - France
- avril 1992 -
DE LA
ISSN - 0755 267 X
ISBN - 2-907826-10-7
Ce mémoire a fait l'objet d'une Thèse de Doctorat (Spécialité Géophysique) soutenue le 20
juin 1991 à l'Université des Sciences et Techniques du Languedoc, devant un Jury composé de
Mrs P. LOUIS, R. GUIRAUD, J. GOSLIN, D. MOUGENOT et G. VASSEUR.
pour obtenir cet ouvrage, veuillez adresser vos commandes au :
LABORATOIRE DE GEOPHYSIQUE
Service Documentation
Université Montpellier II - Sciences
34095 - MONTPELLIER CEDEX 5
France
A la mémoire de mon père,
A ma mère et ma tante,
A Saholy, Tolotra, Dina et Njara,
A ma famille.
"Ny hevitra tsy azo tsy amin'Olombelona"
"(Les idées ne viennent que par des échanges entre les Hommes)"
i
Table des matières
AVANT-PROPOS
...................................................................................................... 7
INTRODUCTION
GENERALE .............................................................................. 9
CHAPTTRE I :
GEOLOGIE
DES BASSINS MALGACHES
ET ESTAFRICAINS................................................................................................................
L INTRODUCTION ..............................................................................................
II. LES BASSINS DE MADAGASCAR
...............................................................
1. LE BASSIN DE MORONDAVA
.................................................................
a- Stratigraphie ............................................................................................
* Le Karroo ............................................................................................
* Le
post-Karroo ....................................................................................
b- Tectonique ...............................................................................................
2. MECANISME POSSIBLE DE MISE EN PLACE DU BASSIN SEDIMENTAIRE DE MORONDAVA
(Madagascar) ............................................
a- Premier cas .............................................................................................
b- Deuxième cas .........................................................................................
c- Interprétation ..........................................................................................
3. LE BASSIN DE MAHAJANGA
..................................................................
4. CONCLUSION
SUR LES BASSINS MALGACHES .................................
III. LES BASSINS EST-AFRICAINS
...................................................................
1. LES BASSINS DU MOZAMBIQUE
..........................................................
a- Stratigraphie ............................................................................................
*
Les formations Karroo ........................................................................
* Le
post-Karroo ....................................................................................
b- Tectonique ...............................................................................................
c- Volcanisme ..............................................................................................
2. LES BASSINS COTIERS DE TANZANIE ................................................
a- Stratigraphie ............................................................................................
* Le Karroo ............................................................................................
* Le Post-Karroo ...................................................................................
b- Tectonique .............................................................................................
3. LES BASSINS COTIERS DU KENYA .......................................................
a- Schema Structural ...................................................................................
b- La Région de Mombasa ..........................................................................
* Stratigraphie .......................................................................................
* Structure .............................................................................................
c- Le Bassin de Lamu ..................................................................................
IV. CONCLUSION
SUR LES BASSINS ..............................................................
II : LES DIFFERENTS
EPISODES SEDIMENTAIRES
CHAPITRE
ET TECTONIQUES ..................................................................................................
I. LES EPISODES SEDIMENTAIRES
................................................................
1. INTRODUCTION ........................................................................................
2. L'EPISODE KARROO ................................................................................
3. L'INSTALLATION
DU DOMAINE MARIN .............................................
4. L'EPISODE MARIN DU JURASSIQUE MOYEN ET SUPERIEUR ........
5. L'EPISODE REGRESSIF DU CRETACE INFERIEUR............................
6. L'EPISODE MARIN DU CRETACE SUPERIEUR A L'EOCENE
MOYEN ...........................................................................................................
7. LA REGRESSION OLIGOCENE
....................................,..........................
8. SUBSIDENCE DES MARGES AU MIOCENE ..........................................
9. LA REGRESSION PLIO-QUATERNAIRE
................................................
15
15
15
15
15
15
19
19
22
24
24
24
27
27
28
28
28
28
28
31
33
33
36
36
36
39
42
42
45
45
45
46
48
53
53
53
53
56
58
58
58
60
60
60
10. CONCLUSION
SUR LES EPISODES SEDIMENTAIRES
.....................
II. LES DIFFERENTS EPISODES TECTONIQUES
ET LES STADES
DE LA MARGE EST-AFRICAINE
D'EVOLUTION
..........................................
1. INTRODUCTION:
.....................................................................................
2. LE RIFTING AU KARROO ........................................................................
a- Les rifts et la tectonique synrift...............................................................
b- Les manifestations tectoniques au niveau de la chaîne du Cap ..............
c- Magmatisme ............................................................................................
3. LA TECTONIQUE FINI-KARROO
............................................................
4. LA TECTONIQUE DE LA FIN DU LIAS ..................................................
5. L'EVOLUTION
EN MARGE PASSIVE .....................................................
6. L'INFLUENCE
DU RIFTING OLIGOCENE ET ACTUEL ......................
7. MECANISMES
POSSIBLES D'AMINCISSEMENT
CRUSTAL DANS
LE CAS DE LA MARGE EST-AFRICAINE
..................................................
a- Zone sud ..................................................................................................
b- Zone nord ................................................................................................
............................
8. CONCLUSION
SUR LES EPISODES TECTONIQUES
76
76
76
78
DE MADAGASCAR
.....................................
CHAPITRE
III : CINEMATIQUE
I. ETAT "INITIAL" ................................................................................................
1. INTRODUCTION
........................................................................................
2. TRAVAUX ANTERIEURS
.........................................................................
3. NOUVEL AJUSTEMENT PROPOSE .........................................................
a- Ajustement d'après les structures majeures ............................................
..................
b- Ajustement d'après les unités structurales métamorphiques
II. L'EPISODE DE LA DERIVE DE MADAGASCAR
VERS LE SUD .............
DE L'OUVERTURE
1. CHRONOLOGIE
......................................................
2. LES BASSINS SYN-COULISSAGE
...........................................................
................
3. LES DOMAINES GEODYNAMIQUES
POST-COULISSAGE
III. CONCLUSION
SUR LA CINEMATIQUE
.....................................................
81
81
81
81
83
83
85
85
88
91
91
93
CONCLUSION
SUR LA GEOLOGIE
....................................................................
.............
DU PROBLEME
CHAPITRE
IV : APPROCHE
GRAVIMETRIQUE
I. INTRODUCTION
...............................................................................................
II. ETABLISSEMENT
DE LA CARTE D'ANOMALIE
DE BOUGUER ...........
1. LES DONNEES ...........................................................................................
2. LA STATION DE REFERENCE .................................................................
............
3. ERREUR SUR LA VALEUR OBSERVEE DE LA PESANTEUR
DE BOUGUER ..............................................
4. LA CARTE D'ANOMALIE
III. LES MODELES ...............................................................................................
.....................................................................
1. CHOIX DE LA REGIONALE
2. LES DENSITES ............................................................................................
3. MODELISATION ........................................................................................
........................................
IV. AUTRES CONSIDERATIONS
GEOPHYSIQUES
V. CONCLUSION
......................................................
SUR LA GRAVIMETRIE
DE LA
D'ETUDE ET D'INTERPRETATION
CHAPITRE
V : METHODE
SUBSIDENCE
............................................................................................................
I. METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE .................................................
1. DEFINITION DE LA SUBSIDENCE ..........................................................
2. FACTEURS INTERVENANT
DANS LE CALCUL DE LA SUBSIDENCE
............................................................................................................
a- Age de dépôt ...........................................................................................
b- Compaction des sédiments ......................................................................
61
62
62
62
62
65
65
70
71
73
73
97
103
103
103
103
104
106
106
109
109
109
110
114
114
117
117
117
119
119
119
iii
c- Paléobathymétrie
de dépôt ......................................................................
d- Variations eustatiques ............................................................................
e- Calcul de la subsidence tectonique
........................................................
DE LA SUBSIDENCE
II. INTERPRETATION
...................................................
1. MODELE D'EXTENSION
INSTANTANEE
(Mc Kenzie, 1978) .............
2. MODELE D'EXTENSION
FINIE (Jarvis et Mc Kenzie, 1980) .................
VARIABLE .....................................................
3. MODELE D'ETIREMENT
4. LA COURBE DE SUBSIDENCE
...............................................................
a- La subsidence initiale : ............................................................................
b- La subsidence thermique .........................................................................
c- L'ajustement
de la courbe théorique .......................................................
126
126
128
130
131
131
131
134
134
134
134
AU
CHAPITRE
VI : APPLICATION
DES MODELES DE SUBSIDENCE
BASSIN DE MORONDAVA .....................................................................................
I. INTRODUCTION
...............................................................................................
DE LA SUBSIDENCE
.........................................
II. ETUDE QUANTITATIVE
1. LES DONNEES UTILISEES .......................................................................
a- Leur origine .............................................................................................
b- Les puits ..................................................................................................
2. LES COURBES DE SUBSIDENCE
............................................................
DE LA SUBSIDENCE
...............
3. EVOLUTION SPATIO-TEMPORELLE
4. LES PUITS FICTIFS ....................................................................................
DE LA SUB5. INTERPRETATION
DES PHASES D'ACCELERATION
S)DENCE ..........................................................................................................
6. LES COURBES D'ISOSUBSIDENCE
TECTONIQUE CUMULEE A
DIFFERENTES
EPOQUES .............................................................................
a- A la fin du Karroo ...................................................................................
b- Fin du Jurassique moyen .........................................................................
c- Fin du Crétacé .........................................................................................
d- Subsidence tectonique cumulée actuelle .................................................
e- Le toit du substratum ...............................................................................
f- Conclusion ..............................................................................................
.................................
7. ESTIMATION DU COEFFICIENT D'EXTENSION
a- En modèle d'extension homogène ..........................................................
b- En modèle d'extension non homogène ...................................................
III. ETUDE COMPARATIVE
DE LA SUBSIDENCE .........................................
ET TRANSFOR1. ENTRE LES MARGES PASSIVES DIVERGENTES
MANTES..........................................................................................................
2. ENTRE LES MARGES DE L'AFRIQUE DE L'EST ET DE MADAGASCAR..........................................................................................................
164
CONCLUSION
171
GENERALE ..................................................................................
137
137
137
137
137
137
139
139
142
145
148
148
148
154
154
154
155
156
156
158
162
162
ANNEXES ...................................................................................................................
175
REFERENCES
193
BIBLIOGRAPHIQUES
.................................................................
iv
Liste des figures
Fig.l : Carte de localisation des bassins est-africains .................................................
Fig.2 : Carte géologique simplifiée de Madagascar ....................................................
Fig.3 : Carte de l'extension des faciès Karroo malgache ............................................
Fig.4 : Log Stratigraphique du bassin de Morondava .................................................
Schéma structural du bassin de Morondava ....................................................
Fit.5
.....................................
Fig.6 : Coupes interprétatives dans le bassin de Morondava
Fig.7 : Mise en place du bassin sédimentaire de Morondava ......................................
Fig.8 : Log stratigraphique du bassin de Majunga ......................................................
Fig.9 : Schéma structural du bassin de Mahajanga et coupe .......................................
Fig.10 : Carte géologique simplifiée de Mozambique .................................................
Fig. 11 Carte géologique du bassin de Rovuma et Log strati ....................................
Fig.12 : Carte tectonique du bassin sédimentaire de Mozamb.....................................
Fig.13 : Tableau des unités stratigraphiq. du delta de Zamb ........................................
Fig.14 : Tableau de corrélation des niveaux repères sismiq........................................
Fig.15 : Carte géologique simplifiée de Tanzanie .......................................................
Fig.16 : Log stratigraphique simplifié de Tanzanie .....................................................
Fig.17 : Carte structurale de Tanzanie .........................................................................
Fig.18 : Coupe interprétative du bassin de Tanzanie ...................................................
Fig.19 : Carte géologique et structurale du Kenya .......................................................
Fig.20 : Log stratigraphique synthétique des bassins Kenyan .....................................
Fig.21 : Coupe sismique interprétée près de Mombasa ...............................................
Fig.22 : Coupe sismique interprétée de la région de Lamu ..........................................
Fig.23 : Tableau de corrélation des séries Karroo .......................................................
Fig.24 : Extension des équivalents karroo malgaches ..................................................
Fig.25 : L'installation du domaine marin au Jurassique inf.........................................
................................................................
Fig.26 : Les grans épisodes géodynamiques
de L'Afrique
....................................
Fig.27 : Types des bassins Permo-carbonifères
Fig.28 :Chronologie d'apparition des bassins ..............................................................
Fig.29 : Coupes géologiques des bassins de rifts Karroo .............................................
Fig.30 : Magmatisme d'époque Karroo en Afrique de l'Est ........................................
Fig.31 : Détermination radiométrique des âges des éruptions ....................................
...............................................
Fig.32 : Schéma d'ouverture des bassins Est-africains
Fig.33 : Mouvement de poinçonnement du Sud au Karroo .........................................
Fig.34 : Coupe sismique interprétant le basculement marginal ...................................
Fig.35 : Les différents stades d'évolution de la marge E-A.........................................
Fig.36 :Schéma structural du Rift Est-africain .............................................................
Fig.37 : Etapes de l'évolution des fossés des Kerimbas ..............................................
......................................
Fig.38 : Mécanismes d'extension de la marge Est-africaine
Fig.39 : Anomalies magnétiques dans le bassin océan. somal.....................................
Fig.40 : Paléoposition de Madagascar ..........................................................................
Fig.41 : Ajustement d'après la direction des unités métamor......................................
du Callovien au SO ....................................
Fig.42 : Structure tecto-synsédimentaire
de
la
dérive
de
Fig.43 : Etapes
Madagascar vers le Sud ..............................................
Schéma
d'ouverture
des
bassins malgaches ...................................................
Fig.44 :
Domaines
....................................................
Fig.45 :
géodynamiques post-coulissage
des
stations
Carte
de
gravimétriqu ................................................
Fig.46 :
répartition
du
bassin de Morondava ..................................
Carte
d'anomalie
de
Fig.47 :
bouguer
secteur
étudié
............................................................
Carte
du
Fig.48 :
topographique
Carte
de
du
Moho
isostatique .......................................................
Fig.49 :
profondeur
de
de
la
densité
en fonction de z .......................................
Courbes
variation
Fig.50 :
Modélisation
de
la
Fig.51 :
régionale isostatique .........................................................
Modélisation
des
épaisseurs connues par les forag........................................
Fig.52 :
Modélisation
de
la
totalité du bassin ...............................................................
Fig.53 :
10
16
17
19
20
21
23
25
26
29
30
32
34
35
37
38
40
41
43
44
46
47
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55
57
59
62
63
64
66
67
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74
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77
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84
86
87
89
90
92
105
105
107
108
110
111
112
113
v
Fit.54
Fit.55
Fig.56 :
Fit.57
Fit.58
Fit.59
Fig.60 :
Fig.61 :
Fig.62 :
Fig.63 :
Fig.64 :
Fig.65 :
Fig.66 :
Fig.67 :
Fig.68 :
Fig.69 :
Fig.70 :
Fit.71
Fig.72 :
Fit.73
Fit.74
Fit.75
Fig.76 :
Fit.77
Fit.78
Comportement de la lithosphère vis-àvis de la charg .....................................
Echelle chronostratigraphique
adoptée ...........................................................
Lois de porosité des faciès sédimentaires du bassin .......................................
Profil bathymétrique utilisé dans le calcul ......................................................
Variations globales du niveau marin ..............................................................
Comparaison des différentes courbes de variations ........................................
Méthode du "backstripping" sédimentaire ......................................................
Modèles d'extension de la lithosphère ............................................................
Courbes de subsidence et leur interprétation ..................................................
Carte de localisation des forages ....................................................................
de la subsid .......................................
Courbes d'évolution spatio-temporelle
Tableau de variation des épaisseurs du Karroo ..............................................
Carte montrant la zonation des épaisseurs karroo ..........................................
Ajustement de la subsidence en modèle homogène ........................................
Corrélations entre la tectonique et la courbe de su .........................................
à la fin du Karroo .......................................................
Carte d'isosubsidence
à la fin du Jurassique moyen.......................................
Carte d'isosubsidence
à la fin du C�étacé.......................................................
Carte d'isosubsidence
Carte d'isosubsidence
à la fin du Plio-quaternaire.........................................
Carte de profondeur du toit du substratum .....................................................
Ajustements successifs de la courbe de subsiden ...........................................
Ajustements des courbes en modèle non homogène ......................................
Tableau des valeurs d'étirement de la lithosph..............................................
...................................
Comparaison des marges divergente et transformante
Comparaison des marges autour du Canal de Mozambiqu .............................
117
118
121
124
125
127
129
130
133
138
140
141
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151
152
153
157
159
160
163
165
1
Résumé
Résumé
grands bassinssédimentaires
Madagascarprésentesursonflancouestdeux
:1e bassin de Mahajanga,
situé au Nord Ouest, mesure environ 50.000 kM2 ;celui de Morondava, localisé à l'Ouest et au Sud
Ouest,
a une
superficie
de l'ordre
de
170.000
km2.
Le présent travail traite de la subsidence et des mécanismes de mise en place du bassin de Morondava
dans le cadre de l'évolution de la marge est-africaine.
Les différentes analyses géologiques (stratigraphiques, tectoniques et cinématiques) et géophysiques (gravimétriques, subsidence) ont montré que la mise en place de ces bassins :
- s'était effectuée pendant deux époques principales, Karroo et post-Karroo ;
- résultait de mécanismes tectoniques associés principalement à l'extension de la croûte et
à la surcharge sédimentaire.
Du point de vue temporel, la série Karroo, qui va du Permo-Carbonifère au Jurassique inférieur,
montre une évolution polyphasée de ces bassins est-africains ; celle-ci étant marquée par des phases
tectoniques brèves mais intenses. Durant cette époque de rifting intracontinental, les bassins ont acquis
leur aspect structural particulier de bassins asymétriques. La subsidence que l'on observe a donc une
origine essentiellement tectonique.
Le post-Karroo commence au Jurassique moyen par une discordance majeure et généralisée d'âge
bajocien : c'est la "breakup unconformity".
Cette époque réflète un phénomène régional plus vaste au cours duquel les bassins côtiers ont évolué
en marges divergentes passives. La subsidence observée, dite subsidence thermique, traduit le retour
vers un état d'équilibre isostatique de la lithosphère.
Le Tertiaire montre des variations fréquentes et rapides de la subsidence qui soulignent une intense
reprise de l'activité tectonique, dont témoignent les rifts continentaux est-africains.
Dans le bassin de Morondava, ces différentes périodes tectoniques s'accompagnent d'une migration
spatiale de la subsidence d'Est en Ouest. Par ailleurs, les processus géodynamiques de sa mise en place
semblent avoir structuré le bassin de Morondava en deux domaines : une marge en coulissement dans
la partie nord et une marge en arrachement dans la partie sud.
Du point de vue structural, le modèle d'extension homogène instantanée de la lithosphère décrit
parMc Kenzie (1978), appliqué au bassin deMorondava, donne une bonne approximation des amplitudes
de la subsidence et des valeurs moyennes des coefficients d'extension de la croûte. Toutefois, le modèle
d'extension non homogène à étirement progressif ( Jarvis et Mc Kenzie, 1980 ; Royden et Keen, 1980)
traduit mieux les phénomènes qui sont à l'origine des variations de la subsidence observée.
3
Abstract
Abstract
Madagascar
island presents
two main basins in its west side : the Mahajanga
West is large of about 50.000 km2 ; the Morondava
basin in the North
in the West and the South West, is
basin, located
within of about 170.000 kM2.
spreading
The present work concems
the subsidence
in the context of the east-african
Geological
of the Morondava
mechanisms
basin
évolution.
margins'
and geophysical
and the setting's
analysis, taking in account stratigraphical,
tectonical
and kinematical
aspects, show that the setting of those basins :
-
firstly, had been made during two main periods, the Karroo period and the post-Karroo's ;
- secondly,
of basins formed
Jurassic
time, shows polyphasic
rifting period and the observed
The post-Karroo
at the Bajocian
evolution
subsidence
schemes of asymetrical
of the lithosphere
a regional phenomenon
to its isostatical
In the Morondava
its structural
east-african
progressive
unconformity
to the structural
crustal streching,
magnitude
to the Morondava
model (Royden
and variations
fracturing
the Mc Kenzie
and of the crustal streching's
crustal streching
best fit of the intensities
the geodynamical
motion in its northem
consideration,
applied
to a progressive
which indicate an important
phases are accompanied
as : an extensional
segmentation
corresponds
to passive
return
tectonical
rifts.
basin, those tectonical
of a margin formed by a strike-slip
subsidence's
origin.
state.
equilibrium
from East to West. In the other hand,
homogeneous
a tectonical
during which the coastal basins evoluated
as a thermal subsidence,
subsidence,
activity related to the continental
According
tectonical
basins during this intracontinental
is assumed to have essentially
The Tertiary period shows many variations of the subsidence
segment
to
time : it is the breakup unconformity.
basins. The observed
favoured
load models
of those basins with short but intensive
period begins since the middle Jurassic with a main and generalised
This period conveys
subsidence
and sedimentary
extension.
mainly by
phases. Those basins had taken their particular
margins
of crustal streching
to the temporal setting, the Karroo period, which extends from Permo-Carboniferous
According
Lower
to the mechanisms
corresponds
by a spatial migration
processes
of this basin's
setting has
segment
in its southem
part and a
part.
model
(1978)
of instantaneous
basin, gives a good approximation
coefficient
values. But the non homogeneous
and Keen, 1980 ; Jarvis and Mc Kenzie,
of the subsidence
observed
of the
in this basin.
and
of the
and
1980) gives the
5
AVANT-PROPOS
Au terme de ces quelques années consacrées à ce travail, je tiens à remercier les membres du jury
qui ont accepté de le juger et toutes les personnes qui, à des titres divers, m'ont aidé à le réaliser :
- Monsieur le professeur Pierre LOUIS qui m'a accueilli dans ce laboratoire et qui me fait l'honneur
de présider ce jury.
- Monsieur René GUIRAUD qui a accepté de co-diriger cette thèse. Avec une disponibilité
exceptionnelle, il m'a fait partager sa grande connaissance de la géologie africaine.
- Monsieur Jean GOSLIN qui me fait le plaisir de participer à mon jury et d'être mon rapporteur.
- Monsieur Guy VASSEUR qui a suivi avec attention et bienveillance mon travail tout au long de
sa réalisation. Sa persévérance est enfin, je l'espère, récompensée.
- Monsieur Denis MOUGENOT pour l'intérêt qu'il a porté à ce travail depuis que je l'ai entrepris.
- Monsieur Francis LUCAZEAU qui m'a guidé pas à pas tout au long de ce travail. Nos nombreuses
discussions ont été fructueuses et déterminantes pour la finalisation de ce mémoire.
- Monsieur Alain LESQUER pour son aide amicale sans cesse renouvelée.
- Madame FAYNOT et Madame GONZALEZ qui m'ont beaucoup aidé dans la frappe de ce
manuscrit.
- Les responsables de l'Office Militaire National pour les Industries Stratégiques de Madagascar
(O.M.N.I.S.) pour m'avoir communiqué certains de leurs documents de forages.
Je tiens à remercier particulièrement le Directeur et l'équipe du Centre Géologique et Géophysique
de l'U.S.T.L. qui m'ont réservé un accueil amical et affectueux, et m'ont permis de travailler dans des
conditions exceptionnelles sans lesquelles je n'aurais pas pu achever ce mémoire.
A cette liste déjà longue j'ajoute tous ceux et toutes celles que je n'ai pas pu citer mais que j'ai
cotoyés en permanence, à l'Université comme à l'extérieur. Ils m'ont témoigné sans arrêt leur amitié,
leur sympathie et leur soutien, qui ont été pour moi un réconfort moral indispensable pour un travail
d'aussi longue haleine.
Je n'oublierai surtout pas de remercier ma femme et mes enfants qui ont maintes fois supporté mes
humeurs difficiles et qui se sont privés de beaucoup pour m'accompagner et me soutenir.
INTRODUCTION
GENERALE
9
INTRODUCTION GENERALE
Madagascar,une des plus grandesîles du globe(592.000km2),se situeau Sud de l'équateur,dans
la partie occidentalede l'Océan Indien.Elle est séparéede l'Afriquepar le Canalde Mozambiquedont
la largeurminimum,entre le Nord Ouestde l'île et le Mozambique,est de 400 km (fig. 1).
Sur son flanc ouest,Madagascarprésentedeuxgrandsbassinssédimentaires celui
:
de Mahajanga
(ex-Majunga),situé au Nord Ouest, mesurantenviron50.000kM2et celui de Morondava,localisé à
l'Ouest
et
au
Sud
Ouest,
dont
la
superficie
atteint
environ
170.000
km2.
Le présent mémoiretraite de la subsidenceet des mécanismesde mise en place du bassin de
Morondava,dans le cadrede l'évolutionde la margeest-africaine.
Rappelonsque la formationd'un bassins'effectuegénéralementdurantdes phasestectoniquesen
distensionqui provoquentdes mouvementsverticauxdansla lithosphère.Il en résulteun amincissement
de la lithosphèrequi se manifesteau niveaude la croûte,d'une part à sa surfacepar un effondrementdu
substratum(ou subsidence),d'autre part à sa base par une remontéedu Moho. Par ailleurs,cet amincissementse caractériseau niveaudu manteausupérieurpar une remontéede l'asthénosphère.
Dans la premièrepartie de ce travail,nous aborderonsl'aspect géologiquede la subsidencedans
le cadre géodynamiqueglobal est-africain.Cela nous conduiraà étudier les différentesséries sédimentairesreconnuesdans les bassinsmalgacheset dansles principauxbassinsde la régionqui sont de
même âge. Nous espérons ainsi pouvoir identifierles différentsstades d'évolution (stratigraphique,
tectoniqueet cinématique)de ces bassins,qui déterminerontles étapessuccessivesde la subsidence.
Dansla secondepartiedu travail,danslaquellesera abordél'aspect plusgéophysiquedu problème,
nous chercheronsà estimer l'intensité de la subsidenceet le taux moyen de l'amincissementcrustal
associé à la formationdes bassins.Pour cela, nous appliqueronsla méthodedite de "backstripping"
sédimentaire(oude délestage),d'abordet principalementaubassinde Morondava.Cetteformed'analyse
de la subsidencea, en effet, été appliquéeà d'autres bassinsdans diversesrégionsdu globeet a donné
des résultats raisonnablementsatisfaisants.A partir des informationsque nous obtiendrons,nous
essayeronsde voir dans quelle mesure cette méthodepourrait s'appliquer à l'ensemble de la marge
est-africaine.
10
Fig.l : Carte de localisation des principaux bassins est-africains et malgaches nommés dans le texte.
PREMIERE
CADRE
GEODYNAMIQUE
PARTIE
GLOBAL
CHAPITRE
GEOLOGIE
DES BASSINS
ET
EST-AFRICAINS
1
MALGACHES
15
CHAPITRE 1 :
GEOLOGIE
DES BASSINS MALGACHES
ET EST-AFRICAINS
I. INTRODUCTION
Une description de la marge est-africaine est abordée dans ce chapitre en présentant successivement mais brièvement, les traits généraux de la géologie des principaux bassins qui la composent ;
notamment à Madagascar, au Mozambique, en Tanzanie et au Kenya.
L'objectif recherché est d'analyser l'évolution dans le temps et dans l'espace des faciès et des
structures, afin de dégager les analogies ou les différences entre les divers mouvements verticaux
enregistrés dans ces bassins. L'interprétation ainsi correlée des phénomènes de subsidence au niveau
de la marge sera, par conséquent, mieux contrainte et plus objective.
Ainsi, pour chacun des bassins de la marge, un aperçu de la série stratigraphique et une analyse
plus ou moins brève des principaux éléments structuraux seront présentés.
II. LES BASSINS DE MADAGASCAR
Les séries sédimentaires malgaches sont particulièrement développées sur la côte Ouest (fig.2),
au Sud Ouest dans le bassin de Morondava où elles ont été définies et au Nord Ouest dans le bassin
de Mahajanga. Les formations connues vont du Carbonifère supérieur au Plio-Quatemaire.
1. LE BASSIN DE MORONDAVA
a- Stratigraphie
Les travaux de Besairie et Collignon (1956), de Besairie (1960,1967) et de Radelli (1975)
ont permis une classification des formations sédimentaires. Les divisions ainsi établies comprennent de bas en haut : la Sakoa (Permo-Carbonifère), la Sakamena (Permo-Trias), l'Isalo
(Trias-Jurassique), le Crétacé, le Tertiaire et le Quaternaire.
Les formations sédimentaires dans le bassin défmissent ainsi deux séries fondamentalement
distinctes, aussi bien par leur mode de sédimentation que par leurs faciès: le Karroo et le postKarroo.
* Le Karroo
Le Karroo, essentiellement continental, va du Carbonifère supérieur au Lias. Il a été défini
dans le Sud du bassin de Morondava, où il est extrêmement développé et évalué entre 6000
et 7000 m d'épaisseur (Besairie, 1972).
Il est subdivisé en trois groupes caractéristiques :
- l'Isalo (Trias supérieur/Lias), au sommet ;
- la Sakamena (Permien supérieur/Trias inférieur), au milieu ;
- la Sakoa (Carbonifère supérieur/Permien inférieur), à la base.
16
Fig.2 : Carte géologique simplifiée de Madagascar (d'après Besairie, 1960).
17
Fig.3 : Carte des extensions desfaciès Karroo malgaches d' après les affleurements, lesforages
et la sismique.
Malgré un type de sédimentation propre à chaque groupe, ceux-ci présentent en commun
le caractère gréseux et continental.
Le Karroo connu à l'affleurement est localisé dans l'extrême est du bassin (figure 3a.).
Les groupes supérieurs du Karroo , à savoir l'Isalo et la Sakamena, ont été également reconnus
dans les forages et en sismique, et s'étendent en profondeur nettement plus vers l'Ouest
(figure 3b).
18
Fig.4 : Log stratigraphique synthétique et variations du régime de dépôt des séries sédimentaires du bassin de Morondava.
19
Par ailleurs,
le Karroo
malgache,
bien étudié dans le bassin
(Besairie, 1972 ; Radelli, 1975 ; Razafimbelo,
d'épaisseur lorsqu'on va du Nord vers le Sud.
de Morondava
1987) montre des variations importantes
Enfin, on y rencontre également de brèves incursions marines au Permo-Trias, qui se
manifestent par des dépôts calcaires -notamment les calcaires de Vohotolia (Besairie, 1972)et évaporitiques (Radelli, 1975).
* Le
post-Karroo
Il débute au Jurassique moyen et se différencie de la série précédente par son caractère
marin franc et ses faciès beaucoup plus diversifiés.
Le Crétacé supérieur se caractérise par un épanchement de coulées basaltiques. Le
Miocène présente peu d'affleurements et se caractérise par des calcarénites. Le Plio- Quaternaire montre des séries gréso-argileuses qui forment les plateaux de la zone côtière. On
évalue l'épaisseur de la série post-Karroo à plus de 5000 m vers la côte.
La chronologie des faciès de la série sédimentaire rencontrée dans le bassin est illustrée
par la colonne stratigraphique synthétique de la figure 4.
b- Tectonique
L'analyse du schéma structural des bassins sédimentaires de l'Ouest malgache (figure 5)
montre l'importance de la tectonique cassante.
Les principaux accidents ont une direction subméridienne et s'ordonnent préférentiellement
selon la direction des deux failles principales qui affectent le socle malgache :
- la faille "côte-Est" orientée NNE-SSW ;
- la faille "Bongolava-Ranotsara"
orientée NNW-SSE.
Dans le bassin de Morondava les failles se situent soit au contact du socle cristallin, soit
dans le bassin. Ce sont principalement (fig. 5) :
- la faille orientale qui, dans la partie sud dubassin, met en contact les formations
inférieures du Karroo (à savoir la Sakoa et la Sakamena) avec le socle cristallin ; son
équivalent dans le Nord du bassin étant la faille de Bongolava ;
- la faille de l'Ilova qui limite à l'Ouest les affleurements de l'Isalo continental ;
- la faille de la Sikily qui coïncide avec la bordure ouest de l'affleurement du faciès
mixte de l'Isalo d'âge Aalénien ; son équivalent dans le Nord du bassin est la faille de
Bemaraha ;
20
FigS : Schéma structural du bassin de Morondava (d'après Besairie, 1960).
21
Fig.6 : Coupes interprétatives Est-Ouest du bassin de Morondava.
Karroo
(a) Coupe au niveau du forage de Manera. On y distingue la juxtaposition du fossé
situé à l'Est (à remplissage essentiellement continental) et le bassin méso-cénozoïque situé à
l'Ouest dominé par d'importantes failles normales (d'après Besairie, 1970).
(b) Coupe dans la fosse karroo, au niveau de la stucture haute de Sakaraha (d'après
Raveloson et al.,1990).
22
- la flexure de Befandriana et la faille de Tuléar, apparaissant plus à l'ouest affectent
surtout les dépôts mésozoïques et cénozoïques. Ces accidents sont des failles normales à
regard ouest et ont souvent des rejets importants allant parfois jusqu'à 600 ou 1000 m
(Besairie, 1972).
Les coupes E-W situées dans le Sud du bassin de Morondava montrent :
- (fig. 6a.) : la juxtaposition de deux bassins distincts.
Le premier, mis en place durant le karroo, est situé à l'Est et adossé au socle cristallin. Les
différentes séquences sédimentaires qui le composent réflètent une tectonique karroo polyphasée,
où l'épaisseur totale de la série atteint plus de 7000 m (Besairie, 1960). Il est limité à son extrémité
ouest par l'importante faille de l'Ilova.
Le second bassin, plus récent, se développe vers l'Ouest, parallèlement au premier,
en présentant d'importantes failles normales. Les différentes couches montrent un pendage faible
vers l'Ouest.
Ces deux bassins ont été reconnus par plusieurs forages pétroliers dont aucun de ceux
qui sont implantés dans le second bassin n'a cependant atteint le substratum sédimentaire ; le
plus profond, situé près de la côte, est resté dans le Jurassique moyen à 4000 m de profondeur.
- (fig. 6b.) : le développement structural du bassin Karroo.
On remarque, en premier lieu, la présence d'importantes failles délimitant des zones de horsts
et grabens. Ensuite, lorsque l'on va vers l'Ouest, on constate la disparition du faciès de la Sakoa ;
la Sakamena moyenne reposant directement sur le socle cristallin.
D'une part, la réduction sensible de l'épaisseur des séries dans le bassin Karroo, d'autre
part, le fait qu'aucun forage n'ait atteint le substratum sédimentaire dans le bassin jurassicocrétacé, sont autant de facteurs d'incertitude sur l' existence des sédiments d'âge karroo sous les
formations méso-cénozoïques.
2. MECANISME
TAIRE
POSSIBLE
DE MISE EN PLACE
DE MORONDAVA
DU BASSIN
SEDIMEN-
(Madagascar)
Les observations stratigraphiques et structurales dans le bassin de Morondava montrent des
formations permo-triasiques de type Karroo localisées dans la zone interne et des formations plus
récentes vers l'extérieur.
Aucun forage implanté dans les formations mésozoïques n'a atteint le socle (anté-Jurassique
ou anté-Permien) et les profils sismiques disponibles ne permettent pas de porter un jugement
définitif sur la profondeur du toit du socle. L'interprétation du mécanisme d'extension de la croûte
ayant conduit à la formation du bassin présente alors une alternative sur la possibilité d'existence
ou non du Karroo sous la couverture sédimentaire jurassique.
23
Fig . 7 :
Deux
modèles
cas où l'on
considère
tient compte
de l'existence
modèles
dans
et la courbe
gauche
montre
FI
de subsidence
un modèle
Karroo
des sédiments
+ épaisseur
de rift
au rift karroo
initial) ;
sous les séries
méso-cénozoi'ques(rift
sous les séries
par corrélation
extrapolée
correspondante.
d'âge
jurassique
que la courbe
initial
large
mésozoïques.
(a) -
Modèle 2 :
(c) mime
voisins,�jitué
représentation
karroo
un modèle
repris par
Modèle
qu'en
dans
karroo)
(b) oa la courbe
de
juxtaposé
de rift avec des sédiments
un rift jurassique).
des
(rencontrée
le sillon
(rift étroit jurassique
1:
cas où l'on
(b) et (c) Représentation
le log de la série stratigraphique
entre forages
montre
de Morondava.
mésozoïques.
sans les sédiments
de droite
karroo
sédimentaire
sous les séries
(b) - on représente
tectonique :
tectonique
tandis
Karroo
des sédiments
l'absence
en terme de subsidence
le forage
du bassin
de mise en place
possibles
karroo
24
a- Premier
cas
Il est basé sur l'hypothèse d'une absence du Karroo sous les formations Jurassiques. Cette
idée est largement défendue par Radelli (1975). On adopte alors un rift initial permo-triasique
étroit, suivi d'un autre rift jurassique qui lui est décalé vers l'Ouest (fig.7a1).
b- Deuxième
cas
Il est basé sur l'hypothèse de l'existence du Karroo sous les séries jurassiques ; une idée
défendue par quelques auteurs (Kamen Kaye, 1982). Dans ce cas, on considère un rift initial
permo-triasique large, repris par la suite par un rift jurassique (fig.7a2).
Les hypothèses que nous présentons font apparaître, dans un cas comme dans l'autre, un
"sillon" permo-triasique (ou "fossé Karroo") qui n'est pas affecté par le rift jurassique.
Du point de vue structural, ce bassin se présente avec des failles normales subméridiennes
(SSW - NNE et SSE - NNW) à pendage ouest assez fort qui traduisent une apparition durant des
phases tectoniques distensives dominantes.
c- Interprétation
La signification des évènements tectono-sédimentaires identifiés dans le bassin de
Morondava dépasse largement ses limites, et s'inscrit dans un contexte géodynamique beaucoup
plus vaste, à savoir celui de la marge Est-africaine. Il se comporte comme un bassin de marge
passive dont la mise en place comprend deux grands cycles sédimentaires discordants, correspondant successivement aux stades anté-ouverture ("rifting") et post-ouverture ("drifting").
En outre, le bassin de Morondava présente, vers sa zone externe, des failles listriques
caractéristiques des marges passives. Les limites paléogéographiques des grands groupes
lithologiques du bassin rajeunissent d'Est en Ouest et coïncident remarquablement avec les
fractures majeures subméridiennes. Tout porte à croire qu'il y a migration de la subsidence d'Est
en Ouest, celle-ci laissant chaque fois comme empreinte une nouvelle fosse de sédimentation
juxtaposée à la précédente.
Par ailleurs, puisque le Karroo existe sur la marge continentale tanzanienne (Kent et al.,
1971) qui fut, à l'époque, adjacente au bassin de Morondava, et qu'ensuite la nature de la croûte,
située dans la partie du Canal de Mozambique comprise entre le bassin de Morondava et le
Mozambique, est restée continentale (Ségoufin, 1981), il est tout à fait probable que le Karroo
existe sur la marge continentale malgache. D'ailleurs, des travaux effectués sur la Ride de Davie
(Leclaire et al., 1989 ; Bassias et Leclaire, 1990) ont permis de découvrir des roches d'origine
sédimentaire dont l'âge et le faciès sont attribuables au Karroo.
Par conséquent, le deuxième cas semble beaucoup plus adéquat pour traduire le mécanisme
de mise en place tectonique et l'évolution structurale du bassin sédimentaire de Morondava.
25
Fig.8 : Log stratigraphique et variation du régime de dépôt des séries sédimentaires du bassin de
Mahajanga
26
Fig.9 : Schéma structural du bassin de Mahajanga (d' après Besairie,1966) et coupe interprétative
de direction NO-SE (d'après Boast et Nairn, 1982).
27
3. LE BASSIN
DE MAHAJANGA
Dans le bassin de Mahajanga, qui s'étend, entre la presqu'île d'Ampasindava au Nord et le
Cap St André au Sud, les divers étages se présentent en auréoles successives de concavité
décroissante vers l'extérieur du bassin ; les éléments directeurs de la tectonique sont :
- une longue flexure interne localisée sur la limite orientale des affleurements du Jurassique
supérieur et bien matérialisée en surface par la faille d'Ambondromamy. La flexure passe en
profondeur (figure 9) à une faille qui limite une zone occidentale de subsidence avec des fosses
originelles sakaméniennes ;
- sur la côte, une flexure externe qui entraîne un autre approfondissement du bassin en ramenant
le socle à plus de 5000 m de profondeur.
- au milieu du bassin, une zone haute du socle
part du dôme de Bekodoka (figure 9) et s'étend
vers le Nord Est en passant par le sondage de l'Ihopy où le socle n'est qu'à 700 m de profondeur.
La terminaison nord du dôme de Bekodoka avec l'éperon de Befatika marque un axe haut
encadré par les bassins de Namoroka et de Mitsinjo.
La coupe géologique NW-SE à travers le bassin montre des séries peu perturbées (figure 9).
4. CONCLUSION
SUR LES BASSINS
MALGACHES
Les bassins sédimentaires de la côte Ouest de Madagascar sont régis par une tectonique
essentiellement cassante. Les séries sont restées pratiquement tabulaires et définissent un monoclinal
à faible pendage ouest dans le bassin de Morondava et nord-ouest dans celui de Mahajanga.
Les différents accidents ont favorisé des mouvements verticaux de blocs engendrant ainsi une
succession de horsts et grabens. Les lignes de failles, surtout dans le bassin de Morondava, reflètent
souvent les limites paléogéographiques des différents groupes lithologiques ; quoique les séries de
remplissage de chacune de ces fosses (ou grabens) débordent sur la précédente.
Les mouvements tangentiels, quoique très rares, ne sont point exclus puisque des structures
plissées sakaméniennes ont été reconnues (Radelli, 1975) pouvant être, cependant, gravitaires ou
liées à la distension. Mais cet événement semble avoir été bref et très localisé.
Par ailleurs, l'ampleur des principales failles affectant les bassins suggère un enracinement
crustal profond. A cet effet, on remarque que les accidents NNW-SSE s'alignent suivant une
direction parallèle à la ride de Davie. En outre, au Nord de Madagascar les accidents structuraux
mis en évidence dans le bassin des Comores, qui sont en réalité des failles transformantes du bassin
de Somalie (Cochran,1988), sont dans le prolongement d'accidents visibles à terre à Madagascar
(Segoufin,1978).
28
III. LES BASSINS EST-AFRICAINS
1. LES BASSINS DU MOZAMBIQUE
Couvrantune superficied'environ243 000km2, lebassindu Mozambiqueconstituele plus
vaste bassinsédimentairecôtier de l'Afrique,au Sud de l'Equateur(Lafourcade,1984 ;De Buyl
et Flores, 1986)
Le cratonmozambicain,qui bordel'OcéanIndienentre 12°30'5et 15°30'S,séparele domaine
sédimentaireen deux bassins(figure10) :
- au Nord, le bassin de la Rovuma(ou bassin nord-Mozambique)qui est le prolongement
méridionaldu bassintanzanien(Florès,1973) ;
- au Sud, le bassinSud-Mozambique
qui s'étend du deltadu Zambèzejusqu'au Zoulouland.
a- Stratigraphie
*
Les formations
Karroo
Quatre séries du Karroo ont été définies en Afrique du Sud, dont l'âge va du PermoCarbonifère au Lias. Deux seulement de ces séries sont représentées au Mozambique (De
Buyel et Flores, 1986). Ce sont, du sommet à la base :
- la série de Stormberg, qui comprend des éléments élastiques volcano-sédimentaires,
des laves et des grès. Cette série est visible dans le Sud du bassin, à l'Ouest de Maputo
où elle forme sur plus de 500 km une chaîne spectaculaire de crêtes rhyolitiques nommée
la chaîne des "Lebombos" ; mais elle affleure également dans la vallée du Zambèze
(Florès, 1974) ;
- la série d'Ecca qui est représentée par des grès et des schistes, associés à des dépôts
charbonneux. Elle est visible également dans la vallée du Zambèze, au Nord Est du lac
Malawi, dans le bassin de Rovuma (Florès, 1974).
L'épaisseur totale des séries du Karroo a été évaluée ici à environ 600 m (Du Toit, 1959 ;
Florès, 1974).
* Le
post-Karroo
Le remplissage du bassin du Mozambique est constitué de séries continentales et marines
peu profondes allant du Jurassique supérieur au Quaternaire (Lafourcade, 1984). Les grès
supérieurs de Lupata datés du Jurassique supérieur sont les dépôts mésozoïques les plus anciens
connus au Nord et qui recouvrent, en discordance, les coulées rhyolitiques (Forster, 1975). De
l'autre côté, au Sud, les dépôts mésozoïques les plus anciens sont des sables fluviatiles et des
conglomérats du Barrémien supérieur, (Forster, 1975).
29
30
Fig.ll :
Carte
geologique
et structurale
du bassin
de Rovuma
(d'après
Beltrandi
et Peyre,1972).
31
Les premiers dépôts marins sont des sables et des conglomérats du Barrémien terminal,
recouverts par des silts et des sables aptiens (Watchendorf,1967) reconnus dans le Sud du
bassin.
Le Crétacé est dominé par le complexe schisto-gréseux de Domo qui va jusqu'au
Coniacien, et par la formation argilo-gréseuse de Gruja datée du Cétacé supérieur.
La Paléogène comprend à la base les grès d'Inharime suivi des calcaires de Cheringoma.
L'Oligocène présente généralement des lacunes. La série néogène et quaternaire est constituée
d'un complexe deltaïque argilo-gréseux.
La figure 10 schématise la série stratigraphique synthétique du bassin de Mozambique.
L'épaisseur moyenne des formations post-Karroo varie entre 2500 et 3500 m (De Buyl
et Flores, 1986 ; Virlogeux,1987).
b- Tectonique
Dans le bassin de Rovuma (fig.11 ) la direction tectonique dominante est orientée NNW-SSE,
marquée principalement par la faille de contact entre le socle cristallin et les séries gréseuses de
Makonde (Flores, 1970).
Une autre direction, NE-SW, non moins importante semble se développer particulièrement
à la limite nord du bassin. Le fleuve Rovuma semble d'ailleurs loger sa vallée dans la dépression
contrôlée par cette faille.
Dans le bassin principal du Sud, la moitié nord (comprise entre Quelimane et la rivière
"Save River") (figurel2) est contrôlée par deux systèmes tectoniques :
- le système du Zambèze, d'orientation générale NW-SE à NNW-SSE , d'âge probable
Jurassique supérieur, puisque les séries de remplissage (le groupe de Lupata) vont du
Jurassique supérieur au Crétacé inférieur (Flores, 1970) ;
- Le système d' Inhaminga, orienté principalement NE-SW à N-S borde le flanc est du graben
de l'Urema. Les relations structurales montrent que la faille d'Inhaminga a été active au
Crétacé supérieur. Les principales failles qui lui sont contemporaines sont les failles de
Chire et Chissenga qui la prolongent respectivement vers le Nord et vers le Sud.
Ces systèmes tectoniques ont engendré évidemment différents grabens dont ceux de
l'Urema, de Chire et de Chissenga.
L'autre moitié du bassin, au Sud de la rivière "Save", montre essentiellement des accidents
Nord-Sud, d'âge Crétacé (Lafourcade, 1984). Les principaux bassins ou fossés formés lors de
cette période sont les grabens de Funhaluro, de Mazenga, de Palmeira et du Sud-Mozambique
(Xai-Xai) (Figure 12).
32
Fig.12 : Carte tectonique des bassins côtiers de Mozambique. d'après l'Institut
Géologie de Mozambique
National de
33
Quelques profils sismiques interprétés du bassin du Mozambique sont représentés sur la
figure 13. On retiendra les caractères suivants :
- Il existe une série sédimentaire tabulaire très épaisse, atteignant facilement 3000 m (Lafourcade, 1984). L'âge présumé de cette série varie du Jurassique supérieur au Miocène ;
- les formations sédimentaires sous le réflecteur "H", d'âge anté-Jurassique supérieur
(figure 14), ne sont pas suffisamment distinctes pour affirmer leur existence ;
- Enfin, le graben sud-mozambicain est délimité par des failles subverticales (fig. 14).Dans
le détail, l'intérieur du graben présente deux sillons profonds, tandis qu'à plus large échelle,
le fossé tectonique paraît être installé sur l'extrados d'une vaste ride anticlinale du socle
acoustique (Lafourcade, 1984).
c- Volcanisme
Les formations éruptives les plus anciennes, datées du Trias supérieur au Lias, sont situées
dans la vallée du Zambèze et dans la chaîne des Lebombos. Ce volcanisme tholéiitique est
considéré comme contemporain (synrift) de la distension précédant l'éclatement du Gondwana
(Cox, 1970 ; Dietz et Holden, 1970).
Un volcanisme crétacé existe également au Sud du Mozambique (système d'Inhaminga)
(Lafourcade, 1984).
La naissance du bassin sédimentaire du Mozambique semble s'être effectuée en deux étapes
principales, dans des contextes distensifs dominants :
- une première étape, d'âge Karroo, a vu la mise en place initiale du Graben du Zambèze
orienté NW-SE, rempli de séries volcano-sédimentaires et d'importantes éruptions volcaniques ;
- Une seconde étape, au Crétacé, a favorisé l'installation des grabens Nord-Sud. Cet événement se distingue nettement de la phase Karroo non seulement par son âge mais aussi
par sa direction d'extension, qui semble être E-W alors qu'elle était probablement proche
de NE-SW au Karroo.
2. LES BASSINS
COTIERS
DE TANZANIE
Le bassin sédimentaire côtier de la Tanzanie (fig. 15) s'étend de la frontière Tanzanie-Kenya,
au Nord, jusqu'au fleuve Rovuma au Sud ; soit sur environ 700 km de long. Dans la partie la plus
étendue, sa largeur atteint 200 km.
34
Fig.13 : Profils sismiques interprétés montrant les structures au niveau (a) du delta de Zambèze
(b) du graben de Mazenga et (c) du bassin de Maputo, d'après Lafourcade (1984).
35
36
a- Stratigraphie
Les formations sédimentaires reconnues dans le bassin vont du Carbonifère supérieur au
Plio-Quatemaire (Fig.16). Les limites d'affleurements sont plus ou moins parallèles à la direction
subméridienne de la côte, et les séries rajeunissent d'Ouest en Est.
* Le Karroo
Les séries du Karroo affleurent en grande partie au Sud Ouest, dans le bassin dit du Selous,
ainsi qu'à l'extrême Nord, au Nord de Tanga. Elles sont adossées au socle cristallin, par des
failles normales de pendage Est.
Les séquences sédimentaires Karroo commencent par des conglomérats schisteux
d'origine fluvio-glaciaire (Kreuser, 1984) et des grès grossiers. Ensuite viennent des grès plus
fins, dits de Ruhembe, suivis du complexe schisto-argileux triasique de Pindiro. La série Karroo
se termine par une séquence beaucoup plus argileuse et carbonatée qui témoigne déjà d'une
influence marine ou lagunaire: la série de Ngerengere.
Le Karroo Tanzanien est également caractérisé par d'épaisses séries évaporitiques
reconnues dans la région de Mandawa et épaisses d'environ 3000 m. (Kent�et al., 1971).
Suivant les auteurs, ces séries sont attribuées au Permo- Trias ou au Jurassique inférieur et
moyen (Kajato, 1982).
L'épaisseur totale de la série sédimentaire karroo varierait entre 1000 m et 3000 m, selon
la localité considérée (Kreuser, 1984).
* Le Post-Karroo
Les "Ngerengere bed", complexe argilo-mamo-sableux, forment une série sédimentaire
de transition témoignant de la transgression précoce de la mer au Sud de la Tanzanie dès le
début du Lias supérieur.
La transgression du Jurassique moyen débute par une série calcaire bajocienne discordante sur les séries du Karroo (Kajato, 1982). Au nord, elle est représentée par la séquence
calcaire de Amboni, tandis qu'au Sud ce sont les calcaires de Mtumbei.
Le Jurassique supérieur correspond tout d'abord à des faciès beaucoup plus argileux et
marneux et se termine par des lacunes.
Le Crétacé, discordant sur les formations Jurassiques, débute par des séries régressives
marquées par les grès de Tendaguru et de Makonde, tandis que la partie terminale est nettement
dominée par des sédiments marins beaucoup plus argileux et schisteux.
37
L , .-,,;:.. à'-....e..... -:/_1 1
Fig.15 : Carte géologique générale de Tanzanie (d' après Kent f:.L1li..,1971)
38
39
Le Tertiaire présente plusieurs lacunes au début de l'Eocène, à l'Oligocène et à la fin du
Miocène. Les dépôts du Miocène sont représentés par des séries argileuses et calcaires qui
témoignent d'une relative subsidence des bassins. Ensuite des séries gréseuses et sableuses
apparues dès la fin du Miocène et allant jusqu'au Plio-Quatemaire témoignent parcontre d'une
régression généralisée.
L'épaisseur de l'ensemble de la série post-Karroo peut-être estimée à environ 5000 m à
terre, et davantage au niveau des îles (Kent et al., 1971 ; Kajato, 1982).
Malgré un certain synchronisme des séquences sédimentaires dans l'ensemble du bassin,
les différentes aires de dépôts ont eu cependant leur évolution propre. Par conséquent, on
observe une différence significative des variations des épaisseurs sédimentaires en Tanzanie,
particulièrement dans le sens Nord-Sud (Kent et al., 1971).
b- Tectonique
Les structures actuellement observables dans le bassin côtier tanzanien sont héritées des
phases tectoniques successives qui ont commencé dés le début de la période Karroo, au Carbonifère supérieur.
Le schéma structural du bassin (figure 17) montre à priori une tectonique cassante marquée
par une prédominance des accidents subméridiens.
Les principaux accidents s'ordonnent suivant deux failles majeures d'âge Karroo qui ont
probablement contrôlé l'évolution du bassin de Tanzanie (Kent et al., 1971) :
- la faille de Tanga, de direction NE-SW à NNE-SSW qui limite au NW le bassin du socle
cristallin affleurant ;
- la faille de Lindi, de direction NW-SE à NNW-SSE qui met également en contact le socle
cristallin et les séries sédimentaires du Sud Est de Tanzanie, et qui se prolonge jusqu'au
Mozambique ;
Il est toutefois important de signaler la présence d'un accident d'orientation Est-Ouest au
niveau du fleuve Rufiji, connu sous la dénomination de faille d'Utete (Kent et al., 1971).
Les plus anciennes failles sont datées du début de l'ouverture des bassins Karroo, au
Permo-Carbonifère; les autres sont apparues plus tardivement au Jurassique inférieur et moyen.
Mais chaque fois, les nouvelles phases tectoniques réactivent plus ou moins les anciens accidents,
modifiant ainsi les structures préexistantes.
40
au Nord la faille de Tanga, au
41
42
Une coupe Est-Ouest du bassin au niveau de l'île de Zanzibar (fig.18) montre globalement
une série faiblement plissée, avec un très faible pendage est. Certaines failles majeures semblent
limiter une nouvelle séquence stratigraphique importante et résulter d'un événement tectonique
suffisamment intense : d'Ouest en Est, elles marquent successivement le début de la série du
Karroo, du Mésozoïque et du Tertiaire. Ces différentes périodes correspondent aux phases tectoniques majeures connues dans l'histoire de l'Afrique de l'Est : le rift intracontinental Karroo,
l'éclatement du Gondwana au Jurassique moyen suivi de la dérive de ses principaux fragments
tout au long du Jurassique supérieur et du Crétacé, et enfin l'apparition des rifts oligo-miocènes
est-africains.
Dans le détail de la coupe, on observe trois styles structuraux particuliers : le Karroo qui
se présente en demi-grabens ; le Mésozoïque qui laisse entrevoir un faible plissement ; le Tertiaire
qui montre quelques plis diapiriques bien marqués. Ces particularités traduisent ainsi des épisodes
et des champs de contraintes tectoniques bien précis ayant affecté et structuré le bassin.
3. LES BASSINS
COTIERS
DU KENYA
a- Schéma structural
Le schéma structural du Kenya (figure 19) montre deux zones sédimentaires d'âge et de
structures différents. Il s'agit :
- à l'Ouest, des bassins de rifts est-africains d'âge oligo-miocène ;
- à l'Est, des grands bassins apparus au Karroo et qui n'ont cessé d'évoluer durant tout le
Mésozoïque et le Tertiaire.
Les principaux accidents tectoniques ont une direction dominante subméridienne, aussi bien
pour les failles associées aux rifts tertiaires Est-africains que celles délimitant les bassins côtiers
permo-triasiques.
Cependant la région des bassins mésozoïques située à l'Est montre, en plus, l'existence de
deux familles d'accidents orientés :
- la première, NE - SW ; ces accidents, affectent au Sud le socle précambrien et semblent
marquer vers le Nord la limite méridionale du bassin de Mandera ;
- la seconde, NW-SE ; il s'agit principalement de la faille de Lagh Bogal qui délimite le
graben d'Anza sur son flanc nord.
Nous allons limiter notre aperçu géologique aux bassins côtiers du Sud Est kenyan, plus
précisément au bassin de Lamu et à la région située au NE de Mombasa.
43
Fig.19 : Carte géologique et structurale du Kerrya(d'après Mbede, 1987).
44
Fig.20 : Log stratigraphique synthétique des bassins côtiers kenyans (d'après Raïs
Assa,1987, modifié).
45
b- La Région de Mombasa
*
Stratigraphie
Cette région montre en affleurement, toutes les formations allant du Carbonifère supérieur
jusqu'au Quaternaire.
Les sédiments d'âge Karroo, localisés à l'Ouest, sont mis en contact avec le socle précambrien par une faille normale subméridienne à fort pendage est. Ce sont des séries continentales où diverses séquences se succèdent, débutant par les "Tarugrits" et se terminant par
les grès liasiques de Mazeras (figure 20) (Canon et al., 1987 ; Rais-Assa, 1987).
Des incursions marines ont été reconnues durant la période Karroo, qui sont à l'origine
des faciès lagunaires et deltaïques (Rais-Assa, 1987).
On estime l'épaisseur totale des formations Karroo entre 3000 m et 4000 m (Mbede,
1987).
Les dépôts mésozoïque succèdent à l'Est aux séries permo-triasiques du Karroo, dont ils
sont séparés par un second accident Nord-Sud. Ce sont des séries à dominante marine, présentant en début de séquence des faciès épicontinentaux mais qui deviennent de plus en plus
franchement marins. Des séries évaporitiques, identiques à celles observées dans la région de
Mandawa (Sud de Tanzanie), s'y sont également déposées (Mbede, 1987).
Le Tertiaire est caractérisé par l'absence du Paléogène. Le Miocène est représenté par
des argiles et des calcaires. Tandis que le Plio-Quatemaire se manifeste par des séries
régressives sableuses.
* Structure
L'observation de la structure du bassin à travers une coupe orientée NW-SE (figure 21)
montre :
- un monoclinal assez fortement penté vers l'océan, affecté par un système de failles
normales subverticales. Cette partie est localisée à terre dans la zone interne du bassin ;
- des plis peu marqués, localisés dans la zone "off shore" de la marge. Ces plissements
affectent les séries néogènes et pourraient traduire l'effet du rifting est-africain d'âge
oligo-miocène ; effet amplifié par un phénomène de diapirisme salifère très actif.
46
Fig.21: Coupe sismique interprétée située dans la région de Mombasa (d'après Mbede, 1987)
- des failles à rejet vertical importantes affectant le Jurassique moyen et supérieur dans
la zone interne du bassin; un basculement généralisé de la marge à cette époque pourrait
être à l'origine de ce phénomène, et aurait permis l'avancée d'une mer franche et
profonde ;
- une épaisse série sédimentaire d'âge Crétacé, qui correspond à une période de forte
subsidence.
c- Le Bassin de Lamu
Le bassin de Lamu apparait comme un rift continental très dynamique pendant la période
Karroo, où se sont déposés plus de 4000 m de sédiments continentaux et lagunaires.
Son histoire est identique à celle du bassin de Mombasa, mais il diffère de ce dernier par
son ampleur.
Après l'installation de la mer du Jurassique moyen et supérieur, ce bassin se développe
comme une marge continentale passive, avec une accumulation des sédiments marins progradants
dont l'épaisseur atteint près de 8000 m pour la période Jurassique moyen-Quaternaire
1987).
(Mbede,
47
La coupe de la figure 22 montre également que les séries post-Karroo sont ici beaucoup
plus épaisses que dans le bassin de Mombasa. Le niveau salifère est absent. Les quelques plis
existants, très amples, semblent être liés à la tectonique oligo-miocène.
Fig.22 : Coupe sismique interprétée de la région de Lamu (d'après Mbede, 1987).
Les bassins côtiers du Kenya semblent donc résulter des différents épisodes ou régimes
tectoniques suivants :
- une distension, qui a dominé depuis le Carbonifère supérieur jusqu'au Crétacé supérieur
comprenant le rifting intracontinental Karroo et le basculement de la marge au Jurassique
moyen et supérieur ;
- un bombement à l'Oligo-Miocène marqué par d'importantes lacunes et lié au phénomène
de rifting des régions situées tout près à l'Ouest ;
- une compression, qui aurait induit au Miocène des plis assez marqués.
48
IV. CONCLUSION
SUR LES BASSINS
Les principaux éléments remarquables identifiés au cours de l'analyse des bassins consiste pour
l'essentiel :
· tout d'abord l'opposition entre deux unités sédimentaires totalement distinctes : le Karroo et le
post-Karroo.
Durant la période Karroo allant du Permo-Carbonifère au Lias, tous les bassins précédemment
décrits étaient encore réunis au sein du Gondwana. Cela explique la ressemblance de leurs dépôts.
En effet, les séries Karroo décrites en Tanzanie et au Kenya montrent de grandes similarités avec
la séquence connue à Madagascar (Kent et al., 1974). En général,pour le Karroo, on distingue
'
classiquement :
'
* une séquence basale grossière, localement charbonneuse ;
* une séquence intermédiaire constituée d'argiles et de grès ;
* une séquence supérieure détritique grossière.
De plus, on note la présence d'intercalations marines dans la série Karroo. Ces sédiments Karroo
constituent en fait un remplissage syntectonique dans les grabens orientés NW-SE à NE-SW
(Virlogeux, 1987).
� ensuite,l'arrivée d'une mer épicontinentale qui devient de plus en plus franche et durable.
A cet égard, les premières formations discordantes sur le Karroo sont les grès de Ngerengere
en Tanzanie, qui seraient datés du Toarcien selon Virlogeux (1987), ou du Sinémurien selon
Kajato (1982). Il en existe des équivalents latéraux au Mozambique avec les grès de Lupata
(Virlogeux, 1987) et les grès de l'Isalo II à Madagascar apparus dès le Sinémurien (Radelli,
1975).
Il semble donc que la première transgression marine daterait au plus tard du Toarcien ; elle est
venue beaucoup plus tôt par rapport à la date habituellement proposée, c'est-à-dire au Jurassique
moyen.
Par la suite les bassins malgaches ont été disjoints de la côte orientale de l'Afrique à partir du
Jurassique moyen et supérieur lors de l'ouverture des bassins océaniques de Somalie et de
Mozambique. Néanmoins les bassins du Mozambique, de la Tanzanie, du Kenya et de Madagascar
sont restés suffisamment proches pour qu' il soit possible de trouver de nombreux points communs
dans leur évolution.
· enfin, sur le plan tectonique, les principaux accidents rencontrés dans ces différents bassins
présentent deux directions principales, proches de NE-SW et de NW-SE. On notera à ce sujet
qu'il semble s'agir là de directions héritées des structures précambriennes.
49
En effet, le craton Africain correspond, dans cette région, à la ceinture métamorphique du
Mozambique, située entre le Zambèze et le Nord du Kenya (Krôner, 1977). Ce socle résulte de
plusieurs cycles orogéniques dont la dernière étape s'est produite il y a 500 Ma, lors de l'épisode
panafricain. Sa structure d'ensemble montre de grands accidents tectoniques orientés NW-SE.
Par ailleurs, le craton zimbabwéen,d'âge supérieur à 2000 Ma (Cox, 1970) et situé au Sud Ouest
de la ceinture mozambicaine, montre des directions structurales NE-SW (Lafourcade, 1984).Les
rejeux de fractures anciennes sont donc très probables.
II
CHAPITRE
LES DIFFERENTS
EPISODES
SEDIMENTAIRES
ET TECTONIQUES
53
CHAPITRE II : LES DIFFERENTS EPISODES SEDIMENTAIRES
ET TECTONIQUES
I. LES EPISODES SEDIMENTAIRES
1. INTRODUCTION
Aprèsavoirdécritles bassinscôtiers,nous allonsessayerde dégagerles principauxépisodes
sédimentaires .Pour cela, nous tiendronscompte égalementdes séries sédimentairesd'autres
bassins :ceux de l'Afrique du Sud,du Zambèze(situésà la fois en Zambieet au Zimbabwe).
En plaçantrespectivementles colonnesstratigraphiquessynthétiquesdes différentsbassinsà
leur emplacementoriginel dans l'environnementgondwanien,on obtient finalementle tableau
comparatifde la planche1 (pl. Horstexte).
Les corrélationsque l'on peut fairepourl'ensembledes bassinsnous ont conduità définirde
grandsépisodessédimentairesallantdu Carbonifèreà l'Actuel.
2. L'EPISODE KARROO
Cet épisodes'étend sur la périodequi va du Carbonifèresupérieurau Jurassiqueinférieur.
Le terme Karrooconcerneles formationssédimentaireset intrusivesqui se sont déposéesou
misesen placeen Afrique,dans des bassinsintraet péri-continentauxsituésau Sud de l'Equateur
(fig. 1) :le bassinKarroo(Afriquedu Sud)le bassind'Etjo (Botswana),les bassinsde Limpopoet
duZambèze(Zimbabwe,Mozambique),le bassin duCongo(Zaïre),la valléedeRovuma(Tanzanie),
le bassinde Mombasa(Kenya),les bassinsde Morondavaet de Majunga(Madagascar).
Durantcette période,le régimede dépôtest essentiellementcontinental.
A la basede la série,dansles bassinsles plus anciens,le Karrooest représentépar des tillites,
témoinsd'un épisodeglaciaire ;ces tillitessont discordantessur le soclecristallin.
Ensuite,les sédimentssont caractériséspar des sériessurtoutdétritiqueset grossières,comportant des alternancesde conglomérats,de grès, de quelquescalcaireslacustreset de niveaux
charbonneux.
La taille des élémentsdétritiqueset les figuresde sédimentationsuggèrentun modede dépôt
rapide,un transportfluviatilede hauteénérgietraduisantun caractèretorrentiel.
54
55
56
On peut reconnaître différents cycles selon les bassins considérés ainsi que diverses séquences.
En particulier à Madagascar, on a reconnu les séries de la Sakoa, de la Sakamena et de l'Isalo que
l'on peut plus ou moins corréler avec les séries rencontrées dans les autres bassins (fig. 23).
Les corrélations stratigraphiques que nous avons effectuées entre les différents bassins estafricains ont permis de connaître l'étendue et les épaisseurs approximatives des séries sédimentaires
respectives de l'Afrique de l'Est et de Madagascar correspondant aux épisodes "Karroo malgaches"
de la Sakoa (Carbonifère supérieur - Permien inférieur), de la Sakamena (Permien supérieur - Trias
inférieur) et de l'Isalo (Trias supérieur - Jurassique inférieur) (fig. 24).
Des incursions marines brèves sont connues à l'intérieur de l'épisode du Karroo. On leur doit
des passées plus ou moins calcaires.
3. L'INSTALLATION
DU DOMAINE
MARIN
Pour plusieurs auteurs (Canon et al., 1981 ; Raïs Assa, 1987 ; Reeves et al., 1987), la transgression marine du Jurassique inférieur s'est cantonnée uniquement dans les bassins de Somalie,
du Nord Est du Kenya et du Nord de Madagascar. Or, la mer s'est avancée plus au Sud et les traces
en sont visibles en Tanzanie, dans les séries de Ngerengere (Spence, 1957) et de Mandawa (Kent
et al., 1971), et à Madagascar dans le bassin de Morondava (Radelli, 1975).
Par conséquent, on peut prétendre qu'un bras de la Téthys a transgressé du Nord vers le Sud
sous la forme d'une mer épicontinentale peu profonde (fig. 25). Le domaine recouvert englobe l'Est
de l'Ethiopie, le Nord de la Somalie et le Nord Est du Kenya jusqu'à la côte sud de Tanzanie et du
Sud Ouest de Madagascar, soit un golfe marin de quelques 800 km.
Les dépôts présentent des faciès épicontinentaux et lagunaires : calcaires oolithiques, évaporites, marnes gypsifères et marnes colorées.
Il existe peu d'indices pour pouvoir évaluer avec exactitude l'épaisseur de cette première série
marine du Jurassique inférieur. Toutefois, dans le sud de la Tanzanie, dans la région de Kidodi, le
forage de Mandawa-7 a traversé une épaisse séquence évaporitique d'environ 3000 m sous les
formations marines du Jurassique moyen (Kent et al., 1971) avant de rencontrer un fossile (un
poisson) à 3210 m dont l'âge est attribué au Trias (Kamen-Kaye et Barnes, 1979).
Les variations des épaisseurs du Jurassique inférieur de Tanzanie, très rapides (puisque synrift),
allant de 200 à 600 m selon Kent et al. (1971), sont comparables avec celles reconnues par Radelli
(1975) à Madagascar. Ce demier montre à travers divers forages (ME1,SK1,AB 1) que l'épaisseur
du faciès mixte "Sakaraha" (équivalent du Trias) varie en moyenne entre 250 m à 1000 m.
57
Fig.25 : L' installation du domaine marin au Jurassique inférieur en Afrique de l'Est : (a) schéma
général montrant essentiellement l'extension de l'invasion marine, (b) "Zoom" de la fig.25a pour
montrer les détails morpho-structuraux du "golfe tanzano-malgache".
58
4. L'EPISODE MARIN DU JURASSIQUE MOYEN ET SUPERIEUR
Le Jurassiquemoyen,généralementdiscordant,est caractérisédans les bassinsdu Nord par
une invasiongénéraliséed'une mer beaucoupplus franche.Le facièscalcairey présenteun développementparticulièrementimportant.
A cette époque,le golfe marin ne semblepas encore avoir dépasséle Sud des bassins de
Rovuma(Tanzanie)et de Morondava(Madagascar).
Le Jurassiquesupérieur,en général concordantsur les formationsantérieures,montre des
facièsmarinsfrancset profondsoù se succèdentdes sériesmarneuses,argileuseset schisteuses.
Les épaisseursdes formationsmarinesdu Jurassiquemoyenet supérieurvarientde 1700m à
2600m en Afriquede l'Est (KamenKayeet Barnes,1979).
5. L'EPISODE REGRESSIF DU CRETACE INFERIEUR.
Généralementdiscordantessur les sériesjurassiques,les formationsdu Crétacé inférieur
(jusqu'àl'Aptien)montrentdesaspectsrégressifs.Ellessecaractérisentparl'importancedesdépôts
gréseuxet gypsifères.
Surla côtesomalienne,plusprécisémentdansle foraged 'Obbia,les sériesdu Crétacéinférieur
atteignentà peu près 500 m d'épaisseur(KamenKaye et Bames, 1979) ;tandis que cette valeur
augmentenotablementsur lacôtetanzaniennepouratteindre,au niveaude l'île de Zanzibar,environ
1000m (Kajato,1982).A Madagascarcette sérieatteintenviron600 m d'épaisseurdans le bassin
de Majungaet 800 m dans le bassinde Morondava(Coffinet Rabinowitz,1988).
6. L'EPISODE MARIN DU CRETACE SUPERIEUR A L'EOCENE MOYEN
Dela finde l'Aptien jusqu'àl'Eocènemoyen,on a desséquencessédimentairestransgressives.
Les sériessont très uniformes,avecune prédominancedes facièsargileuxau débutde la séquence
pour terminerpar les calcairesde Cheringomade très grandeextension.
Les épaisseurssont très variablesd'une région à l'autre. Ainsi, rien que pour le Crétacé
supérieur,l'épaisseur est estiméeà environ600 m dans le Nord Est de Somaliedans le forage
d'Obbia, à 2100m dansle Norddu Kenyadansle foragede Walu(KamenKayeet Bames, 1979),
à 760 m dansla régionde Pemba-Zanzibaren Tanzanie(Kent etal., 1971 et
) à 1200m dansla baie
de Lamuau Kenya(Mbede, 1987).A Madagascar,le Crétacésupérieurest estiméentre600m dans
le bassinde Mahajangaet 800 m dansle bassinde Morondava(Kamen Kaye, 1982).
59
60
Le Paléocène a une épaisseur moyenne variant entre 350 m et 800 m sur les marges kenyane,
tanzanienne et malgache, tandis que cette épaisseur augmente considérablement sur la marge estsomalienne où elle varie de 700 m à 2500 m (Coffin et Rabinowitz, 1988).
D'après Coffin et Rabinowitz (1988), l'épaisseur de la série éocène varie de 800 m à 2100 m
en Tanzanie, de 1250 m à 3000 m au Kenya, de 400 à 1250 m à Madagascar et se situe autour de
800m en Somalie.
7. LA REGRESSION
OLIGOCENE
Partout sur la marge est-africaine, l'Oligocène présente des lacunes importantes. Et lorsque
les séries sont représentées, elles sont très réduites, ne dépassant guère 150 m.
Quelques secteurs font cependant exception, tels le bassin de Mahajanga à Madagascar (750 m)
dans le forage de Chesterfield (situé au Nord du bassin de Morondava-Madagascar) et le secteur
de l'île de Pemba (sur la côte nord tanzanienne) où la série est évaluée approximativement à 500 m
d'épaisseur.
Cette régression oligocène est en fait un phénomène connu à l'échelle du globe, auquel les
bassins sédimentaires est-africains n'ont pas échappé.
8. SUBSIDENCE
DES MARGES
AU MIOCENE
Le Miocène voit apparaître à nouveau des formations franchement marines, représentées par
des séries marneuses et un développement important des faciès calcaires.
La subsidence de la marge à cette époque a conduit à la mise en place d'importants prismes
sédimentaires progradants.
Ce sont des séries assez épaisses qui varient en moyenne de 600 m à 1000 m sur les côtes
malgaches et sud tanzaniennes, et atteignent facilement 1500 m sur les côtes somaliennes et nord
kenyanes. Dans l'île de Zanzibar, le Miocène atteint même plus de 2000 m d'épaisseur (Coffin et
Rabinowitz, 1988).
9. LA REGRESSION
PLIO-QUATERNAIRE
Au Plio-Quatemaire, les séries redeviennent régressives et se manifestent par des sables et des
grès.
La totalité de la série, dans l'ensemble, ne dépasse guère 250 m.
61
10. CONCLUSION
SUR LES EPISODES SEDIMENTAIRES
Les épisodes sédimentaires sont assez bien enregistrés dans les différents bassins. Certains
passages sont très nets en certains endroits ; d'autres sont moins marqués et plus diffus.
Malgré certaines spécificités sédimentologiques qui nous ont permis de distinguer plusieurs
épisodes, l'analyse globale des faciès dans les différents bassins de la marge montre deux régimes
de dépôts distincts (P.htl ; fig.26) :
- le premier, essentiellement continental, est défini sous le terme Karroo et correspond à une
période de rift intracontinental. La plupart des dépôts sont synrifts et les séquences se terminent
souvent par des discordances très nettes (Sakoa, Sakamena, Isalo 1 et Isalo II pour le bassin
de Morondava). Les variations de faciès sont rapides et généralement délimitées par des
accidents d'extension limitée.
Cette période, qui va du Permo-Carbonifère au Jurassique inférieur (au moins jusqu'au
Pliensbachien) caractérise une phase de "rifting" durant laquelle la subsidence observée est
essentiellement d'origine tectonique, locale.
- le second, principalement marin, montre un développement important de dépôts post-rifts ;
il s'agit généralement de calcaires, de marnes et de schistes, que l'on retrouve pratiquement
dans tous les bassins côtiers est-africains.
Malgré l'invasion très précoce (au Toarcien) d'une mer épicontinentale dans certains bassins
(Mahajanga, Morondava, Lamu et Tanzanie), ce type de régime de dépôts n'a véritablement
commencé qu'au début du Jurassique moyen, c'est-à-dire, au Bajocien. Le commencement
de cette période est marquépar unediscordance généralisée à l'échelle des bassins est-africains.
Elle correspond vraisemblablement à ce que les anglo-saxons appellent le "breakup unconformity" (ou discordance post-rift) et marque le début de l'ouverture océanique.
La subsidence observée durant ce second type de dépôts traduit un phénomène plus vaste,
d'envergure régionale. Ici, la subsidence dite thermique correspond à une phase de "drifting"
durant laquelle les différents bassins ont évolué en marges divergentes passives.
62
II. LES DIFFERENTS
EPISODES
TION DE LA MARGE
TECTONIQUES
ET LES STADES
D'EVOLU-
EST-AFRICAINE
1. INTRODUCTION
Des discordances importantes (lacunes stratigraphiques et discordances angulaires) ainsi que
des déformations significatives ayant affecté les terrains sédimentaires de l'Afrique du Sud et de
l'Est ont permis d'identifier des phases de distention actives depuis le Permo-Carbonifère jusqu'au
Quaternaire. Des événements géodynamiques importants caractérisent ainsi les différents épisodes
tectoniques qu'a connu la marge est-africaine.
2. LE RIFTING AU KARROO
a- Les rifts
et la tectonique
synrift.
Les divers bassins apparus en Afrique au Permo-Trias n'ont pas eu la même évolution.
Fig.27 : Classification des bassins permo-carbonifèresde l'Afrique de l'Est (d' après Rust,1973).
63
Rust (1973), en étudiant la tectonique gondwanienne, a proposé une classification de ces
bassins en deux types (figure 27) :
- le type Karroo ; situé dans les régions occidentales, il est représenté par de
larges bassins
intra-cratoniques stables ayant peu évolué depuis leur mise en place au Permo-Trias ;
- le type zambézien ; situé dans les régions orientales, il est caractérisé par des fossés
tectoniques (les rifts) où les structures distensives sont clairement apparentes.
Fig.28 : Chronologie d'apparition des bassin permo-carbonifères de l'Afrique de l'Est (d'après
Lambiase, 1989).
Cependant, ces divers bassins ne sont pas apparus de façon synchrone.
En effet, certains sont apparus beaucoup plus tôt que d'autres. Les plus anciens dépôts
sédimentaires sont datés du Carbonifère supérieur, marquant une nette discordance avec le socle.
Ils sont connus en Afrique du Sud dans le bassin du Karroo (Ryan,1967), au Zimbabwe, dans la
vallée du moyen Zambèze (Reiman, 1986),en Tanzanie dans le bassin de Mvuha (Kreuser, 1984),
64
au Kenya à l'Ouest de Mombasa (Walters et Linton, 1972 ; Rais-Assa, 1987) et à Madagascar
dans le bassin de Morondava (Besairie, 1972). Ces divers bassins sont orientés plus ou moins
Nord-Sud (figure 28).
D'autres bassins sont apparus plus tardivement, au début du Permien supérieur : ce sont
principalement les bassins de Luano-Luanga au Zimbabwe, du Selous en Tanzanie, de Lamu au
Kenya et en Somalie et de Mahajanga à Madagascar. Ils ont une orientation préférentielle NE-SW.
Ainsi le Permien se caractérise par des séquences stratigraphiques synrifts typiques,
déposées dans un environnement de reliefs escarpés. Ensuite, les grès du Trias ont pris le relais,
se déposant toujours durant cette phase d'instabilité tectonique.
Fig.29 : Coupes géologiques interprétatives montrant les structures en demi-grabens des bassins
de rift Karroo au Permo-Trias (a) sur la côte malgache (d'après Razafimbelo,1987,modifiée) ;
(b) sur la côte mozambicaine (d'après Kent et al.,1971,modifiée).
65
Les séries sédimentaires rencontrées dans l'ensemble de ces bassins montrent une discordance quasi-généralisée au début du Trias supérieur. En Afrique du Sud et au Zimbabwe, ces
discordances font suite à de véritables lacunes.
Enfin, la discordance datée du Jurassique inférieur semble être la plus intense durant cette
période tectonique du Karroo ; puisqu'elle affecte, sans exception, tous les fossés tectoniques
permo-triasiques. Elle ne semble cependant pas traduire le "breakup" général parce qu'on ne
note pas de changement de faciès significatif ; la nature des dépôts étant restée détritique et
continentale. De par son intensité, cette phase semble avoir favorisé les ultimes réajustements
nécessaires au retour à l'équilibre des contraintes tectoniques en présence.
On constate ainsi que ces bassins d'âge Karroo ont une évolution polyphasée durant laquelle
on peut dénombrer quatre épisodes tectoniques essentiels qui se situent au Carbonifère supérieur,
au début du Permien supérieur, au début du Trias supérieur et au début du Jurassique inférieur.
A la fin de cette période, ces différentes phases extensives successives ont donné à ces
bassins un style structural particulier de bassins asymétriques ou demi-grabens (fig.29).
Les dépôts d'âge Karroo, là où ils sont encore conservés, montrent effectivement des
structures basculées en demi-grabens.
b- Les manifestations
tectoniques
au niveau de la chaîne du Cap
Des travaux effectués en Afrique du Sud (Halbich et al., 1983) basés sur la méthode de
datation 40 Ar/39Ar ont abouti à une meilleure précision sur la chronologie des principales phases
tectoniques associées aux différents groupes tectono-sédimentaires composant le système karroo.
Les dates indiquées montrent que la tectonique compressive ayant causé les plissements
successifs de la chaîne du Cap au Sud, est contemporaine de la tectonique distensive ayant
engendré les rifts des bassins de type Zambézien situé au Nord.
Il apparait évident que la tectonique compressive du Cap et la distension manifestée plus
au Nord par les rifts sont liées. Ces deux phénomènes contemporains doivent avoir une origine
commune à rechercher dans l'histoire du continent de Gondwana.
c- Magmatisme
Dès la fin du Trias et pendant tout le Jurassique inférieur, le Sud de l'Afrique a été le siège
d'un magmatisme tholéitique important (Cox, 1970).
Les roches volcaniques, du moins celles qui ont été préservées de l'érosion, sont réparties
dans plusieurs districts (fig.30). Les provinces les plus importantes sont localisées au Basotoland,
au Swaziland, dans le Transvaal, dans les vallées de Limpopo et du Zambèze. Dans le Sud du
Mozambique, les coulées volcaniques (rhyolites et basaltes alcalins) forment, à l'affleurement,
un alignement de crêtes appelées les "chaînes des Lebombo".
66
Fig.30 : Manifestations magmatiques de l'époque Karroo en Afrique du Sud et du Sud-Est
(d' après Cox, 1970).
67
Fig.31: Détermination radiométrique des âges des principales éruptions volcaniques en Afrique
de l'Est et du Sud (d'après Forster, 1975).
La majorité des roches volcaniques provient d'une manifestation fissurale. Le volcanisme
explosif apparaît être une étape mineure et localisée (Cox, 1970).
68
Ces activités magmatiques sont en fait les témoins d'une forte distension continentale
précédant l'éclatement du Gondwana.
Un échantillonnage des roches volcaniques a été effectué entre le Swaziland et Lourenço
Marques, du Sud Ouest vers le Nord Est, en vue de déterminations radiométriques (Forster,1975).
Les résultats indiquent une décroissance des âges qui vont de 202 Ma à 137 Ma (figure 31). On
constate également qu'il y a un rajeunissement des éruptions du Sud vers le Nord et de l'Ouest
vers l'Est.
Fig32 : Schéma d' ouverture en "pull apart" des bassins Est-africains selon Daly et al., f7959�.
69
Fig.33 : Schéma montrant le mouvementde poinçonnement venant du Sud
pour expliquer l'ouverture des bassins karroo de l'Afrique de l'Est, à l'image de celle du Lac
Baïkal en Himalaya.
70
3. LA TECTONIQUE FINI-KARROO
Le Jurassiqueinférieurdébutepar une discordancemajeure,qui affectetous les fossés tectoniquespermo-triasiquesest-africains.Cettediscordancedémontrel'existenced'un épisodetectoniquemajeurà la fin du Karroo,accompagnépar d'importanteséruptionsvolcaniques.
Cetépisodetectoniquen'a malheureusement
pasfaitl'objetpour l'instantd'étudesstructurales
systématiques.Cependant,quelquescaractèresméritentd'être soulignés,notamment :
- la contemporanéitéde la tectoniquecompressivemanifestéeau Sud (au niveaude la chaîne
du Cap) avec la tectoniqueextensivelocaliséeplus au Nord (au niveaudes rifts de l'Afrique
de l'Est) ;
- l'agencementen échelondes bassinsde l'AfriqueCentraleEst et la présencede l'ancienne
zone de cisaillementdextre de Mwembeshi(Cowardet Daly, 1984)qui longe et relie ces
bassins(fig.32).
Certainstravaux récents (Daly et al., 1989) ont montré que les rifts Karroode l'Afrique
CentraleEst et de l'Afrique de l'Est n'étaient que les résultatsdes mouvementsfavoriséspar la
réactivationdu cisaillementde Mwembeshi.Selonces auteurs,l'organisationet la géométriede
ces rifts révèlentqu'il s'agit de bassinsde type "pull-apart"formésle long du décrochementde
Mwembeshiqui a fonctionné,cettefois,avecun rejetsenestre(fig. 32).Cesbassinspouvaientêtre
égalementliés aujeu d'autres accidentscrustauxcommeceuxexistantau Zimbabwe(Orpen etal.,
1989).
Les borduresdes cratonscorrespondentà des rampeslatéralesqui favorisentles coulissages ;
d'où un rôleprobablequ' auraitpu jouer lafaillede Mwembeshiquilimiteà l'Est le cratoncongolais.
Descoulissagessimilairesont peut-êtreété à l'originedesplisvisiblesdansle bassindu Selous
(SWTanzanien)(Spence,1957 ;Guiraud,communicationpersonnelle).
En effet,ces plis fontun certainanglepar rapportà la failleprincipaled'ouverturedu bassin ;
ce qui rend les coulissagesprobables(plisen échelons).
Dans notre interprétation,nous faisonsla liaisondirecteentre,d'une part, la simultanéitéde
la tectoniquecompressivedu Cap et de la tectoniquedistensivedes rifts de l'Afrique de l'Est,
d'autre part, la géométriedes principalesstructurestectoniquesprésentesdans le secteursud et
est-africain(cisaillements,grabens,plis chevauchants).En effet, cette associationgéométrique
sembleplutôt favoriserl'hypothèsed'un mouvementde poinçonnementvenantdu Sud (direction
de la contrainteprincipale)en provoquantl'ouverturedes riftscontinentauxKarroo,à l'image de
l'ouverturedu lac Baikal(en Himalaya)lors du "choc"du bloc indiencontrele continenteurasien
(fig.33).
71
Ainsi, vers le Nord, les forces de cisaillement vont produire un système de failles de tension,
en échelon sur le prolongement Nord Est de l'accident NE-SW de Mwembeshi, qui contrôleront
l'ouverture des bassins de l'Afrique de l'Est (Zimbabwe, Mozambique, Tanzanie, Kenya, Somalie
et Madagascar). L'aspect et la géométrie de ces bassins rappellent énormément les bassins de type
"pull-apart" (Daly et al., 1989).
Toutefois, il est à remarquer que les relations géométriques proposées par Daly et al., (1989)
sur la figure 32 semblent beaucoup plus favoriser une dérive initiale de Madagascar vers le Nord ,
tout au plus vers l'Est, plutôt que vers le Sud.
Fig34 : Coupes sismiques interprétées montrant le basculement de la marge au niveau de la marge
nord tanzanienne : Jm ,Js : Jurassique moyen et supérieur ; Ci, Cs : Crétacé inférieur et supérieur.
4. LA TECTONIQUE
DE LA FIN DU LIAS
Durant cette période, dans les bassins du Zambèze situés plus au Sud, on assiste à la continuité
de manifestations volcaniques toujours aussi importantes.
En même temps dans le Nord, dans les bassins tanzaniens (internes et côtiers), kenyans,
somaliens et malgaches, la distension s'accélère et se manifeste par le jeu de nouvelles fractures.
Les réajustements par rapport aux nouveaux blocs failles engendrent des structures en horsts et
grabens qui favorisent le développement des bassins évaporitiques. Les basculements successifs
des blocs accentuent sans cesse la dimension des bassins et l'enfoncement de leurs bordures
respectives (fig.34).
72
stades de l'évolution de la marge
Fig.35 : Schéma illustrant les structures tectoniques à di,tJ`'érents
Est-africaine et malgache du Permo-Carbonifère à l'Actuel.
73
A la fin du Jurassique inférieur, la distension entre le Kenya et Madagascar a été suffisamment
importante pour pouvoir canaliser l'avancée d'une mer épicontinentale venant du Nord jusque dans
le Sud du bassin côtier de Tanzanie et de Madagascar (bassin de Morondava).
C'est le début de la fragmentation du Continent de Gondwana.
5. L'EVOLUTION
EN MARGE PASSIVE
Partout en Afrique de l'Est, le Jurassique marque un style nouveau dans le développement de
la marge. En effet, les séries marines du Jurassique moyen, discordantes sur les séries antérieures,
ont une épaisseur variable ; en prenant le cas de la série calcaire de Bemaraha (dans le Nord du
bassin de Morondava), cette épaisseur peut être très importante. Ces séries du Jurassique moyen,
discordantes, contrastent nettement avec l'aspect dissymétrique et basculé des structures Karroo
sous-jacentes (fig.34). Mais cette avancée d'une mer franche marque également le début de l'ouverture océanique.
En outre, le Crétacé supérieur semble montrer une accélération de la subsidence qui se
manifeste sur cette coupe par une accumulation importante de sédiments.
Le Crétacé supérieur voit également apparaître, au Campanien, des épanchements importants
de nappes basaltiques sur la marge ouest de Madagascar (Lafourcade, 1984). Leur mise en place
coïncide avec l'ouverture du bassin des Mascareignes qui résulte de la séparation de l'Inde et
Madagascar, laquelle débute par l'anomalie 34 (82 Ma) (Masson, 1984).
Ces diverses manifestations tectoniques affectent les bassins et se marquent souvent au niveau
de la structure tectono-sédimentaire de la marge par le développement de plate-formes successives.
On constate que l'évolution de la marge et de ses bassins environnants, du Karroo au Quaternaire (fig.35), s'est opérée progressivement vers un développement en marge divergente passive, où les nouvelles structures dominantes se superposent aux anciennes ou s'en décalent.
6. L'INFLUENCE
DU RIFTING OLIGOCENE
ET ACTUEL
L'Arabie s'est écartée de l'Afrique au Miocène moyen après une phase de fracturation à la
fin de l'Oligocène - début du Miocène (Chorowicz, 1983).
Cette phase oligo-miocène se manifeste au niveau de l'Afrique de l'Est par l'apparition des
rifts est-africains, suite à une extension NW-SE (Chorowicz, 1983) et composés essentiellement
de deux branches (fig.36) :
- la branche orientale qui s'étend au Nord (en Ethiopie) de la région des Afars à celle du
Gregory rift, au Sud dans le Sud-Ouest du Kenya et au Kilimandjaro (Tanzanie) ;
74
Fig36 : Carte structurale du rift Est-africain (d'après Chorowicz,1983) et de son prolongement
sous-marin (d'après Mougenot et al.,1986)
75
Fig.37 : Evolutionstructurale du prolongementsous-marin du rift est-africain : étapes de formation
du fossé des Kérimbas (d'après Mougenot et al., 1989).
- la branche occidentale formée par la succession des lacs Mobutu (au Nord),
Tanganyika-Rukwa (au centre) et Malawi (au Sud).
L'accident cisaillant d'Aswa joue le rôle de faille transformante entre ces deux branches de
rifts.
Une étude morphologique et structurale détaillée de la partie nord du Canal de Mozambique
(Mougenot et al., 1986) a permis de montrer l'importance de la tectonique tertiaire dans cette région.
En effet, deux profondes dépressions à fond plat ont été identifiées : le fossé de Lacerda (fig.36) et
le fossé des Kérimbas (fig.37).
Ces fossés sont lesiège de séismes fréquents mais de faibles magnitude (Req, 1982 ;Shudofsky,
1985) et longent l'escarpement occidental de la faille de Davie. Ils correspondent à des grabens
néogènes et sont interprétés comme étant le prolongement sous-marin du rift Est-africain.
La faille d'Aswa est considérée comme étant l'élément majeur ayantcontrôlé, guidé et transmis
cette tectonique oligo-miocène au niveau de la marge Est-africaine (Mougenot et al., 1986 ; Chorowicz, 1987).
76
L'analyse des escarpements qu'elle engendre dans la région des grands lacs Est-africains
(Chorowicz, 1987) indique que la direction principale de l'extension Miocène est orientée NW-SE.
Les jeux de cette faille durant le Miocène ont pu se traduire par une tectonique compressive
(transpression), ou extensive (transtension) (Chorowicz, 1989).
Effectivement, une tectonique compressive a été enregistrée sur la marge, où l'on note le
plissement léger de toute la série sédimentaire au niveau de l'île de Zanzibar, en Tanzanie (Kajato,
1982).
La succession des jeux compressifs et extensifs au Miocène, associés aux anciens décrochements a conduit à la géométrie particulière en zig-zagdu fossé des Kerimbas (Mougenot et al., 1989).
Ainsi, l'histoire des déformations récentes de l'Est-africain évoque moins l'ouverture d'un
océan le long d'une frontière précise (Chorowicz, 1983) qu'une mise sous tension de l'ensemble
de la plaque africaine, tendant à déformer toute l'Afrique de l'Est.
7. MECANISMES
POSSIBLES D'AMINCISSEMENT
CRUSTAL DANS LE CAS
DE LA MARGE EST-AFRICAINE
Dans les chapitres précédents de ce mémoire traitant l'évolution sédimentaire de la marge
Est-africaine, nous avons pu constater la prédominance de l'extension lors des phases tectoniques
successives. Cette extension ayant, d'ailleurs, commencé très tôt dans le Nord du Gondwana,
c'est-à-dire, dès le Dévonien (390 Ma) (Van Houten et Hargraves, 1987).
La carte structurale de la figure 30 permet de considérer deux zones correspondant à deux
modèles d'extension possibles de la lithosphère : une zone méridionale située au Sud de 15°S et
une zone septentrionale (White et Mc Kenzie, 1989 ; Raillard, 1990).
a- Zone sud
Elle se caractérise surtout par un taux élevé de roches éruptives. Les importantes coulées
de basaltes associées aux multiples essaims de dykes poussent à proposer un mécanisme
d'amincissement et d'extension suivie d'injections de matière magmatique (Royden et al., 1980 ;
Sclater et al., 1980) suivant le schéma interprétatif de Brown et Girdler (1980) sur les mécanismes
possibles de l'évolution des rifts africains (fig.38).
b- Zone nord
A l'inverse de la partie sud, la zone nord n'a pas été le champ de phénomènes magmatiques
significatifs. Il n'en demeure pas moins que la lithosphère a subi un amincissement important
(fig.38). Dans ce contexte, les modèles géométriques proposés par certains auteurs (Bosworth,
1989 ; Graig Man, 1989 ; Jorgensen et Bosworth, 1989) font prévaloir de grandes failles normales
de détachement lithosphérique qui s'infléchissent considérablement en profondeur.
77
Fig.38 : Deux mécanismes possibles d'amincissement crustal de la marge Est-africaine, avec
prédominance : (a) au Nord, de l' extension pure,(b) au Sud, de l' extensionsuivie d' une injection
significative de matériel magmatique (carte du magmatisme issue de Forster, 1975).
78
D'autre part, à partir de l'étude de la géométrie et de la signification tectonique du système
de rift de l'Afrique Centrale Nord Est, notamment au Soudan, Jorgensen et Bosworth (1989)
pensent que les modèles de formation de rift proposés par Mc Kenzie (1978) et Jarvis (1984)
rendent bien compte des phénomènes observés dans cette région.
C'est pourqoi, nous considérons notre choix comme adéquat en utilisant ces mêmes
méthodes d'analyse pour observer la formation de la marge et de ses bassins environnants qui
se trouvent à un stade d'évolution nettement plus avancé que celui de l'Afrique Centrale Nord
Est ; celle-ci en étant encore au stade de rifts intra- continentaux.
8. CONCLUSION
SUR LES EPISODES TECTONIQUES
L'évolution tectonique de la marge Est-africaine est complexe. Mais on peut retenir les points
essentiels suivants :
- les bassins intracontinentaux Karroo se sont formés à la suite d'un poinçonnement frontal
venant du Sud ;
·les bassins Karroo ont eu une évolution polyphasée qui comporte quatre épisodes tectoniques
essentiels situés au Carbonifère supérieur, au début du Permien supérieur, au début du Trias
supérieur et au début du Jurassique inférieur. Ces différentes phases extensives successives
ont donné à ces bassins un style tectonique particulier de bassins asymétriques ou
demi-grabens ;
· le Jurassique moyen, plus précisément le Bajocien, marque à la fois le début de de la dérive
vers le Sud avec l'apparition de la "zone magnétiquement calme" (ZMC) et celui du basculement de la marge, traduisant ainsi une subsidence d'envergure beaucoup plus régionale ;
·le Tertiaire voit l'apparition du Rift Est-africain, qui demeure en pleine activité ;
·les mécanismes d'extension au niveau de la marge Est-africaine font apparaître un type en
arrachement dans la partie nord et un type volcanique dans la partie sud.
CHAPITRE
CINEMATIQUE
III
DE MADAGASCAR
81
CHAPITRE lu : CINEMATIQUE DE MADAGASCAR
I. ETAT "INITIAL"
1. INTRODUCTION
La connaissancede la positioninitialedes fragmentsdu Gondwanapar rapportà l'Afrique
constitueun des paramètresfondamentauxpour toute tentativede reconstructiongéodynamique
dans cette région du globe. Dans ce contexte,nous allons essayerde reconstituerla positionde
Madagascarau Paléozoïquesupérieur,périodedurantlaquellese situe le début de la fracturation
du Gondwana.En effet,la connaissanceprécisede cettepaléopositiondoitpermettreune meilleure
évaluationdes déplacementsrelatifs ainsi qu'une meilleureestimationde l'intensité des déformationsassociéesà l'installationdes bassinset à l'évolutionde la margeEst-africaine.
2. TRAVAUX ANTERIEURS
La paléopositionde Madagascarà l'intérieur du super-continentdu Gondwana,avant la
séparationavec l'Afrique, a été longtempscontroversée,faisantl'objet de plusieurshypothèses :
- Madagascarest restéedanssa positionqu'elle occupeactuellement(Floweret Strong,1969 ;
Darracott,1974 ;Forster, 1975 ;KamenKaye, 1982) ;
- Madagascarétait située au Sud, le long de la côte mozambicaine(Wegner,1924 Florès,
;
1970 ;Tarling, 1971 ;Green, 1972 ;Kent, 1974 ;Barron etal., 1978) ;
- Madagascarétait situéeau Nord,adjacenteau Kenyaet à la Tanzanie(DuToit, 1937).Cette
idée a été reprisepar Smith et Hallan(1970),et confirméepar les étudespaléomagnétiques
de Mc Elhinyet Embleton(1976).
Depuisla découvertedes anomaliesmagnétiquesd'orientationE-W dans le Sud du Canalde
Mozambique(Segoufin,1978 ;Nortonet Sclater,1979)et dansle bassinde Somalie(Ségoufinet
Patriat 1980 ;Rabinowitz etal., 1983)(fig.39),un consensuss'est dégagéen faveurde la paléopositionde Madagascarface au Kenyaet à la Tanzanie.Il restaitalorsà préciserla positionrelative
exactede Madagascarvis-à-visde l'Afrique.
A cet égard,plusieursreconstitutionsont été proposéesse basantsoit :
- sur les isobathesmarines(Smithet Hallam(1979) ; Bunce et Molnar (1977) ; Norton et
Sclater(1979) ;Scruton( 1981 )etc.).
; Soulignonsà ce sujetquel'invasionmarinequi donnera
par la suite une mer permanenteest arrivée longtempsaprès qu'une phase d'extension
importantede la croûte(toutela périodedu Karroo)soit intervenue ;
82
Anomalies magnétiques identifiées dans le bassin océanique du Sud Ouest Somalien
(d'après Coffin et Rabinowitz, 1983).
Fig39 :
- sur la superposition des recouvrements des anomalies magnétiques (Segoufin et Patriat,
1980 ; Coffin et Rabinowitz, 1987). Toutefois, la reconstitution basée sur cette proposition est
quelque peu perturbée par l'existence d'une zone magnétiquement calme précédant l'accrétion
océanique du Jurassique supérieur.
- sur les structures de la chaîne de Davie (Mougenot et al., 1991 ; Malod et al., 1991).
Nous faisons remarquer que les paramètres contraignant les modèles d'ajustements de
Madagascar vis-à-vis de l'Afrique déterminent un espace relativement important entre les côtes de
Madagascar et celles de l'Afrique de l'Est (Raillard, 1990).
83
3. NOUVEL
AJUSTEMENT
PROPOSE
Nous proposons de contraindre cet ajustement en prenant également en considération les
caractères structuraux majeurs du socle précambrien et des fossés de type Karroo, tant en Afrique
qu'à Madagascar.
a- Ajustement
d'après
les structures
majeures
La reconstruction s'appuie, en particulier, sur les correspondances que l'on peut établir entre
les zones de fractures majeures d'Afrique Orientale et de Madagascar :
- pour les linéaments d'Aswa et de Ranotsara, principalement ;
- pour les faisceaux subméridiens qui découpent l'ensemble des bassins côtiers ;
- pour la zone de cisaillement de Bhavani située dans le Sud de l'Inde (Katz et Premoli, 1979).
Cette reconstruction tient compte également de la géométrie des fossés Karroo de Tanzanie,
du Kenya et de Madagascar.
L'ajustement que nous proposons est conduit de la manière suivante :
- dans un premier temps, nous faisons remonter Madagascar au Nord (le long de la
Ride de Davie), face à la Tanzanie-Kenya, jusqu'à faire juxtaposer les limites respectives de
croûte continentale- croûte océanique (Coffin et Rabinowitz, 1987) des marges sud-somalienne
et nord-malgache ;
- dans un second temps, nous considérons les linéaments majeurs observés sur les
photos satellites ("Landsat") affectant cette région Est-africaine et malgache : les principales
directions tectoniques de l'Afrique et de Madagascar sont alors ajustées au mieux afin d'obtenir
des familles directionnelles de failles continues et homogènes sur les deux territoires. Les zones
de cisaillement d'Aswa en Afrique de l'Est, de Ranotsara à Madagascar et de Bhavani en Inde
sont placées en continuité.
A cet égard, nous soulignons l'importance qu'il faut accorder aux deux premiers accidents
comme étant les éléments structuraux majeurs dans l'ajustement proposé. En effet, non seulement
ils ont la même direction, mais en outre ils ont joué tous les deux en décrochement senestre
pendant le Panafricain (Nicollet, 1988 ; Guiraud, communication personnelle) ; de plus, ils
délimitent chacun des provinces métamorphiques importantes.
Le résultat présenté sur la figure 40 montre une bonne cohérence, aussi bien pour les
orientations générales des accidents que pour les emplacements réciproques des dépôts permotriasiques Karroo de l'Afrique de l'Est et de Madagascar.
84
Fig.40 : Ajustement de la position initiale de Madagascar, d'après les linéaments tectoniques
majeurs. K : Kilimandjaro, 1 : fractures majeures observées ; 2 : zone de cisaillement importante.
85
Nous faisons cependant remarquer que le fait de prendre la limite croûte continentale- croûte
océanique comme contrainte principale dans l'ajustement nord-sud de Madagascar, situe cette
dernière dans une position "paléozoïque" post-étirement ; puisque cette reconstitution considère
déjà, ainsi, deux portions de croûte continentale très amincie.
b- Ajustement
d'après
les unités structurales
métamorphiques
Tant à l'extrémité sud ouest de Madagascar qu'à l'extrémité nord est du Mozambique, les
unités structurales du socle métamorphique ont une direction dominante subméridienne à NE-SW
(fig.41).
D'autre part, les observations des systèmes métamorphiques du socle ont permis de relever
certaines analogies pétrographiques et structurales entre les formations rencontrées d'une part à
Madagascar, au Sud de la faille de Ranotsara, et d'autre part au Mozambique, au Nord Ouest de
la ceinture mozambicaine.
En effet, l'ensemble Vohibory-Ampanihy du Sud-Ouest malgache présente une association
pétrographique remarquablement identique à celle du groupe de Xixano-Chivarro du Nord-Est
du Mozambique. Cette association est dominée par des séries amphiboliques, des gneiss leptynitiques à biotite et sillimatite ou à graphite dont les âges probables sont antérieurs à 1000 Ma
du côté mozambicain (Institut National de Géologie de Mozambique, 1987) et postérieurs à
1700 Ma du côté malgache (Hottin, 1976).
Certaines formations ultra-métamorphiques du Mozambique, datées de 1100 Ma- 850 Ma
et comprenant des granulites généralement à cipolins pourraient correspondre également à la
série de Vohimena de Madagascar datée de 1000 +- 100 Ma (Chantraine et Radelli, 1970).
Dans un ajustement plus serré (fig.41, tireté), Madagascar se trouverait dans une position
initiale idéale dans laquelle on peut suivre en continuité les structures, et de manière plus
cohérente, du Sud (Mozambique) au Nord (Madagascar).
Toutefois, l'absence de datations suffisamment nombreuses et précises des différentes séries
constitue le principal handicap pour une meilleure corrélation.
II. L'EPISODE
DE LA DERIVE
DE MADAGASCAR
VERS LE SUD
La position initiale de Madagascar que nous venons de décrire est une reconstruction très partielle
du continent de Gondwana, lorsque ses différents fragments étaient encore soudés les uns aux autres.
Par la suite, le continent de Gondwana a été le siège de phénomènes tectoniques importants qui ont
provoqué sa dislocation et le détachement progressif de Madagascar par rapport à l'Afrique. Ces
événements ont apparemment comporté deux phases majeures :
86
Fig.41 : Position initiale de Madagascar dans le fit proposé, montrant les structures pétrométamorphiques visibles à la fois dans le Sud Ouest de Madagascar et dans le Nord Est du
Mozambique. Légende : 1-Vohibory,2- Xixano,3- Ampanihy,4- Chi varo,5-Androyen,6-migmatites
de Chiure, 7-Complexegranulitique, 8-Failles, 9-Limitedu socle affleurant, !0-Position initiale idéale
d'après la géologie.
87
Fig.42 : Structure synsédimentaire du Callovien supérieur du Sud du bassin de Morondava (tirée de
la carte 1/500.000 de Besairie, 1970).
88
- une première phase de fracturation intracontinentale qui a vu la mise en place des bassins de
rift et l'installation d'un bras de mer épicontinentale. Durant cette période qui va du Carbonifère
supérieur au Jurassique moyen, on assiste à une distension orientée préférentiellement Est-Ouest
à NW-SE ;
- une seconde phase de distension qui va du Jurassique moyen à l'Aptien, qui a favorisé la dérive
des principaux fragments de Gondwana et le développement des bassins formés lors de la phase
précédente. Durant cette période, le bloc Inde-Madagascar-Antarctique,
déplacé vers le Sud.
resté encore soudé, s'est
L'observation des associations des linéaments majeurs de l'Afrique de l'Est et de Madagascar
révèle que trois groupes d'accidents, d'orientation respective N170, N30 et N85, ont principalement
contrôlé la sédimentation Karroo.
1. CHRONOLOGIE
DE L'OUVERTURE
Devant l'unanimité actuelle sur la position initiale de Madagascar anté-"break up" face au
Kenya-Tanzanie, une incertitude persiste, cependant, quant à la période exacte du début de la dérive
vers le Sud. Et à cet égard, deux dates sont envisagées :
- au Kimméridgien, vers 155 Ma, correspondant à l'âge de l'anomalie magnétique M22, mais
qui exclue la zone magnétiquement calme (Ségoufin et al., 1980) ;
- au Callovien, vers 160 Ma, correspondant à l'âge de l'anomalie magnétique M25 (Rabinowitz
et al., 1983), et incluant la zone magnétiquement calme (ZMC).
Ces deux dates sont basées sur l'âge des anomalies magnétiques enregistrées dans les deux
bassins océaniques adjacents (SW Somalie et Mozambique).
On peut penser qu'un phénomène d'une telle importance , d'un tel dynamisme a dû laisser
logiquement, à terre, des traces ou des signatures dans les structures sédimentaires des bassins.
A ce titre, nous mentionnons avec prudence nos observations déduites de l'analyse des cartes
géologiques au 1/500.000 de Madagascar (Besairie, 1970) et que nous avons reportées sur la
figure 42.
En effet, au Sud de la localité de Morondava, les séries calloviennes sont découpées par des
accidents subméridiens qui pourraient traduire une tectonique synsédimentaire. Mais nous rappelons
que la réserve est de rigueur sur l'interprétation de cette carte avant que des vérifications plus
approfondies (de préférence sur le terrain) aient été effectuées et viennent confirmer ces observations. Si ces accidents avaient réellement joué, alors leur existence conforterait la seconde hypothèse
proposant un début de dérive vers 165 Ma, et même avant, par la présence de la ZMC.
89
Fig.43 : Les différents.épisodes qui retracent la dérive de Madagascar vers le Sud, (a) au Carbonifère avant l' ouverture, (b) au Jurassique moyenlors de l' installation de la mer épicontinentale,1
(c) au Crétacé moyen après l'ouverture du bassin de Somalie.
90
Fig.44 : Schéma interprétatif illustrant la mise en place des bassins malgaches par l'ouverture du
bassin océanique du SW somalien et du Canal de Mozambique.
Légende :
- (a) les trois groupes d'accidents majeurs (1-N30, 2-N85, 3-N170) ;
- (b) les deux groupes N85 et N170 ayant particulièrement favorisé et guidé l'ouverture ;
- (c) ouverture initiale en "pull-apart" des bassins de Diego, de Majunga et de Morondava
(4-Zone de plus forte sédimentation) ;
- (d) les flexures secondaires qui reprennent la direction N30 (S-Sédiments, 6-Flexures,
7-Anomaliesmagnétiques).
91
Quoiqu'il en soit, bien avant cette date, Madagascar était déjà en partie bien détachée de
l'Afrique, ce qui a permis l'avancée vers le Sud du bras de mer téthysien.
Ce déplacement de Madagascar s'est terminé au Crétacé inférieur (Aptien inférieur), vers
115 Ma qui correspond à l'âge de l'anomalie magnétique MO (Segoufin et Patriat, 1980). Depuis
cette époque, Madagascar ne semble pas avoir changé de place. La figure 43 montre trois positions
de Madagascar : au Permien (250 Ma), dans sa position intermédiaire avant la dérive du Jurassique
supérieur (170 ± 5 Ma) et enfin dans sa position post-coulissement
actuellement.
2. LES BASSINS
où on la retrouve encore
SYN-COULISSAGE
Dans notre interprétation, les deux groupes de fracturation de direction N170 et N85 ont
particulièrement favorisé le coulissement de Madagascar vers le Sud (fig.44b).
En effet, l'analyse de la géométrie des bassins de la côte Ouest malgache et de la distribution
des faciès qui s'y sont déposés nous conduit à proposer le schéma d'évolution suivant.
A l'origine, de petits bassins (ici en l'occurrence trois : Morondava, Mahajanga et Antsiranana)
se sont ouverts suivant un style tectonique de type "pull-apart" (fig.44c). Ils sont, au départ, à peu
près parallèles aux accidents N85, se relayant du SW au NE par l'intermédiaire des accidents N170
qui ont joué le rôle de failles transformantes. Le développement ultérieur de ces bassins (fig.44d)
montre des flexures secondaires, apparues beaucoup plus tardivement ; et dont l'orientation globale
NE-SW s'écarte sensiblement de la direction de l'ouverture initiale Est-Ouest. Ces flexures marquent plus ou moins la limite des domaines tectoniques mésozoïques où se manifestent principalement l'effet conjugué de la subsidence thermique et de la surcharge sédimentaire.
3. LES DOMAINES
GEODYNAMIQUES
POST-COULISSAGE
L'évolution tectonosédimentaire de la marge Est-africaine est complexe. Et l'analyse actuelle
des grands domaines géodynamiques post-dérive (fig.45) fait apparaître que les failles de Davie et
de Mozambique ne sont que les illustrations du développement des failles transformantes N170
mentionnées précédemment dans l'interprétation cinématique de l'ouverture de ces bassins. Elles
ont guidé, entre autres, le déplacement vers le Sud du bloc Madagascar-Inde-Antarctique.
Cette distension jurassico-crétacée a apporté de nouvelles modifications dans la structure des
marges.
Le canal du Mozambique, ouvert à cette époque, est ainsi formé de deux domaines continentaux
juxtaposés appartenant, d'une part à l'Afrique et d'autre part à Madagascar. La frontière commune
est constituée par la Ride de Davie.
92
l'Est et de Madagascar
Fig.45 : Domaine géodynamiquE post-coulissage de l'Afrique de
93
Pendant l'ouverture du bassin de Somalie, les marges tanzanienne et nord mozambicaine
étaient en situation de marge en coulissement le long de la fracture de Davie (Virlogeux, 1987),
tandis que la partie de la marge située entre la zone de flexure de Villa Candida, la faille de
Mozambique et le horst de Beira correspond à une marge en arrachement (Lafourcade, 1984).
Quand à la partie située entre et la faille de Mozambique et la côte, elle correspond à une
succession de marges en coulissement et de marge en arrachement (zone A).
La marge continentale malgache, située à l'Est de la Ride de Davie, est subdivisée en deux
zones principales structuralement différentes :
- d'une part, la zone ouverte sur le bassin de Morondava
qui longe la terminaison sud de la
Ride de Davie (zone E) et correspond à une marge en coulissement au Nord et en arrachement
au Sud.
- d'autre part, la zone D, face au bassin de Mahajanga ; elle présente deux accidents majeurs
parallèles aux linéations magnétiques du bassin océanique de Somalie (les flexures internes
et externes du bassin de Mahajanga) ; dans notre interprétation, cette zone correspond à une
marge en arrachement.
La zone F, constituant la marge de Somalie, correspond également à une marge en arrachement.
III. CONCLUSION
SUR LA CINEMATIQUE
En ce qui concerne la position initiale de Madagascar face à l'Afrique, les éléments d'analyse
géophysique, tel que le paléomagnétisme et la bathymétrie marine, ont permis en majeure partie de
contraindre et de fixer le meilleur emplacement actuellement admis ; néanmoins ils ont montré également leurs limites. En effet, la plupart des propositions antérieures ne présentent Madagascar qu'à
partir du Jurassique moyen, laissant par conséquent un large espace entre l'Afrique et Madagascar
(Coffin et Rabinowicz, 1986 ; Raillard, 1990 ; Malod et al., 1991 pour ne citer que les plus récents).
Le nouvel ajustement que nous proposons, loin d'être parfait et basé principalement sur des
données complémentaires d'ordre plus géologique, montre l'intérêt de la connaissance de la position
initiale de Madagascar ainsi que la nécessité d'intégrer tous les aspects du problème dès qu'on aborde
la reconstitution du continent du Gondwana.
En ce qui concerne le détachement de Madagascar et son coulissement vers le Sud, il est important
de souligner qu' une analyse structurale détaillée du bassin de Morondava (fig. 44d), permet d'envisager l'existence de segments de marge en coulissement dans la partie nord du bassin et de segments
en arrachement dans le Sud.
CONCLUSION
SUR LA GEOLOGIE
97
CONCLUSION
SUR LA GEOLOGIE
A l'issue des différentes analyses géologiques effectuées dans les divers bassins Est-africains, y
compris le bassin de Morondava, tant sur les aspects sédimentaires, tectoniques que cinématiques, on
peut souligner que la mise en place de ces bassins s'est effectuée pendant deux époques principales : le
Karroo et le post-Karroo.
Durant le Karroo, ces bassins ont eu une évolution polyphasée en étant passés par une succession
de phases tectoniques brèves mais intenses qui leur ont donné leur aspect structural particulier de bassins
asymétriques. Les épaisseurs des dépôts (qui traduisent en partie l'intensité de la subsidence) varient
d'une zone à l'autre pour une même période.
Cette époque de "rifting" intracontinental est la manifestation d'un déséquilibre isostatique profond.
La subsidence que l'on observe a donc une origine essentiellement tectonique.
Quant au post-Karroo, il commence pratiquement au Jurassique moyen par une discordance
majeure et généralisée bajocienne : c'est la "breakup unconfonnity".
Le post-Karroo se présente avec des dépôts post-rifts caractérisés souvent par des séries uniformes
très épaisses, à dominance marine. Deux discordances importantes, situées à l'Aptien et à l'Eocène
supérieur, subdivisent les séries.
Cette époque reflète un phénomène régional plus vaste au cours duquel les différents fragments du
Gondwana ont dérivé, tandis que les bassins côtiers ont évolué en marges divergentes passives. Durant
cette phase de "rifting". la subsidence, communément appelée subsidence thermique, traduit le retour
vers un état d'équilibre isostatique de la lithosphère.
Au Tertiaire, le post-Karroo est également marqué par une nouvelle perturbation tectonique intense
dont les rifts continentaux Est-africains sont les témoins.
En ce qui concerne plus particulièrement le bassin de Morondava, outre les aspects énumérés
précédemment qui sont communs à l'ensemble des bassins, les processus géodynamiques de sa mise en
place semblent y avoir favorisé une structuration en segments de marge en arrachement et de marge en
coulissement.
98
L'autre partie de ce travail consistera ainsi à étudier la subsidence du bassin de Morondava par
une autre méthode d'analyse dite de "backstripping" sédimentaire. Dans cette méthode, nous calculerons l'intensité de la subsidence en fonction du temps.
L'effort d'analyse sera axé principalement sur les quelques points suivants :
�d'abord, voir si les différentes étapes de l'évolution géodynamique du bassin, identifiées d'après
les considérations tectono-sédimentaires, ont été suffisamment intenses pour être facilement
repérables dans cette méthode ; dans ce cas, est-ce que les phases sont concordantes pour les deux
types d'observation ?
1 ensuite, estimer le taux de l'amincissement subi par la croûte durant ces différentes phases
d'extension de la lithosphère ;
1� enfin,voir si cette structuration particulière du bassin de Morondava en segments de marge en
arrachement et de marge en coulissement apporte des modifications significatives sur l'allure de la
courbe de subsidence observée.
D'autre part, nous verrons si l'intensité de la subsidence (et de ses variations) observée dans le
bassin de Morondava est identique à celle obtenue dans quelques-uns des bassins voisins, pour éventuellement servir de modèle de référence (à titre comparatif) pour l'ensemble de la marge Est-africaine.
Pour atteindre ces objectifs, nous commençerons préalablement par une étude gravimétrique du
bassin. Ensuite, nous exposerons le principe de la méthode du "backstripping" sédimentaire et le mode
d'interprétation des résultats avant de l'appliquer au bassin sédimentaire de Morondava.
e
DEUXIEME
ANALYSE
PARTIE
DE LA SUBSIDENCE
SEDIMENTAIRE
DU BASSIN
DE MORONDAVA
CHAPITRE
APPROCHE
GRAVIMETRIQUE
IV
DU PROBLEME
103
CHAPITRE IV : APPROCHE GRAVIMETRIQUE DU PROBLEME
I. INTRODUCTION
La majoritédes foragesn'ayant pas atteinle socle,il est importantde pouvoirestimerl'épaisseur
des sériesles plusprofondes,dontla connaissanceest fondamentaletantpourl'étude de backstripping
que pour l'évolutionde la marge ( présenceou absencedu niveauKarroo).En outre,la gravimétrie
permetde connaîtrela géométriedu Mohosousla margeet discuterles mécanismesd'amincissement.
Dans ce chapitre, nous verrons successivementles problèmesd'acquisition et l'origine des
donnéestraitées pour l'établissementde la carte d'anomaliesde Bouguer,le choix de la régionale
adoptée,et finalementla modélisationproprementdite du bassin.
II. ETABLISSEMENT DE LA CARTE D'ANOMALIE DE BOUGUER
1. LES DONNEES
Lesdonnéestraitéesdanscetteétudeproviennentdesfichiersde l' ORSTOMet sontconstituées
(fig.46)des mesureseffectuéesde 1954à 1974par diversauteurset organismes,notamment :
- le RévérendPère Louis Cattala,de 1954à 1963 ;
- la Sociétédes Pétolesde Madagascar(S.P.M.),de 1954à 1965 ;
- l'équipe de l'ORSTOMconstituéepar F. Missegue,G. Villeneuveet J. Rechenmann,de
1965à 1974.
2. LA STATION DE REFERENCE
Les valeurs observéesde la pesanteursont calées sur les bases gravimétriquesdu réseau
ORSTOMqui s'étend à l'Afrique,à Madagascar,à La Réunionet à l'Ile Maurice(Duclaux,Martin
et al., 1954).
104
Fig.46: Carte de répartition des stations de mesures gravimétriques ayant permis l'établissement
de la carte de Bouguer. Les coordonnées sont en UTM.
105
Fig.47 : (a) : Carte d'anomalie de Bouguer du bassin sédimentaire de Morondava, établie suivant
les paramètres d'interpolation suivants :
Rayon d'interpolation : 10 km
Méthode : Ild'
Nombre de points circonscrits : 10
(b) : Carte tectonique correspondante, à laquelle on associe les principales unités reconnues par
la géologie, l'aéromagnétisme ou la sismique. 1 failles, 2-intrusion ignée, 3-intrusion ignée
affleurante, 4-socle cristallin. 5-zone haute reconnue d'après les forages.
106
Communément appelé "réseau Martin", ce réseau est défini dans le système de Postdam.
Cependant, dans son souci d'homogénéiser les résultats des divers levés gravimétriques en
Afrique, le Bureau Gravimétrique International (B.G.I., 1978) a établi la formule suivante pour la
conversion de la valeur de g du réseau ORSTOM (système de Postdam) dans le nouveau système
IGSN71 :
= GoxsroM -17.696 + 1.227. 10-'(GoRsmm-978500.00)
G1GSN
3. ERREUR SUR LA VALEUR OBSERVEE DE LA PESANTEUR
En dehors de l'erreur systématique qui est celle attribuée au réseau de bases ORSTOM, l'erreur
principale provient de la diminution progressive du coefficient d'étalonnage qui n'a pas été pris en
compte sinon pour l'établissement de bases complémentaires : elle peut atteindre 1 mgal dans les
pires conditions.
La précision finale sur la valeur de la pesanteur peut être estimée à 1.3 mgals, en tenant compte
de l'erreur liée aux conditions de levé (Rechenmann, 1982).
4. LA CARTE D'ANOMALIE
DE BOUGUER
Le tracé automatique de la carte de Bouguer a été établi avec une grille interpolée de
10 km x 10 km.
Une analyse qualitative rapide de la carte montre (fig.47) des sources orientées globalement
suivant une direction subméridienne :
- A l'Est, on observe un important allongement négatif dont l'amplitude atteint plus de
65 milligals et qui correspond au fossé Karroo. Au Sud, ce négatif est orienté NNE - SSO
suivant la direction "côte Est", tandis qu'au Nord, il prend une direction NNO - SSE correspondant à celle du massif de Bongolava ;
- A l' Ouest, deux anomalies positives très localisées et circulaires, correspondent à des
intrusions volcaniques reconnues en aéromagnétisme (OMNIS, 1976) ;
- Au milieu, on observe un gradient d'Est en Ouest, allant en moyenne de -40 mgals à
+10 mgals, soit une amplitude de plus de 50 mgals.
Bien que le bassin s'approfondisse d'Est en Ouest, les valeurs de l'anomalie de Bouguer
augmentent dans la même direction ; ce qui laisse penser une origine profonde telle qu'une remontée
du Moho.
107
Fig.48: Carte topographique et bathymétrique de la région étudiée (en m). Les isovaleurs à terre
sont obtenues après interpolation des points correspondant aux altitudes des stations de mesures
gravimétriques. Le trait gras correspond à la laimite du bassin de Morondava.
108
Fig.49:
sont
Carte
en UTM ;
de profondeur
le trait
gras
du Moho
(en km) obtenu
correspond d
la limite
suivant
du bassin
un calcul
isostatique.
de Morondava.
Les coordonées
109
III. LES MODELES
1. CHOIX
DE LA REGIONALE
Pour calculer la profondeur du bassin, il est nécessaire de déterminer une régionale qui
netraduise que les effets d'origine profonde attribuables au Moho. De ce fait, le choix a été arrêté
sur une régionale isostatique.
Une carte topographique du secteur étudié (fig.48) a permis de calculer la racine isostatique
correspondante (selon l'hypothèse d'Airy), montrant par conséquent l'évolution de la profondeur
du Moho (Fig.49).
Le calcul gravimétrique envisagé est également défini dans un modèle de référence isostatique
où la croûte est stratifiée comme suit :
2. LES DENSITES
Les variations de densité des différents faciès rencontrés dans le bassin sont illustrées par la
figure 50. Ces densités résultent des mesures effectuées sur des échantillons lors des campagnes de
gravimétrie et de forages de la Société des Pétroles de Madagascar de 1954 à 1964.
Pour respecter les variations observées des densités en fonction de la profondeur (fig.50), la
présente modélisation a été effectuée avec les contrastes de densité variables en profondeur, globalement comme suit :
- de 0 à 2000 m,
Ap = 0.25
- de 2000 à 4000 m,
0.20 �Ap�0.15
- supérieur à 4000 m,
à = 0.10
110
Fig.50 : Courbes de variation de la densité en fonction de la profondeur pour les différentesfaciès
du bassin de Morondava. La répartition des valeurs de densité pour chaque faciès est représentée
en annexe.
3. MODELISATION
Un profil gravimétrique orienté Est-Ouest perpendiculairementà l'allongement des structures
a été réalisé dans le Sud du bassin de Morondava suivant approximativement la latitude de
y =7450 (UTM) (localisation sur la figure 47).
Les valeurs d'anomalies de Bouguer ont étérelevées sur une bande large de 20 km, moyennées
et projetées sur ce profil médian de coordonnés y=7450 (UTM).
111
Le calcul des effets gravimétriques des différents corps perturbateurs est effectué grâce à un
programme de modélisation directe à deux dimensions réalisé au Centre Géologique et Géophysique
de l'U.S.T.L. de Montpellier (B. de Cabissole, 1989).
Dans ce cadre, l'effet du Moho isostatique calculé selon le modèle de référence présenté
précédemment, a permis d'obtenir la régionale isostatique de la figure 51.
La première résiduelle ainsi obtenue (Fig.52), qui résulte de la différence entre cette régionale
isostatique et l'anomalie de Bouguer, montre des valeurs variant de -10 mgals à -65 mgals.
Fig.5! : Modélisation à deux dimensions de la topographie du Moho en vue de déterminer une
régionale isostatique.
.
112
Etant donné l'existence de forages (pétroliers) dans le bassin, la modélisation du bassin sera
effectuée en deux étapes :
- dans un premier temps, seule l'épaisseur connue d'après les forages est modélisée ; son effet
est calculé puis retranché de la première résiduelle (Fig.52). Nous appellerons "résiduelle
différentielle" la deuxième anomalie restante ;
- dans un second temps, on cherche à modéliser un corps sédimentaire complémentaire dont
l'effet calculé ajuste l'anomalie résiduelle "différentielle".
Fig.52 : Modélisation de l'épaisseur sédimentaire connue d'après les forages. La "Résiduelle
observée" étant la différence entre la régionale et l'anomalie de Bouguer de la fig.5l.
113
La forme et la profondeur du bassin sont évidemment obtenues par la superposition de
l'épaisseur connue d'après les forages et de celle du corps complémentaire.
On aboutit finalement au modèle de la figure 53 qui montre, d'une part la totalité du
bassin et son évolution structurale au niveau supérieur de la croûte, d'autre part la remontée du
Moho sous-jacent. Leur effet conjugué correspond parfaitement à l'anomalie de bouguer observée.
Ce résultat de la modélisation gravimétrique permet ainsi de considérer que le bassin de
Morondava présente des épaisseurs sédimentaires maximales variant entre 6500 m et environ
8000 m.
Fig.53 : Modélisation de la totalité du bassin suivant l'anomalie résiduelle totale observée :
1- bathymétrie ; 2- épaisseurs connues d'après les forages ; 3- épaisseurs complémentaires pour
pouvoir ajuster l'anomalie résiduelle ; 4- croate océanique.. 5- manteau supérieur. Echelle verticale très éxagérée.
114
IV. AUTRES
CONSIDERATIONS
GEOPHYSIQUES
Les renseignements sont fragmentaires en ce qui concerne la profondeur du socle.
Au Nord du parallèle 7450 (UTM), se localise une importante anomalie positive gravimétrique
d'axe Nord-Sud. Quelques profils de sismique réflexion ont montré que cette anomalie correspond à
un haut fond du socle ; la "hauteur" de l'anomalie serait de 1500 m (d'après la sismique) et le toit à
4000m de profondeur (Cliquet, 1957). Il s'agit donc d'un relief important qui ramène le fond du
bassin à 5500 m de profondeur au moins.
D'autre part, un profil de sismique réfraction tiré à 30 km à l'Ouest de Ranohira (SPM, 1957) a
mis en évidence en profondeur trois couches dont les vitesses sont respectivement à 5700 m.s',
6300 m.s-' et 6900 m.s-'. Il est difficile de savoir lequel correspond au socle. En effet, des mesures de
vitesses exécutées soit dans des forages, soit par des tirs sismiques spéciaux ont montré que des vitesses
de 5700 m.s-' peuvent exister dans des terrains tels que la Sakamena inférieure (Cliquet, 1957). La
tendance est donc d'admettre que le socle correspond au marqueur à 6300 m.s-1, ce qui lui donnerait
une profondeur moyenne de 6350 m, ordre de grandeur en accord avec les estimations déduites de la
gravimétrie.
Enfin, les interprétations du magnétisme aéroporté indiquent une profondeur de 5000 m au
voisinage de la bordure de la Fosse Karroo (Cliquet, 1957). Cependant, plusieurs indications de
profondeur dues à cette méthode sont entachées d'erreurs, par suite probablement de la présence de
quantité non négligeable de minéraux magnétiques au sein des sédiments (Cliquet, 1957 ; Besairie,
1960 ; Radelli, 1975 ; Razafindrazaka, 1976).
V. CONCLUSION
SUR LA GRAVIMETRIE
Les valeurs de profondeur estimées d'après la sismique et la gravimétrie présentent une bonne
cohérence.
Par ailleurs, les forages implantés dans le post-Karroo, bien qu'ayant atteint pour la plupart le
Jurassique moyen, n'ont pas dépassé plus de 4000 m de profondeur. Ainsi, les valeurs estimées, d'après
la gravimétrie, qui sont nettement plus importantes, autorisent à envisager l'existence probable des
séries anté-Jurassiques moyen, c'est-à-dire des séries appartenant au Karroo, sous l'importante série
sédimentaire méso-cénozoïque, au centre et dans la partie externe du bassin.
. CHAPITRE
METHODE
D'ETUDE
V
ET D'INTERPRETATION
DE LA SUBSIDENCE
117
CHAPITRE
V : METHODE
D'ETUDE
ET D'INTERPRETATION
DE LA SUBSI-
DENCE
I. METHODE
D'ETUDE
1. DEFINITION
DE LA SUBSIDENCE
DE LA SUBSIDENCE
La subsidence représente un mouvement d'enfoncement du substratum. Cet affaissement
s'accompagne d'une accumulation progressive et substantielle de sédiments généralement déposés
sous une certaine tranche d'eau. L'origine de la subsidence peut être expliquée par plusieurs
mécanismes tectoniques associés principalement à l'extension de la croûte et à la surcharge sédimentaire.
Dans le cas de la surcharge sédimentaire, la lithosphère procède à des réajustements isostatiques
qui font intervenir (fig.54) :
- soit une compensation locale de type Airy ;
- soit une compensation régionale. Dans ce cas, la lithosphère peut être assimilée à une plaque
mince élastique flottant sur un liquide visqueux (Steckler et Watt, 1981).
Comportement de la lithosphère vis-à-vis de la surcharge lorsqu'on considère (a) une
compensation isostatique locale de type Airy, ou (b) une compensation régionale de type
Fit54 :
Veining-Meinesz.
118
a
à
Fig¡55: Echelle chronostratigraphique adoptée (d' après Fischer,1980) laquelle été juxtaposée
l' échelle de Palmer (1983).
119
2. FACTEURS INTERVENANT DANS LE CALCUL DE LA SUBSIDENCE
On peut déterminerla valeurde la subsidenceen estimantl'effet de la charge sédimentaire.
Cette analysenécessitela connaissancede l'âge des sédiments,de leur état de compaction,de la
paléobathymétriede dépôtet des variationseustatiquesdu niveaumarin.
a- Age de dépôt
L'adoption d'une échelle chronostratigraphique unique pour l'ensemble du domaine étudié
est indispensable afin d'obtenir des âges de dépôts comparables.
En ce qui concerne les subdivisions stratigraphiques des séries malgaches, elles ont été,
pour l'essentiel, définies dans les travaux de Collignon (1960), et de Besairie (1960).
Nous avons, pour notre part, traduit l'ensemble des informations stratigraphiques et tectoniques sous forme de logs stratigraphiques, aussi bien pour le bassin de Morondava que pour
le bassin de Mahajanga.
Parmi les nombreuses
échelles chronologiques
existantes, nous utiliserons
celle de
Fisher (1980) (fig.55).
Cependant, nous présentons parallèlement l'échelle stratigraphique de Palmer (1983) sur
laquelle se sont référés la majorité des auteurs d'ouvrages traitant de la subsidence tectonique
(Brunet, 1981 ; Latil-Brun, 1987 ; entre autres).
Les colonnes sédimentaires des différents forages utilisés dans ce mémoire sont ainssi
corrélées sur cette échelle de Fisher (1980).
b- Compaction
des sédiments
* Mécanisme de
compaction
On constate qu'une roche sédimentaire subit une variation de volume entre son état de dépôt
en surface et son état enfoui en profondeur. C'est ce phénomène de réduction relative de volume
par rapport au volume initial qu'on appelle une compaction.
La diminution de l'épaisseur d'une couche est principalement liée à une perte de la porosité.
Ainsi, la compréhension des mécanismes de la compaction nécessite l'explication des processus
qui tendent à réduire la porosité.
Deux phénomènes essentiels sont le plus souvent admis comme étant les causes majeures
et immédiates de cette diminution de la porosité :
- un réarrangement mécanique des particules sous l'effet de la surcharge sédimentaire ; le
tassement entraîne généralement une expulsion progressive de l'eau intersticielle ;
120
- une réorganisation physico-chimique sous l'effet de la diagenèse ; une recristallisation des
phases liquides peut notablement réduire la porosité. Les modalités de la compaction diffèrent suivant la nature de la lithologie ;
. l�1sédiments argileux
De nombreuses études sur la compaction, effectuées sur des argiles ont aboutit à différents
modèles (Athy, 1930).
On retiendra surtout que la réduction du volume consiste principalement en une expulsion
de l'eau (Athy, 1930 ; Burst, 1969) lors d'une déformation d'origine mécanique qui, souvent,
est suivie d'une recristallisation. Cette expulsion ne se fait pas en une seule étape (Weller, 1959)
à cause d'une déformation différentielle de la roche liée à la dureté des minéraux constitutifs et
leur résistance à la surcharge.
. Les
carbonates
Le comportement des carbonates est beaucoup influencé par la présence significative des
éléments fossiles et chimiques.
En effet, la compaction mécanique se caractérise plus particulièrement par l'applatissement
des structures circulaires et par l'écrasement des éléments fragiles des fossiles, tandis que les
effets physico-chimiques, contribuent à cette compaction par les phénomènes de cimentation et
d'épigénisation calcitique ou dolomitique (Schinn et Robbin, 1983).
Dans un premier temps, la compaction des grès est plutôt liée à un réarrangement des grains
sous l'effet de la surcharge. Ce réarrangement évolue plus ou moins rapidement selon la taille
des grains et l'ordre qui existe dans leur granoclassement.
* Calcul de la porosité
La distribution des porosités en fonction de la profondeur, pour chaque faciès, est généralement établie à partir des données de mesures diagraphiques (neutron, sonic et densité).
Quant à l'étude des variations de la porosité dans le bassin de Morondava, nous avons
regroupé les différents faciès en quatre unités principales (fig.56) :
- les calcaires,
- les argiles et marnes,
- les grès,
- les lithologies argilo-gréseuses.
121
Fig.S6:
Lois de porosité
de Morondava.
adoptées
correspondant
aux principaux faciès
reconnus
dans
le bassin
122
Les valeurs des porosités ont été estimées à partir des densités et des valeurs recueillies dans
les rapports d'analyse de carottes.
Les deux paramètres physiques, densité et porosité, sont reliés par l'expression suivante :
p = ope + (1 - �I»Pnu
de laquelle on tire la valeur de la porosité
9
telle que :
Pnu - Pe
avec p = densité de la roche
pe = densité du fluide interstitiel (eau)
p�,= densité de la matrice
= porosité de la roche
�1�
La distribution des porosités a été approchée par une loi générale de type exponentielle,
calculée au sens des moindres carrés et basée sur l'équation suivante :
�I�(z)0()
= exp(--Cz
avec :
�1�(.)
porosité à la profondeur z.
�
porosité en surface
C
facteur de compaction
z
profondeur.
Les valeurs obtenues à partir des logs de densités sont nettement plus faibles que celles
données par les carottes, et n'atteignent qu'une porosité maximale moyenne de 25%.
A ce titre, l'étude de la diagenèse organique effectuée par l' OMIVIS (rapport interne), montre
effectivement que la porosité dans la région est souvent oblitérée par la présence de kaolin et de
la silice secondaires.
123
* Calcul de la
décompaction
Le modèle de compaction repose sur deux hypothèses proposées par Perrier et Quiblier
(1974) :
- la compaction est essentiellement due à l'expulsion de fluides intersticiels par effet
mécanique. La variation de la porosité en fonction de la profondeur représente ainsi
directement le changement de volume de la roche ;
- la porosité d'une couche donnée ne varie, en l'absence d'érosion, qu'avec la profondeur
d'enfouissement, indépendamment du temps (Schmocker et Halley, 1982).
La méthode de décompaction , décrite par Sclater et Christie (1980) permet de reconstituer
l'épaisseur et la densité d'une colonne sédimentaire, pour chaque époque considérée. Cela
nécessite la connaissance préalable de l'âge, des côtes du toît et du mur, des faciès lithologiques
et, pour chaque faciès, de la loi de la porosité-profondeur.
On considère que chaque couche est composée d'un volume solide occupé par les grains et
de pores. La reconstitution s'effectue en calculant la hauteur solide correspondant au volume
occupé par les grains qui est donnée par la formule suivante :
avec
He
hauteur solide
z,
profondeur du toit de la série
Z2
profondeur de la base de la série
e(z)
porosité à la profondeur z de la série.
La densité d'une roche est reliée à sa porosité, à la densité du fluide qu'elle renferme et
celle des grains formant la matrice par la formule suivante :
Par conséquent, la densité moyenne de la colonne sédimentaire peut être déterminée par
intégration des densités élémentaires sur la hauteur de la colonne sédimentaire S (Sclater et
Christie, 1980).
124
Fig.57: Profil bathymétrique utilisé dans le calcul de la subsidence tectonique.
125
Fig. 58: (a) Variations globales du niveau marin (d'après Vail et ai. 1977) , (b) Variations du
régime de dépôt sédimentaire dans le bassin de Morondava
126
c- Paléobathymétrie
de dépôt
La variété des faciès sédimentaires provient en partie des variations de la profondeur de
dépôt. Le poids de l'eau contribue, comme celui des sédiments, à la subsidence. Il est donc
nécessaire de déterminer la paléoprofondeur de dépôt pour chacune des périodes considérées.
Sa détermination est malheureusement difficile à estimer. En ce qui concerne le bassin de
Morondava, il n'y a pas encore eu, à notre connaissance, d'études sérieuses effectuées dans ce
sens. Les valeurs des profondeurs ont été estimées par analogie entre le mode de dépôt des faciès
anciens et celui des sédiments actuels. Cette méthode privilégie beaucoup les valeurs minimales,
ce qui a pour conséquence de réduire la part de l'eau sur l'intensité de la subsidence.
Les résultats de cette analyse, reportés sur la planche n°2 (hors texte), mettent en opposition
deux périodes distinctes : le Karroo continental et le post-Karroo marin.
La figure 57 reflète l'allure générale du profil paléobathymétrique adopté dans cette étude
pour le calcul de la subsidence tectonique.
d- Variations
eustatiques
L'existence de variations importantes du niveau marin à l'échelle du globe a été mise en
évidence à partir des travaux de stratigraphie sismique (fig. 58) de Vail et al., (1977). Plusieurs
interprétations ont été proposées :
- les glaciations qui peuvent absorber ou relâcher d'importants volumes d'eau (Pitman,
1978 ; Mathews et Poore, 1980) ;
- les expansions océaniques où les modifications de volume des dorsales océaniques influent
sur les variations du niveau marin (Pitman, 1978) ;
- l'ennoyement des grands bassins sédimentaires (Donavan et Jones, 1979).
A partir de ces modèles, des courbes de variations du niveau marin, reportées sur la figure 59,
ont été proposées. L'amplitude des variations est assez large et comprise approximativement
entre- 50 met 400 m, ou plus. Elle montre une dispersion des pics qui caractérise encore l'absence
d'une référence unanimement admise.
127
Fig.59 : Comparaison des différentes courbes de variations du niveau marin à l' échelle globale
(d'après Ronov, 1968 ; Wise, 1974 ; Vail et al., 1977 ; Pitman, 1978 ; Bond, 1978 ; Watts et
Steckler, 1979)
Dans le cas de la présente étude, nous avons adopté la courbe de Vail et al., (1977) qui,
calée sur celle de Pitmann (1978), présente non seulement une grande amplitude de variation de
l'eustatisme, mais a également la chance de couvrir toute la période qui nous interresse, allant
du Permo-carbonifère à l'actuel.
e- Calcul de la subsidence
*
tectonique
Définition :
C'est la subsidence qu'aurait subie le substratum en l'absence de toute charge sédimentaire,
mais elle est parfois utilisée par divers auteurs pour désigner la subsidence correspondant
uniquement à la phase de "rifting" telle que nous l'avons présentée dans la partie géologique de
ce travail.
128
Bessis, 1986).
Fig.60 : Schéma illustrant la méthode du "backstripping" sédimentaire (d'après
129
* Le
backstripping
La méthode du backstripping sédimentaire, initialement décrite par Watts et Ryan (1976)
permet d'évaluer la subsidence tectonique en délestant progressivement le substratum de la charge
des couches superficielles et en décompactant au fur et à mesure les sédiments sous-jacents
(fig.60). L'hypothèse d'une compensation isostatique de type Airy est ici adoptée.
L'expression de la subsidence tectonique est donnée par l'équation suivante (Steckler et
Watts, 1978) :
d
y
{Pm - Pe}
avec
y
S
Wd
�L
pm
PS
pe
II. INTERPRETATION
Pm
= subsidence tectonique
= épaisseur des sédiments décompactés
= paléoprofondeur de dépôt
= variation du niveau marin global par rapport au niveau actuel.
= densité du manteau
= densité des sédiments
= densité de l'eau.
DE LA SUBSIDENCE
Depuis les travaux de Parsons et Sclater (1977), il est admis qu'une grande partie de la subsidence
du fonds des océans provient de la contraction thermique de la lithosphère. Par analogie, on interprète
la subsidence dans les bassins sédimentaires formés par extension comme étant en partie d'origine
thermique. Mais cette origine seule ne suffit pas à expliquer la totalité des phénomènes observés.
Une grande variété de modèles est apparue pour tenter d'expliquer les processus mécaniques et
thermiques associés à l'évolution géodynamique d'un bassin de marge ou intra-plaque. Ces modèles
sont basés sur l'hypothèse que la cause principale de l'amincissement est l'extension. Cet amincissement provoque des modifications dans la redistribution des masses et dans la répartition des températures.
130
Fig.61 : Modèles d'extension de la lithosphère (a) conditions initiales, (b) par extension homogène
(d' après Mc Kenzie,1978), (c) par extension non homogène dans laquelle on admet deux paramètres
d'extension appanenant respectivement à la crot2teet au manteau supérieur (d'après Royden et al.,
1980).
1. MODELE D'EXTENSION
INSTANTANEE
(Mc Kenzie, 1978)
L'interprétation de la formation et de la subsidence thermique des marges s'appuie sur une
proposition initiale de Sleep (1971) qui suggère qu'elles sont fortement liées à une extension suivie
d'un amincissement de la croûte, idée sur laquelle Mc Kenzie (1978) a développé un modèle
théorique.
Dans ce modèle (fig.6la), Mc Kenzie (1978) considère une extension homogène (c'est-à-dire,
avec un taux d'étirement (�i)constant sur toute l'épaisseur de la lithosphère) et instantanée. Pour
assurer une compensation isostatique (qu'il suppose locale), la partie inférieure de la lithosphère
est remplacée par de l'asthénosphère. La remontée des isothermes liée à l'amincissement crée une
perturbation thermique qui s'atténue sur une longue période de temps (100 Ma).
Par contre, l'amincissement de la croûte et son remplacement par un manteau plus lourd
provoque une subsidence initiale.
Un seul paramètre (�3)
permet d'expliquer aussi bien la subsidence, le flux de chaleur que
l'amincissement crustal.
131
2. MODELE D'EXTENSION FINIE (Jarvis et Mc Kenzie, 1980)
Le modèlede Mc Kenzieque nous venonsde voir est fiablelorsquela durée de l'extension
est relativementcourtedevantla constantede tempsthermiquede la lithosphère.
Pourdes bassinsdontla duréed'extensionest suffisammentlongue,comparableà la constante
de tempsthermiquede la lithosphère,la diffusionde chaleurcauséeparl'amincissementcommence
avantmêmeque ne cessel'extension ;autrementdit,la subsidenceinitialedu modèlede Mc Kenzie
(1978)reçoitunepartiede la subsidencethermique.Cettedéperditiond'une partiede la subsidence
thermiquepar diffusionverticalede la chaleurlors de la phasede riftingpeut être importantepour
des temps très longs de l'amincissement.
La principaleconclusionde leur étudemontreque les résultatsde leur modélisationdiffèrent
peude ceuxobtenusparMc Kenzie(1978)pourvuquele tempsnécessaireà l'extensionsoitinférieur
à 60/�2.
Pour des duréesinférieuresà cette valeur,l'approximationpar une extensioninstantanée
semblesuffisante.
3. MODELE D'ETIREMENT VARIABLE
Nous venons de voir quelle est l'influence d'une durée d'étirement finie sur la répartition
syn- et post-riftde la subsidence.D'autresmodèlessontapparusen faisantintervenirun coefficient
d'étirementvariableet progressif lelong de la zone amincie(Le Pichonet Sibuet, 1981).
Le Pichonde Sibuet(1981)ont étudiél'évolutiondes margescontinentalespassivesjusqu'à
de
l'apparitionde la croûteocéanique.Leursrésultatsexprimentune variationlinéaireen (1 - 1/�i)
la subsidenceinitiale(Si) et de la subsidencetotale (S_ ,pour un temps long supposéinfini) telle
que :
S- = 7.83(1-i)
Selonces auteurs,le taux d'extension (3variede 1 (extensionnulle, subsidencenulle) à 3.25.
Pourcettevaleurdes = 3.25,la subsidenceinitialeatteintun maximumde 2.5 km. Pourdesvaleurs
supérieuresà = 3.25, la lithosphèreest tellementaminciequ'elle ne résiste pas à la pression
géostatiquecréee par la montéedu magmaasthénosphériquequi fonnerala croûteocéanique.
132
Tous ces modèles que nous venons de présenter considèrent une extension homogène,
c'est-à-dire que le coefficient d'étirement est constant sur toute l'épaisseur de la lithosphère ; et ne
réflètent que partiellement les réalités géodynamiques. On peut s'attendre à ce que la totalité de la
lithosphère ne se déforme pas de façon homogène sous les contraintes. En particulier, la croûte se
comporte de façon plus cassante, tandis que la lithosphère sous-jacente pourrait raisonnablement
s'étendre de manière plus ductile. Par conséquent il se crée un découplage de comportement
mécanique à une certaine profondeur entre une lithosphère supérieure et une lithosphère inférieure.
Se basant sur ce principe, un autre modèle d'extension non homogène a été proposé (Royden
et Keen, 1980) dans lequel interviennent deux paramètres d'extension (fig.61b), respectivement
pour la lithosphère supérieure et la lithosphère inférieure. Ce modèle, appliqué à la marge NE du
Canada, a montré des résultats beaucoup plus cohérents avec les valeurs réellement observées.
Par ailleurs, dans leur ensemble, on reproche à ces modelès de ne considérer qu'un mode de
compensation isostatique locale. Des travaux plus récents (Steckler, 1981 ; Brunet et Le Pichon,
1982 ; Cochran, 1983)concernant l'évolution régionale de la subsidence post-rift ont essayé de tenir
compte des éventuels transferts latéraux de chaleur ou de la rigidité flexurale de la lithosphère.
L'essentiel de leurs résultats a montré que les effets conjugués de la conductivité thermique et de
l'élasticité transfèrent le potentiel de subsidence thermique à une superficie beaucoup plus grande
que celle de la région de distension initiale.
C'est par ces modèles tectono-thermiquesd'extension (homogène et non homogène) que nous
allons aborder l'analyse de la subsidence tectonique et l'estimation du taux d'amincissement de la
croûte au niveau du bassin de Morondava et de la marge est-africaine.
4. LA COURBE DE SUBSIDENCE
a- La subsidence
initiale :
Elle est liée directement à l'amincissement que la croûte a subi lors de l'extension correspondant à la phase de rifting. Elle est rapide (fig.62) comparée à la constante de temps thermique
de la lithosphère évaluée autour de 60 Ma pour une épaisseur lithosphérique de 125 km (Parsons
et Sclater, 1977 ; Jarvis et Mc Kenzie, 1980). Le signe de la subsidence initiale dépend de
l'épaisseur de la croûte initiale (Mc kenzie, 1978 ; Royden et Keen, 1980 ; Le pichon et
Sibuet, 1981).
133
Fig.62: Deux courbes de subsidence obtenues dans le bassin de Morondava illustrant (a) les deux
phases de lasubsidence tectonique (initiale et thermique) (b)l' ajustementde la courbe de subsidence
tectonique observée avec la courbe de subsidence théorique de Mc Kenzie (1978) (CTM).
S¡=Subsidence initiale, St=Subsidence thermique.
134
b- La subsidence
thermique
Elle correspond au retour progressif de la lithosphère vers son état d'équilibre thermique
initial. Ce refroidissement graduel provoque une contraction dont l'effet gravitaire entraîne une
subsidence dite thermique qui est progressive et nettement plus longue que la précédente. Son
évolution suit une loi en �
c- L'ajustement
de la courbe théorique
Les sédiments fournissent le meilleur enregistrement de la subsidence qui n'est que l'expression superficielle de phénomènes profonds.
La courbe de subsidence obtenue d'après la formule du backstripping est comparée à celle
calculée d'après un modèle théorique : dans un premier temps, à celui de Mc Kenzie (1978) où
l'extension est homogène et l'étirement instantanée ; dans un second temps, à un modèle d'extension non homogène où l'étirement est progressif. Nous espérons alors pouvoir estimer le
coefficient d'extension crustal (3
et mieux identifier les deux phases correspondant
respectivement à la subisence initiale et à la subsidence thermique.
D'autre part, la subsidence initiale, durant la phase d'étirement, dépend principalement de
l'épaisseur et de la densité de la croûte continentale plutôt que de l'épaisseur lithosphérique.
Toutefois, lorsque la lithosphère est plus mince, la subsidence initiale est plus rapide tandis que
la subsidence totale est moins forte. En conséquence, plus la lithosphère est épaisse et plus la
profondeur des bassins sera importante (Alvarez, 1984).
CHAPITRE
APPLICATION
DES MODELES
VI
DE SUBSIDENCE
AU BASSIN DE MORONDAVA
137
CHAPITRE VI : APPLICATION DES MODELES DE SUBSIDENCE AU BASSIN
DE MORONDAVA
I. INTRODUCTION
Cette applicationsera basée essentiellementsur l'analyse des variationsde la subsidencetectonique,dans l'espace et dans le temps.Le principeconsisteà comparerles courbesde subsidence
déduitesde la méthodedu backstrippinget cellesobtenuesd'après un modèlethéoriqued'extension
de la lithosphère.
Etant donnéla prédominancede l'extensionconstatéedurantla périodeprécédantl'éclatement
du continentde Gondwana,il sembleopportund'aborderl'étude de la subsidencede ce bassin,dans
un premiertemps,selonun modèlesimpled'extension,homogèneet instantanée(Me.Kenzie, 1978).
Par la suite, le phénomènesera analysésuivantun modèled'extensionnon homogène,plus près de
la réalité,avec un étirementprogressif(Roydenet Keen, 1980 ;Beaumont etal., 1982),dans lequel
la croûteet le manteausupérieurne se déformentpas de manièreidentique.
II. ETUDE QUANTITATIVE DE LA SUBSIDENCE
1. LES DONNEES UTILISEES
a- Leur origine
Les données utilisées dans ce travail ont diverses provenances. Certains documents (de
forages ou de géologie) nous ont été fournis par l'OMNIS (Office Militaire National Pour les
Industries Stratégiques de Madagascar) ; d'autres par le Service Géologique malgache.
Ce sont, dans l'ensemble, des données obtenues entre 1957 et 1977 lors des missions de
reconnaissance effectuées par la SPM (Société des Pétroles de Madagascar), le Service géologique et le BRGM.
Dans l'ensemble, les données nous sont parvenues à l'état brut. Elles ont été dépouillées
et traitées préalablement avant de passer au programme de calcul de la subsidence pour être
finalement interprétable et analysable (cf. chp.IV, �I2a, I2b, I2c).
Par ailleurs, les études sur la séismicité effectuées à Madagascar (Rakotondrainibe, 1977)
ont permis d'estimer l'épaisseur moyenne initiale de la croûte malgache à 33 km ; valeur que
nous utiliserons constamment dans ce chapitre, pour le calcul théorique de la subsidence.
b- Les puits
Nous nous sommes servis d'une cinquantaine de forages pétroliers répartis dans le bassin
(fig.63) pour le calcul de la subsidence.
138
utlisés pour l'analyse de la subsidence du bassin
Fig.63 : Carte de localisation des forages
sédimentaire de Morondava.
139
La plupart des forages s'arrêtent dans la série sédimentaire et rares sont ceux qui atteignent
le substratum ; de même, l'absence de données sismiques rend encore plus difficile les estimations
des séries manquantes non atteintes par les forages.
La base adoptée pour les formations post-Karroo est le Bajocien puisque c'est l'âge que
nous avons estimé pour le breakup (la discordance post-rift) correspondant au début de la dérive.
2. LES COURBES
DE SUBSIDENCE
L'analyse des courbes de variations de la subsidence tectonique révèle deux périodes d'extension majeure appartenant chronologiquement au Karroo et au post-karroo.
Les courbes relatives à la phase Karroo montrent (fig.62), tout d'abord une période d'accélération (de l'ordre de 70m/Ma) débutant au Permien (250 Ma) dont la durée varie entre 20 Ma et
25 Ma ; ensuite, une période de ralentissement (de l'ordre de 10000a) dès la fin du Permien, qui
continue durant tout le Trias. Ces phases d'accélération et de ralentissement correspondent respectivement à la subsidence initiale et thermique (Mc Kenzie, 1978). L'intensité de la subsidence
tectonique totale varie entre 1000 m et 2000 m et constitue en moyenne 30% de la subsidence totale
cumulée.
Quant à la phase du Jurassique, elle débute vers 180 Ma et correspond au Lias supérieur ou
au Bajocien. Elle montre une subsidence initiale plus rapide que pour la phase Karroo, de l'ordre
de 15 Ma à 20 Ma. Le ralentissement commence généralement au Callovien.
Certaines courbes font apparaître de nouvelles accélérations soit au Crétacé supérieur, soit,
le plus souvent, au Tertiaire.
La subsidence tectonique finale observée varie généralement entre 1500 m et 2000 m et
constitue également environ 35% de la subsidence totale.
Nous faisons remarquer que lorsque nous parlons des accélérations, il s'agit des phases de la
courbe durant lesquelles la vitesse de subsidence atteint 30m/Ma à 70m/Ma, voire plus ; tandis que
les phases de ralentissements correspondent, en général, aux époques où cette vitesse de subsidence
est inférieure à lOm/Ma.
3. EVOLUTION
SPATIO-TEMPORELLE
DE LA SUBSIDENCE
L'analyse spatiale des courbes de variations de la subsidence effectuée suivant un profil orienté
Est-Ouest, dans lequel ne sont présentés ici que les forages représentatifs, montre les phases
d'accélération de la subsidence qui permettent de délimiter des zones bien particulières (fig.64) :
- une zone interne (zone a, forage 41-SW) qui montre la subsidence liée au rift Karroo d'âge
Permo-triasique ;
Fig.64 :
dans
Courbes
l'espace
montrant(l'évolution
(migration
du rift d'Est
de la subsidence,
en Ouest).
dans
le temps
(du Permien
à l'actuel)
et
141
Fig.65 : Epaisseurs moyennes estimées des séries sédimentaires du Karroo, d'après les affleurements et les forages.
142
- une zone intermédiaire (zone b, forage 31-LD) où l'on observe une nouvelle accélération de
la subsidence qui démarre à la fin du Jurassique inférieur-début du Jurassique moyen (vers
180 - 175 Ma), mais dont l'évolution a été masquée par l'absence des séries stratigraphiques
postérieures (Jurassique supérieur) ;
- une zone plus externe (zone c, forage 33-BRN) qui montre une subsidence complète (subsidence initiale et subsidence thermique), démarrant au Jurassique moyen ( 180 - 175 Ma). Elle
correspond certainement à la seconde phase d'accélération constatée précédemment dans la
zone b ;
- une dernière zone (zone d, forage 28-MOR) située à l'extrême Ouest du bassin qui ne montre
plus la phase d'accélération de la subsidence du Jurassique moyen (180-175 MA). Il semble
que la "sensibilité" de la zone d (ou sa réponse au rifting Jurassique) ne traduit plus que la
phase de la subsidence thermique. Par contre, on peut remarquer une nouvelle accélération
beaucoup plus tardive, n'apparaissant qu'à l'Oligocène, soit vers 35 Ma.
Certaines courbes appartenant à cette zone d (forages 16-VAU, 20-EPO), ou à la zone équivalente dans le bassin de Mahajanga (Annexe, forages 2-SOF, 5-TU), révèlent l'existence d'une
réactivation tectonique au Crétacé supérieur.
De ces observations, on peut retenir deux choses :
- la première, c'est qu'il y a une migration spatio-temporelle de la subsidence d'Est en Ouest
et un rajeunissement des phases dans le même sens. La dernière phase d'accélération, datée
de l'Oligocène, est attribuable aux rifts est-africains actuels ;
- la seconde, c'est l'existence des formations sédimentaires Karroo sous les séries Jurassiques ;
la prise en compte de ces formations vont beaucoupmodifier l' amplitudeet l' alluredes courbes
de variations de la subsidence.
En effet, bien qu'aucun forage implanté dans les sédiments post-Karroo n'a atteint le socle
(anté-Jurassique ou anté-Permien), nous avons pu constater par la modélisation gravimétrique que
l'importante série sédimentaire "complémentaire" ne laisse aucun doute sur l'extension des sédiments karroo de la zone a sous ceux des zones b, c et d.
4. LES PUITS FICTIFS
Afin de pouvoir traduire au mieux la totalité de la subsidence du bassin de Morondava, nous
sommes tenus d'avoirdes forages avec des séries sédimentairescomplètesjusqu'au niveau du socle.
Pour cela nous avons besoin de connaître les variations des épaisseurs moyennes du Karroo
à divers endroits du bassin. Nous avons pu établir le tableau de la figure 65, dans lequel les valeurs
représentées ont été obtenues à partir des forages et des affleurements.
143
Fig.66 : Evolution schématique des épaisseurs de sédiments Karroo. D'Est en Ouest, on passe des
épaisseurs maximales (zone 1 ),aux épaisseurs moyennes (zone 2) puis minimales (zone 3).
144
145
La figure 66 traduit, dans notre hypothèse, la distribution spatiale des séries Karroo :
- la zone 1 correspond à la fosse Karroo dans laquelle nous considérons les épaisseurs maximales des séries du Karroo avec la présence de la séquence de la Sakoa ;
- la zone 2 est une zone intermédiaire où les séries du Karroo présentent les valeurs moyennes
de leurs épaisseurs ;
- lazone 3, située à l'extrême Ouest du bassin montre un Karroo réduit présentant les épaisseurs
minimales.
Les forages fictifs sont alors obtenus à partir d'une colonne sédimentaire d'un forage réel (dont
il porte le nom et le numéro) auquel on ajoute l'épaisseur des séries stratigraphiques manquantes
jusqu'au toit du socle. Ce sont en fait des forages "hybrides" pour lesquels l'évolution et l'intensité
de la subsidence vont être calculées.
Remara,ue : La totalité des forages implantés dans la zone d'affleurement des sédiments
mésozoïques est concernée par cette "addition sédimentaire" ; ils seront facilement reconnaissables
puisqu'ils couvrent toute la période allant du Permien au Quaternaire, ou du moins jusqu' au
Jurassique supérieur. Par contre, les forages situés dans la zone d'afleurement karroo sont très peu
modifiés.
5. INTERPRETATION
DES PHASES D'ACCELERATION
DE LA SUBSI-
DENCE
La comparaison du tableau chronologique des événements tectoniques de la marge Estafricaine (fig.26) avec une courbe expérimentale de variations de la subsidence tectonique (forage
n°20-EPO) du bassin sédimentaire de Morondava montre une très bonne corrélation (fig.68).
En effet, le démarrage de chaque nouvelle accélération de la subsidence correspond de manière
parfaite à une discordance tectonique majeure identifiée au niveau de la marge.
Ainsi, dans l'interprétation géodynamique des différentes phases d'accélération ou de ralentissement des courbes de variations de la subsidence du bassin de Morondava, nous retrouvons
successivement :
- l'événement Karroo, dont le rifting initial bien ressenti dans les bassins malgaches a été décrit
dans les paragraphes précédents ;
- le rifting jurassico-crétacéde l'Afrique de l'Est, marqué par une forte distension continentale
au Sud et une avancée de la mer au Nord, se reflète sur la courbe par une accélération de la
subsidence, introduisant un accroissement de plus de 25% ; cette phase traduirait la subsidence
initiale (Mc.Kenzie, 1978).
146
.
Durant la période correspondant, d'abord à l'extension de la zone magnétiquement calme
située au Nord- Ouest de Madagascar (Coffin et Rabinowicz, 1987), ensuite à la dérive de
Madagascar vers le Sud du Jurassique supérieur au Crétacé inférieur (Ségoufin, 1981),
enfm à la dérive de l'Inde vers le Nord du Crétacé supérieur (Masson, 1980), la courbe de
subsidence tectonique du bassin ne présente pas un accroissement significatif. Toutefois, au
Crétacé supérieur, le substratum sédimentaire subit une forte subsidence que l'on peut attribuer en grande partie à une surcharge sédimentaire importante. Ce phénomène traduit la
mise en place de la marge vers l'étape finale de son évolution en une marge continentale
passive.
- le développement des rifts tertiaires (incluant les rifts est-africains) se reflète sur la courbe
de subsidence par des phases d'accélération et de ralentissement très brèves : au début au
Paléocène (vers 65 Ma), ensuite à l'Oligocène (vers 35 Ma), allant même jusqu'au Miocène. L'amplitude des variations relatives de la subsidence et la fréquence de leur apparition exprime ainsi un événement tectonique en pleine activité qui semble loin de se
stabiliser.
Ce modèle d'interprétation semble indiquer l'existence de plusieurs épisodes de rifting successifs (au Karroo, au Jurassique et au tertiaire), lesquels coïncident aux périodes de forte extension
crustale. Or, dans la partie géologique nous n'avons considéré qu'un seul épisode de rifting
correspondant au breakup.
La phase de rifting correspondant au Karroo est très bien caractérisée et ne constitue donc pas
de source d'équivoque possible. Par contre, l'accélération de la subsidence du début du Jurassique
moyen se prête facilement à des confusions.
Pour être cohérent avec le modèle géodynamique défini d'après les investigations géologiques,
il faudra considérer deux points essentiels :
- le premier, c'est que même lorsque la phase de rifting se termine, l'extension n'est pas
définitivement arrêtée ; que d'autres phénomènes autres que la subsidence thermique peuvent
accentuer la subsidence durant la phase de drifitng. Sinon, comment expliquer l'accélération
de la subsidence au Jurassique moyen (figure 68) puisque la courbe théorique de Mc Kenzie
(1978) ne peut être ajustée avec la courbe de subsidence qu'en introduisant une nouvelle phase
d'extension à partir de cette époque ;
- le second, c'est que la mise en place du bassin de Morondava inclut une période de coulissement associé à la zone de fracture de Davie. A cet égard, certains travaux (Scruton et Dingle,
1976 ; Alvarez, 1986) ont montré que dans les bassins associés aux zones de fracture, des taux
de subsidence élevés semblent caractériser les périodes de début de mouvement transformant.
Ce début de dérive ayant commencé dès le Jurassique moyen (pour le bassin de Morondava)
par l'apparition de la zone magnétiquement calme (ZMC).
147
/
148
Ces deux considérations apportent ainsi une cohérence remarquable des phases d'accélération
de la subsidence interprétées d'après les résultats issus de l'étude stratigraphique et tectonique et
d'après les résultats du backstripping.
6. LES COURBES D'ISOSUBSIDENCE
TECTONIQUE
CUMULEE A DIFFE-
RENTES EPOQUES
Nous présentons les valeurs de la subsidence tectonique cumulée depuis le début du Karroo
jusqu'à une certaine époque, calculée selon la formule proposée par Steckler et Watts (1978).
a- A la fin du Karroo
La représentation spatiale de la subsidence tectonique cumulée durant la période du Karroo
montre (Fig.69) :
,
- des "îlots" négatifs -signe d'une forte subsidence- sont situés dans l'Est du bassin et
correspondent à des blocs faillés. Localisés dans la partie interne du bassin, ils définissent
une zone étroite allongée correspondant au rift initial où la subsidence tectonique a été la
plus ressentie. La dissymétrie constatée au niveau des demi-grabens résultant de la tectonique du Karroo énoncée dans la première partie de ce travail, est ici bien mise en évidence ;
- une zone située plus à l'Ouest où les contours sont plus réguliers et correspondent à une
aire de subsidence tectonique plus faible surplombant le fossé d'effondrement initial à l'Est ;
- dans le Nord du bassin, les deux "lobes" marquant les valeurs minimums de la subsidence
tectonique coïncident aux emplacements actuels des massifs cristallins de Bekodoka et de
Fonjay. Par ailleurs, au Nord-Est de ces massifs, on remarque la présence d'une zone de
forte subsidence tectonique qui correspond à la pointe sud du bassin de Mahajanga.
b- Fin du Jurassique
moyen
de la subsidence tectonique cumulée jusqu'à la fin du Jurassique moyen
montre les effets du rift jurassique, notamment (Fig.70) :
La distribution
- la migration vers l'Ouest du maximun de la subsidence ;
- la redistribution des extrémas (positifs et négatifs) de la subsidence tectonique s'effectue
soit par les rejeux des failles d'âge karroo, soit par l'apparition de nouveaux accidents situés
un peu plus vers l'Ouest ;
- les structures semblent présenter timidement une direction préférentielle subméridienne.
149
Fig.69 : Fin duJurassique inférieur (Karroo) : (a) Carte d' isovaleurs dela subsidencetectonique
cumulée (b) Schéma structural correspondant obtenu. Les structures sont très ponctuelles et
réflètentbien le style tectonique de blocs bsculés en demi-grabens. En légende 1-j 'aillesnormales
(éventuellement listriques).
150
Fig.70 : Fin du Jurassique moyen : (a) Carte d' isovaleurs de la subsidence tectonique cumulée
. (b) Schéma structural correspondant obtenu. On note une réorganisation sensible des principaux
accidents vers un alignement préférentiel Nord-Sud, notamment dans la partie nord du bassin.
On observe également un semblant de décrochement localisé dans la partie plus externe. En
légende : 1-Zone relativement haute ; 2-Failles majeures probables ; 3-Failles possibles.
151
Fig.71 : Fin du Crétacé supérieur : (a) Carte d'isovaleurs de la subsidence tectonique cumulée
(b) Schéma structural correspondant obtenu. On remarque que la partie sud du bassin semble
beaucoup plus affectée par les accidents transverses E-W ; on note également un gradient
croissant de la subsidence du Sud vers le Nord, ce qui renforçe la thèse d'une structuration en
marches escalier de segment de marge en arrachement. En �gge , 1-Gradient croissant de la
subsidence.
152
Fig.72 : Plio-Quaternaire : (a) Carte d' isovaleurs de la subsidence tectonique cumulée (b)
Schéma structural correspondant obtenu. Les axes d' allongemnt des optimas semblent indiquer
une orientation globale NO-SE.
En légende : 1-Axede subsidence la moins forte ; 2-Axede la subsidence la plus forte ; 3-Zone
haute reconnue géologiquement.. 4-Accidentprobable.
153
Fig.73 : Toit du substratum : (a) Carte d'isovaleurs de la subsidence totale observée (b) Schéma
structural correspondant obtenu. On note surtout l'existence de deux zones distinctes o�l,
respectivement, les influences d' origine Karroo sontplus ressenties à l'Est ( f igurén *1) ;tandisqu' un
effondrement graduel s'accentue lorsqu'on va vers l'Ouest (figuré n 2).Les figurés n°3 et 4
correspondent respectivement à une structure moins effondrée et une structure plus effondrée.
154
c- Fin du Crétacé
La subsidence tectonique cumulée à la fin du Crétacé s'intensifie. Pour l'essentiel, elle
s'appuie sur les principales failles préexistantes d'âge jurassique. Cependant, on remarque
l'apparition d'accidents transverses (fig.71a et b) :
- tout particulièrement d'orientation Est-Ouest, dont le plus important semble limiter le
bassin de Morondava en deux régions nord et sud ;
- mais également d'orientation NNE-SSO dont le plus visible est localisé dans l'extrémité
nord du bassin (fig.71b).
Dans la partie sud du bassin, on note également un accroissement de la subsidence lorsqu'on
va du Sud vers le Nord ;ce gradient étant délimité par les accidents transverses. Cette structuration
semble caractériser un segment de marge en arrachement. D'ailleurs, la partie nord du bassin
présente beaucoup plus des accident orientés globalement Nord-Sud, qui sont plus compatibles
à un segment en coulissement.
L'intensité de la subsidence tectonique de l'extrémité Est du bassin n'a pas subi de modifications significatives ; ce qui montre, parallèlement, la continuité de la migration vers l'Ouest
de la subsidence tectonique.
d- Subsidence
tectonique
cumulée actuelle
On n'observe pas de modifications importantes par rapport aux structures acquises à la fin
du Crétacé (fig.72). On remarque surtout un accroissement sensible des valeurs de la subsidence
accompagné d'une certaine atténuation des gradients. Ce lissage des isovaleurs pourrait ainsi
traduire soit l'arrêt des rejeux des failles (ou du moins leur ralentissement) par blocage du
système ; soit un effet de remplissage beaucoup plus rapide que celui des rejeux des failles. Dans
ce dernier cas, il s'agirait alors d'un mouvement, non plus local, mais régional, à une échelle très
vaste, couvrant pratiquement la totalité du bassin.
Par ailleurs, au Nord, le bassin de Mahajanga présente une ouverture beaucoup plus franche
vers le Nord.
e- Le toit du substratum
La profondeur du toit du socle représente, en fait, la combinaison de la subsidence tectonique
finale cumulée et de la subsidence totale due à la surcharge sédimentaire. L'évolution spatiale
de cette subsidence totale, au niveau du bassin, montre la coexistence jumellée (Est-Ouest et
Nord-Sud) de zones structuralement distinctes, à savoir (fig.73) :
155
la- au Nord : la subsidence est très accentuée et les isanomales restent constamment
parallèles aux failles subméridiennes. Cela reflète un caractère particulier de marge transformante dans cette zone ;
lb- au Sud : l'allure des isovaleurs montrent plutôt une zone où domine une subsidence
caractérisant un type de marge d'arrachement ;
2a- à l'Est, les contours, très perturbés semblent traduire des paléoreliefs dominants. Ils
correspondraient à des horsts et grabens résultant des phases tectoniques permo-triasiques.
C'est, d'ailleurs, dans ce secteur que le socle anté-Permien à été atteint par le forage
35-VHD1 au sommet du horst de Vohidolo, à 2700m de profondeur ;
2b- à l'Ouest, la structure correspond à un panneau basculé qui s'approfondit progressivement vers l'Ouest, atteignant vers la côte des profondeurs moyennes de l'ordre de 7500m.
f Conclusion
L'analyse des cartes d'isosubsidence nous a permis de voir la chronologie de l'apparition
des accidents tectoniques majeurs et de retracer l'évolution des principales structures.
A la fin du Karroo, on observe principalement des blocs failles effondrés suivant une bande
étroite allongée du Nord au Sud correspondant au rift inital. Tandis que le Jurassique moyen
montre l'extension des structures identiques vers l'Ouest. On ne note pas, jusqu'à cette période,
une direction préférentielle quelconque des accidents ; toutefois, les stuctures tectoniques en
place semble indiquer une extension principale Est-Ouest ou NO-SE.
A la fin du Crétacé, les orientations des principaux accidents révèlent deux directions
préférentielles NNO-SSE et ENE-OSO à Est-Ouest. Ces deux directions définissent une structuration du bassin en deux segments différents : au Nord un segment de marge en coulissement ;
au Sud, un segment de marge en arrachement. Cette segmentations'étant effectuée lors du
déplacement de Madagascar du Nord vers le Sud, accompagnant l'ouverture du bassin océanique
sud somalien.
156
7. ESTIMATION
DU COEFFICIENT
D'EXTENSION
Afin de pouvoir évaluerle comportement de la croûte en terme d'amincissement, nous utilisons,
dans un premier temps, le modèle d'extension homogène instantané (Mc Kenzie, 1978), et dans un
second temps, le modèle d'extension non homogène et non instantané (Royden et Keen, 1980).
a- En modèle d'extension
homogène
Le modèle, bien décrit par Mc Kenzie ( 1978), considère que la croûte et le manteau supérieur
s'étirent de la même manière, instantanément. Dans ce cas, on a un taux d'extension unique pour
toute l'épaisseur de la lithosphère.
Les différentes valeurs des paramètres physiques de la lithosphère utilisées pour le modèle
d'extension homogène sont données dans le tableau précédent.
Nous avons mis en évidence lors de l'étude qualitative de la subsidence deux secteurs
distincts : à l'Est le Karroo, à l'Ouest le post-Karroo.
- dans le Karroo (fig.67), les taux d'extension
p obtenu par ajustements des courbes de
subsidence varient de 1.22 à 1.40 ;
- dans le secteurpost-Karroo, les courbes de subsidence (Fig.74) montrent des phases rapides
durant la période de subsidence thermique qui ne peuvent être expliquées par ce modèle
que par plusieurs phases d'extension d'âges différents. On suppose, d'une part, que chaque
phase est suivie d'une subsidence initiale et d'une subsidence thermique, d'autre part, que
chaque ajustement suivant tient compte de l'amincissement
crustal résultant de la phase
précédente.
Après la phase d'extension jurassique, la valeur moyenne du coefficient d'extension est de
l'ordre de p = 1.6 et correspond à une croûte d'épaisseur moyenne de 20.6km.
Plusieurs forages font état d'une accélération de la subsidence au Crétacé Supérieur. Ce
phénomène pourrait correspondre au contre-coup de la dérive de l'Inde vers le Nord. Dès lors
que ce mouvement du bloc indien entraîne une extension au Crétacé Supérieur, la croûte
continentale au niveau de la marge malgache, dans le Canal de Mozambique est fortement
amincie.
Cela s'explique, bien entendu, par les étirements successifs relatifs aux différentes phases
d'extension (Fig.74) qui aboutissent à un coefficient d'extension final, au Tertiaire, de l'ordre
de:
p=�xpjxpa=3.25
157
Fig.74 : Ajustements successifs de la courbe de subsidence tectonique en vue d' évaluer le taux
final d' amincissementcrustal. (a) phasepermienne duKarroo avecune épaisseurcrustale initiale
de 33 km, (b) phase jurassique avec une croûte amincie par la phase précédente, (c) phase
tertiaire.
158
avec
(3K(Karroo) = 1.25 (à sa valeur minimale)
(Jurassico-Crétacé) = 1.30
�1
PE(Eocène-Oligocène) = 2
Or, le modèle de Le Pichon et Sibuet (1981) prévoit une océanisation de la croûte lorsque
la valeur finale du taux de l'extension (3 atteint 3.25.
Cependant, en reprenant le même modèle, Sawyer (1985) fait remarquer que cette océanisation n'est effective que lorsque, en plus, la subsidence tectonique finale dépasse 6200m.
Il se trouve donc que l'absence de croûte océanique dans le bassin marginal malgache est
justifiée ; l'hypothèse de Sawyer n'est pas vérifiée puisque la subsidence maximale moyenne
atteinte dans ce secteur est de l'ordre de 4650m.
b- En modèle d'extension
non homogène
Le modèle considère deux paramètres d'étirement différents entre la croûte et le manteau
supérieur (Royden et Keen, 1980) et prévoit plusieurs phases de rifting d'âges différents. La
croûte est également stratifiée, caractérisée par des paramètres physiques différents comme
indiqués sur le tableau suivant :
La figure 75 montre les ajustements des courbes de subsidence tectonique observée avec
les courbes des modèles théoriques d'extension homogène et non homogène.
Tandis que dans le tableau de la figure 76, nous avons reporté les valeurs calculées des
paramètres d'extension de la croûte et du manteau supérieur ayant permis d'ajuster les différentes
courbes de subsidence tectonique observée. Les couples de valeurs de �3�
(croûte) et pm(manteau)
correspondent d'abord à l'extension karroo, ensuite à celle du Jurassique et enfin à celle, soit du
Crétacé, soit du Tertiaire.
159
160
Fig.76 : Tableau renfermant les valeurs des coefficientsd'allongement �cet Pmcorrespondant
respectivement à la croûte et au manteau supérieur, résultant de la modélisation d' une extension
non homogène de la lithosphère. Les courbes correspondantes sont représentées en annexe.
161
Les valeurs de P obtenues traduisent un certain découplage entre la croûte et le manteau
supérieur durant les différentes phases : très net au Karroo durant lequel on observe un écart
moyen, supérieur à 25% entre les deux paramètres d'extension, mais beaucoup plus atténué aux
phases suivantes durant lesquelles cet écart ne dépasse guère 10% .
On constate par conséquent que le découplage diminue progressivement, au fur et à mesure
de l'étirement de la lithosphère, tendant vers une extension homogène ; cela se traduit par des
valeurs très rapprochées de pe et �m'
Les résultats des ajustements entre les courbes de subsidence tectonique observée et calculée
permettent ainsi de dégager les points essentiels suivants :
- les courbes sont mieuxajustées dans l'interprétation en modèle d'extension non homogène
qu'en modèle homogène (fig.75).
- il existe un découplage significatif d'extension entre la croûte et le manteau supérieur,
caractérisé par uncoefficient d' allongement(3plus important au niveau du manteau supérieur
(fig.76).
- à la fin de la phase de rifting tertiaire, les taux moyens d'extension sont de l'ordre de
= 1.8 pour la croûte et f3m= 3.6 pour le manteau supérieur. Ces valeurs semblent indiquer
(3�
que le manteau supérieur est deux fois plus étiré que la croûte. D'autre part, le coefficient
d'extension pictraduit bien la nature continentale de la croûte au niveau de la marge malgache
puisque sa valeur n'atteint pas la limite théorique prévue pour l'apparition de la croûte
océanique (Le pichon et Sibuet, 1981 ; Sawyer, 1985). Toutefois, l'absence d'un forage
profond allant jusqu'au substratum sédimentaire, d'une part, et l'importance de la bathymétrie qui atteint 3500 m d'autre part, sont autant de circonstances qui nous poussent à
penser que la croûte, tout en restant continentale, a dû être plus étirée que ce que montrent
les taux calculées ci-dessus.
Par ailleurs, il évident que ces valeurs de picne peuvent absolument pas justifier le déplacement de Madagascar du Nord vers le Sud, jusqu'à sa position actuelle. Par contre, il est
envisageable d'étudier la question en ce qui concerne l'écartement Est-Ouest de Madagascar par
rapport à l'Afrique ; est-ce que les coefficients d'extension calculés arrivent à expliquer, par
exemple, le recouvrement des côtes présenté dans le chapitre traitant de la cinématique de
Madagascar ?
En somme, on constate que le phénomène tectonique de mise en place du bassin est
nettement mieux approximé par le modèle à deux paramètres d'extension à phases multiples de
rifting.
162
III. ETUDE
COMPARATIVE
1. ENTRE
LES MARGES
DE LA SUBSIDENCE
PASSIVES
DIVERGENTES
ET TRANSFORMANTES
La plupart des travaux sur l'étude des variations de la subsidence sont jusqu'ici axés beaucoup
plus sur une évaluation qualitative et quantitative du phénomène. Une comparaison typologique
des marges a été rarement abordée (Blarez, 1986).
Le secteur que nous étudions, c'est-à-dire le bassin de Morondava et le plateau continental
qui le prolonge , offre l'opportunité d'observation sur la différence ou la similitude qui pourrait
exister entre la subsidence caractérisant soit une marge riftée (type divergente), soit une marge en
coulissement (type transformante).
En effet, la chronologie de l'évolution de la marge est-africaine et malgache que nous avons
présentée dans les chapîtres précédents montre que la dérive de Madagascar vers le Sud n'a démarré
qu'au début du Jurassique supérieur.
Durant la période précédant cette date, toute forme de détachement de Madagascar par rapport
à l'Afrique favorise beaucoup plus une composante divergente de type riftée. Les vestiges tectosédimentaires correspondants sont localisés dans la partie interne et médiane du bassin. Tandis que
le déplacement de Madagascar vers le Sud, en contribuant à la construction de la majeure partie du
bassin, semble avoir favorisé également des structures dont les caractères tecto-sédimentaires sont
proches sinon identiques à ceux d'une marge en coulissement.
Trois forages, dont deux sont situés dans la partie sud du bassin (interne et externe) tandis que
le troisième est localisé dans le Nord du bassin, ont permis d'obtenir les courbes de variations de
la subsidence tectonique de la figure 77 :
- la première courbe, correspondant à la zone interne et méridionale du bassin, montre une
évolution d'allure exponentielle où les deux phases de la subsidence tectonique définie selon
Mc Kenzie (1978) sont très bien représentées : une subsidence initiale rapide, presque
instantanée, suivie d'une subsidence plus lente et progressive ;
- la seconde courbe, traduisant la partie nord du bassin, fait apparaître des accélérations là où
l'on s'attend à trouver une décroissance progressive correspondant à la subsidence thermique.
- quant à la troisième courbe, représentant la zone méridionale la plus externe du bassin, l'effet
du coulissement se traduit par des ruptures en escaliers de la courbe de subsidence tectonique.
Si l'on se réfère aux conclusions de Blarez (1986) sur la caractérisation possible d'une marge
d'après l'allure de la courbe de subsidence, il apparaît que le bassin de Morondava est bien segmenté
en type de marge en arrachement dans sa partie méridionale interne, tandis que la zone septentrionale
constitue une marge en coulissement. Si l'on ne s'en tient qu'à cette seule considération géographique, ce résultat vient confirmer notre conclusion géologique qui évolue dans ce sens.
163
L'interprétation devient plus énigmatique lorsqu'il s'agit d'expliquer la source de chaleur qui
perturbe et modifie l'allure de la courbe. Dans le cas du bassin de Morondava, un "balayage" de la
zone transformante par le passage d'une dorsale, comme c'est le cas de la marge de la Côte d'Ivoire
(Blarez, 1986), semble très hypothétique. Par contre, la proximité du point de forage 20-EPO avec
la Ride de Davie autorise à imaginer que ces retards thermiques constatés sur la courbe pourraient
provenir d'anomalies thermiques générées lors des phases successives de décrochement.
En conclusion, nous estimons que ces quelques résultas que nous apportons, quoiqu'encore
fragmentaires, permettent de distinguer sensiblement le type (en arrachement ou en coulissement)
des différents segments constituant le bassin marginal de Morondava, surtout quand sa position
géodynamique s'y prête aussi favorablement.
2. ENTRE LES MARGES DE L'AFRIQUE
DE L'EST ET DE MADAGASCAR
Une comparaison de l'intensité des variations de la subsidence tectonique a été effectuée au
niveau des marges du Canal de Mozambique, à Madagascar comme en Afrique.
Les résultats (fig.78) montrent, de prime abord, deux périodes distinctes :
- une première période allant du Permien au Jurassique inférieur (250 Ma à 180 Ma environ),
durant laquelle on observe un regroupement important des courbes.
- une deuxième période allant du Jurassique moyen à l'Actuel ( 180Ma à 0 Ma) durant laquelle,
en revanche, on note une véritable dispersion des courbes de la subsidence tectonique.
Le regroupement initial des courbes constaté durant la première période vient surtout du mode
de construction des puits fictifs utilisés. En effet, il existe très peu de forages profonds ayant atteint
et traversé les sédiments permo-triasiques karroo. L'absence de valeurs réelles des épaisseurs
sédimentaires anté-Jurassique moyen nous a contraint d'adopter un calage des séries manquantes
en Afrique d'après les valeurs connues à Madagascar, excépté pour le forage d'Obbia.
Par conséquent, cette période est peu indiquée pour établir une comparaison efficace de
l'intensité de la subsidence entre les différentes marges. Toutefois, son intérêt réside dans la mise
à niveau des variations de la subsidence des différents bassins après un rifting équivalent à celui
des bassins malgaches durant cette période.
En revanche, la deuxième période apporte beaucoup plus de renseignements sur l'évolution
respective de la subsidence des différents bassins.
Une analyse rapide montre globalement que les courbes de subsidence relatives aux forages
effectués sur les côtes africaines présentent des amplitudes supérieures à celles des forages situés
sur les côtes malgaches.
164 -
165
Dans le détail, on remarque également que les différentes courbes se rangent dans trois
catégories de valeurs :
- la première comprend des courbes qui présentent les amplitudes finales les plus faibles , se
situant autour de 2500 m. Il est interressant de faire remarquer que ces courbes correspondent
aux forages situés le plus près du décrochement de la Ride de Davie (forages n° et 2). Tout
laisse supposer que les phénomènes tecto-thermiques associés à la Ride de Davie semblent
avoir atténué l'intensité de la subsidence.
- la seconde correspond aux courbes dont les valeurs maximales sont comprises entre 3500 m
et 4200 m. Cette catégorie regroupe la majorité des courbes , y compris celle correspondant
au forage d'Obbia (Somalie).
- la troisième est représentée par la courbe de forage implanté sur la marge mozambicaine dont
l'amplitude finale atteint facilement 4500 m. Ce forage est le plus éloigné de la côte et présente
ainsi une bathymétrie assez importante.
En conlusion, nous retiendrons de cette comparaison que la première catégorie de valeurs
obtenues sur des forages situés aux abords de la Ride de Davie semble traduire un état thermique
particulier. En effet, les éruptions volcaniques constatées au niveau de la ride ne sont que le témoins
d'une forte perturbation thermique en profondeur. Les faibles valeurs de la subsidence (notamment
thermique) constatées peuvent ainsi s'expliquer par un non retour déimitif de la lithosphère à sa
température initiale d'équilibre. Ces courbes "suspendues" traduisent en réalité un substratum
anormalement élevé correspondant à un bombement thermique de la lithosphère aux abords de la
Ride de Davie.
En revanche, le second groupe des valeurs de la subsidence tectonique, bien moyenné par la
courbe HE (forage 13-HE), donne une meilleure estimation de l'évolution globale de la marge et
de ses bassins environnants.
Quant à la courbe-"Nah", correspondant au forage Nahmura qui est situé sur la marge
mozambicaine, elle traduit en premier lieu une marge grasse, bien alimentée par le fleuve Zambèze.
Cependant, cette cause seule n'explique qu'en partie cette subsidence accrue, d'autres phénomènes
doivent y contribuer. A cet égard, nous rappelons que la zone sud de la marge est-africaine favorise
beaucoup plus la formation d'une marge volcanique à cause d'un magmatisme important qui affecte
la région depuis le Trias (Cox, 1970 ; Forster, 1975).
En effet, un métamorphisme à la base de la croûte est une source possible de la subsidence.
L'accroissement de la température peut provoquer le passage de matériel crustal d'un faciès moins
dense, tel que les schistes verts, à un faciès plus dense et généralement plus stable, comme le faciès
amphibolite (Middleton et Falvey, 1980). Ce passage, contrôlé essentiellement par la température,
entraîne un accroissement de la densité (de 0.15 à 0.2 g/cm3) et un léger amincissement crustal.
166
autour du Canal
Fig.78 : Courbes représentatives de la subsidence tectonique des marges situées
de Mozambique.
167
Pour une perturbation thermique de 100 °C à 200 °C et une durée de 20 Ma à 40 Ma, l'épaisseur
de la couche transformée en base de croûte serait de 2 à 4 km (Middelton, 1980). Ceci entraîne un
enfoncement de la surface, dû à la conservation de masse, de 200 à 400 m ; des valeurs qui sont
dans le même ordre de grandeur que l'écart constaté dans nos résultats.
CONCLUSION
GENERALE
171
GENERALE
CONCLUSION
études que nous avons effectuées
Des différentes
sédimentaire
les quelques
points suivants qui nous semblent
de cette région Est-africaine
géodynamique
e La synthèse
corréler la chronologie
des différentes
des grands événements
géodynamiques
. La mise en évidence
Morondava
de l'ensemble
pour la connaissance
à l'échelle
des bassins a permis de mieux
successives
phases tectoniques
des principales
importants
nous
et malgache :
et tectonique
stratigraphique
du bassin
et géophysiques),
(sous des aspects à la fois géologiques
de Morondava
retiendrons
la subsidence
concernant
et de définir par la suite
de la région ;
phases de subsidence
du bassin sédimentaire
de
durant sa mise en place :
* une
phase de "rifting" correspondant
à la fin du Jurassique
Permo-Carbonifère
à l'époque
en général
s'étale
du
inférieur ;
* une phase de "drifting" qui va du Jurassique
Elle montre
Karroo et qui
une accélération
moyen à la fin du Crétacé supérieur.
significative
de la subsidence
au Crétacé
supérieur ;
* une
phase tertiaire durant laquelle on observe des variations rapides et fréquentes
de la subsidence,
cette phase enregistre
stabiliser ;
d'une
qui témoignent
intense
certainement
de l'âge de la discordance
au début du Jurassique
. La subdivision
interprétation
structurale
tables pour confirmer
qui se situe
de marge de type en
au Sud, mise en évidence
études complémentaires
aussi bien par une
de leur courbe de subsidence
(notamment
sismiques)
sont souhai-
ces résultats ;
. Le modèle d'extension
approximation
en segments
de leur mise en place que par l'allure
d'autres
d'une migration
au plus tard au Bajocien ;
du bassin de Morondava
au Nord et de type en arrachement
Cependant,
encore loin de se
post-rift (la "breakup unconformity")
coulissement
respective.
phases s'accompagnent
moyen, au plus tôt à l'Aalénien,
structurale
tectonique
les récents effets du rifting est-africain.
On constate également que ces différentes
spatiale de la subsidence d'Est en Ouest.
. L'estimation
activité
des amplitudes
homogène
instantanée
de la subsidence
de Mc Kenzie (1978) donne une bonne
et nous a permis d'avoir une première idée des
172
valeurs des coefficients d'extension. Toutefois, le modèle d'une extension non homogène à
étirement progressif (Jarvis et Mc Kenzie,1980 ; Royden et Keen,1980) traduit mieux l'intensité
et les variations de la subsidence observée dans le bassin de Morondava ;
. Le cas de la marge mozambicaine qui présente une subsidence beaucoup plus importante
que les autres marges est-africaines. Nous pensons qu'un métamorphisme à la base de la croûte
semble être la cause la plus probable à l'origine de cet accroissement de la subsidence.
Par ailleurs, nous présentons une paléoposition de Madagascar vis-à-vis de Tanzanie-Kenya
avant le rifting Karroo. Outre les contraintes apportées par la bathymétrie et les anomalies
paléomagnétiques, l'ajustement prend également en compte des correspondances des zones de
fractures majeures et des principaux caractères structuraux du socle précambrien de l'Afrique
orientale et de Madagascar.
Ce mémoire ne prétend pas être complet ni parfait. Il donne une vision globale du phénomène
de subsidence dans le bassin de Morondava, tout en essayant de l'intégrer dans l'évolution
géodynamique de la marge Est-africaine. D'autre part, il est intéressant de faire remarquer
qu'avec des méthodes d'analyse aussi différentes, on aboutit à des résultats pratiquement
identiques. Cependant, malgré la contrainte apportée par la modélisation gravimétrique, à la
fois sur la profondeur et sur la structuration du bassin de Morondava, un apport complémentaire
de données sismiques aurait contribué nettement à améliorer nos modèles et, par conséquent, à
renforcer nos conclusions.
ANNEXES
.
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXES
ANNEXE
1 : COURBES
DE SUBSIDENCE
A UN MODELE
ANNEXE
D'EXTENSION
2 : COURBES
EN FONCTION
TECTONIQUE
CORRESPONDANT
NON HOMOGENE
DE VARIATIONS
DE DENSITE
DE LA PROFONDEUR
ANNEXE 1
COURBES
DE SUBSIDENCE
A UN MODELE
TECTONIQUE
D'EXTENSION
CORRESPONDANT
NON HOMOGENE
(Voir la figure 64 pour la localisation)
179
180
181
182
183
184
185
186
187
ANNEXE
COURBES
DE VARIATIONS
EN FONCTION
2
DE LA DENSITE
ET DE LA POROSITE
DE LA PROFONDEUR
(Ces résultats sont issus des dépouillments
et traitements
des données brutes des rapports de l'OMNIS)
191
BIBLIOGRAPHIE
195
REFERENCES
BIBLIOGRAPHIQUES
Alvarez, F. (1984). Etude de l'évolution thermique des bassins sédimentaires formés par extension.
Conséquences thermo-mécaniques du rifting. Application au graben Viking (Mer du Nord). Thèse
3è cycle, Univer. Pierre et Marie Curie, Paris 6, 225p.
Athy,L.F. (1930). Density, porosity and compaaction of sedimentary rocks. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull.,
v.14, p. 1-24.
Baron,E.J.,
Harrison,C.G.A.,
et Hay,W.W. (1978). A revised construction of the southem continents.
Trans. Amer. Geoph. Union, 59, pp.436-449.
Bassias, Y., Leclaire (1988). In : Le magmatisme mésozoïque à actuel de la plaque africaine et son
contexte strucural. Workshop, P.2, C.I.F.E.G., Paris, 1988, p.189-206.
Bassias, Y., Leclaire (1990). The Davie Ridge in the Mozambic Channel : crystalline basement and
intraplaque magmatism. NJb.Geol.Paleont.Mh.,
H2�p.67-90.
C., Keen, C.E., et Boutilier, R. (1982). On the evolution of rifted continental margins :
comparison of models and observations for the Nova Scotia margin. Geophys. J. Roy. Astro. Soc.,
Beaumont,
v. 70,p.667-715.
Beltrandi, M.D. � Pyre, P., (1973). Geological evolution of Southwest Somali. In : G. Blant (Eds.),
Bassins sédimentaires du littoral africain. Part.II : littoral austral et oriental. Ass. Serv. Géol.
Africains, p.159-178.
Besairie, H. � Collignon,
M. (1956). Lexique stratigraphique de Madagascar. Trav. Bur. Geol.,
Tananarive, n73, 82p.
Besairie, H., (1960). Lexique stratigraphique
international : Afrique, Fasc.ll, v.4,190p.
Besairie, H. (1967). La géologie du bassin de Morondava à Madagascar. Doc. Bur. Geol. n °175, Serv.
Geol., Tananarive, 2vol.
Besairie, H. (1970). Précis de géologie malgache. Document du Bur. Géol. n 180, Service Géol.,
Tananarive.
Besairie, H., (1972). Précis de géologie de Madagascar. Serv. Géol. de Madag. Tananarive,36,463p.
Bessis, F., (1986). Some remarks on subsidence study of sedimentary basins. Application to the Golf of
Lion margin (Western Mediterranean). Rapp. int. Inst. Fr. Petrol., Paris,57p.
Blant, G., (1973). Structure et paléogéographie du littoral méridional et oriental de l'Afrique. In : G.,
Blant (Eds.), Bassins sédimentaires du littoral africain, 2ème partie, littoral austral et oriental.
Ass. Serv. Géol. Africains, p.193-233.
196
Blarez, E., (1986). La marge continentale de la Côte d'Ivoire-Ghana. Structure et évolution d'une marge
continentale transformante. Thèse Sci., Univ. Paris VI,188p.
Boast � Nairn (1982). An outline of the geology of Madagascar. ln the Ocean bassins and margins,
v.6, p.649-696.
Bond, G. (1978). Speculation on real sealevel changes and vertical motions of continent at selected times
in Cretaceous and Tertiary periods. Geology,v.6, p. 247-250.
Bosselini, A. (1986). East Africa continental margins. Geology, v.14, p.76-78.
Bosselini, A. (1989). The continental margins of Somalia : their structural evolution and sequence
stratigraphy. In : Mémoires des Sciences Géologiques de l'Institut de Géologie et de Minéralogie
de l' Université de Padove, Italie. (Memorie di Scienze Geologiche,
vol., XLI, pp.373-458,
Décembre, 1989, Padova, 69 fig.).
Bosworth,
W. (1989). Basin and Range style tectonics. In : East Africa. J. Afric. Earth Sci.,
v.8,n 2/��.797-207.
Bott, M.H.P. (1971). Evolution of young continental margins and formation of shelf basins. Tectonophysics., v.ll , p.319-327.
Brown, C. � Girdler, R. W. (1980). Interprétation of African Gravity and Its Implication for the Breakup
of the Continents. J. Geophys. Res.,v.85,n 1Jll,pp.6443-6455.
Brunet, M.F. (1981). Etude qualitative de la subsidence du bassin de Paris. Thèse 3 °cycle, Univ. Pierre
et Marie Curie, Paris VI, 161p.
Brunet,
M.F. et Le Pichon, X. (1982). Subsidence of the Paris basin. J. Geophys. Res., vol.87,
p.8547-8560.
Bunce, E.T., et Molnar, P. (1977). Seismic reflection profiling and basement topography in the Somali
basin. J.G.R., 72, 10, pp.2547-2556.
Bureau
International
(BGI) (1978). Transformation du système ORSTOM en
Gravimétrique
IGSN-71 à partir des résultats publiés dans le catalogue "Etablissement d'un réseau général de
stations gravimétriques en Afrique, à Madagascar, à La Réunion et à l'Ile Maurice". Docm. P. �
M. Curie. Oct. 1977-Mars 1978.
Burst, J.F. (1969). Diagenesis of Gulf Coast clavey sediments ans its possible relation to petroleum
migration. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., v.53, p.73-93.
Canon, R.T., Simiyu Siambi, W.M.N. � Karanja, F.M. (1981). The proto-INdian Ocean and a probable paleozoic/mezozoic triradial rift system in East-Africa. Earth Planet. Sci. Let., 52�p.419-426.
Chantraine, J. et Radelli, L. (1970). Tectono-minerogenetic
Econ. Geology, v.65, p.690-699.
units of the basement of Madagascar.
197
Chorowicz, J. (1983). Le Rift est-africain : début d'ouverture d'un océan ? Bull. Centr. Rech. Explor.
Prod. Elf-Aquitaine, 7,1, p.155-162.
J., Le Fournier, J. et Vidai, G. (1987). Paleostress orientation and model of the rift
development in Eastern Africa. In : P. Bowden et J.A. Kinnaird (Eds.), Geol. J., Thematic issue.
Chorowicz,
John Wiley � Sons, 22, pp.495-513.
Chorowicz, J. (1989). Transfer and transform fault zones in continental rifts : examples in the AfroArabian Rift System. Implications of crust breaking. J. African Earth Sci., v.8, n �21314,pp.203-214.
Cliquet,P.L. (1957). La tectonique profonde du bassin de Morondava. C.C.TA., 2' réunion géologique,
Tananarive : 198-217, Londres, 1958.
Cochran, J.R. (1983). Effect of rifting times on the developpement of sedimentary basins. Earth Planet.
Sci. Lett., 66, pp.289-302.
Cochran, J.R. (1988). Somali basin, Chain ridge and origin of the northem Somali basin gravity and
geoid low. J. Geoph. Res., 93,11985-12008.
Coffin, M.F., � Rabinowitz,P.D., (1983). East African continental margin Transect. In : A. Bally (Eds.),
Seismic Expression of Structural Styles. AA.P.G. Stud. Geol.,15, p.2.3.3/22-2.3.3.l30.
Coffin, M.F., � Rabinowitz,P.D.,
Astron. Soc., 86, P.331-369.
(1986). Crustal structure in Western Somali basin. Geophys. J. R.
Coffin, M.F., � Rabinowitz,P.D., (1987). Reconstruction of Madagascar and Africa : Evidence from
the Davie Fracture Zone and Western Somali basin. J. Geophys. Res., 92, B9, p.9385-9406.
Coffin, M.F., � Rabinowitz,P.D., (1988). East African-Madagascan margins and the Western Somali
basin. Special paper, Geol. Soc. Am. Boulder, CO., 226, 78p.
Collignon, M. (1960-1970). Atlas des fossiles caractéristiques de Madagascar. Ammonites. 13 volumes,
1960-1970, Service Géologique, Tananarive.
Cox, K.G. (1970). Tectonics and vulcanism of the Karroo period and their bearing on the postulated
fragmentation of Gondwanaland. In : African Magmatism and Tectonics. Edited by Clifford and
Gass. Oliver and Boyd,pp.211-236.
Coward, et Daly, M.C. (1984). Crustal linéaments and shear zones in Africa : their relationship to plate
movements. Precambrian Res., 24, 27.
Daly, M.C., Chorowicz, J. � Fairhead, J.D. (1989). Rift basin evolution in Africa : the influence of
reactivated steep basement shear zones. J. Afric. Earth Sci., v.8, n 21314,pp.309-334.
Darracott, B.W. (1974). On the crustal structure and evolution of southeastem Africa and the adjacent
Indian Ocean. Earth Planet. Sci. Lett., 24, p.282-290.
198
De Buyl, M. � Flores, G. (1986). The Southem Mozambique Basin : The most promising hydrocarbon
province offshore East Africa. In : M.T. Halbouty (Eds.), Future Petroleum Provinces of the World.
A.A.P.G. Mem., 40,pp.399-425.
De Cabissole, B. (1989). Apports des données gravimétriques à la connaissance de la chaîne des Pyrénées
le long du profil ECORS. Thèse de doctorat, Univ. U.S.T.L., Montpellier, 210p.
Dietz, R.S., � Holden, J.C. (1970). Reconstuction of Pangea : breakup and dispersion of continents,
Permian to Present. J.G.R., 75, 26, pp.4939-4950.
Dingte, R.V. � Scrutton, R.A. (1974). Continental Breakup and Development of Post- Paleozoic
Sedimentary Basins aroun Southem Africa. Geol. Soc. Amer. Bull., v.85,pp.1467-1474.
Dingle, R.V., Siesser,W.G. � Newton, A.R. (1983). Mesozoic and Tertiary geology of Southern Africa.
Balkema, Rotterdam, 375p.
Donavan, D.T., � Jones, J.W. (1979). Causes of world_wide changes in sea-level. J. geol. Soc. London,
v.136, p.187-192.
Martin J. et Remiot,R. (1954). Etablissement d'un réseau général de stations gravimétriques en Afrique, à Madagascar, à La Réunion et à l'île Maurice. O.R.S.T.O.M., Paris, multigr.
Duclaux,F.,
Du Toit. (1937). Our Wandering Continents. Oliver Boyd, Edinburg,366p.
Embleton, E.J.J. � McElhinny, M.W. (1975). The paleoposition of Madagascar : Paleomagnetic
evidence from Isalo group. Earth Planet. Sci. Let., 27,pp.329-341.
J.D. � Mc Green. (1989). Control on rifting in Africa and the regional tectonic model for
Nigeria and East Niger rift basins. J. Afric. Earth Sci., v.8, n 7./3/4,pp.23J-249.
Fairhead,
Falvey, D.A., � Middleton, M. F. (1980). Passive continental margins : evidence for a breakup deep
crustal metamorphism subsidence mechanism. 26è Congr. Geol. Intern. C3, Oceanologica Acta,
p. 103-114.
(1980). Fossiles de France et des régions limitrophes. Collection des Guides Géologiques
Régionaux. Masson Eds., 480p.
Fisher, .
Flores, G. (1970). Suggested origin of the Mozambique channel. Trans. Geol. Soc. South Africa,
73,p.1-16.
Florès, G. (1973). The Cretaceous and Tertiary sedimentary basins of Mozambique and Zululand. In : .'
G. Blant (Eds.), Bassins sédimentaires du littoral africain. Ass. Serv. Géol. Africains,pp.81-lll.
Florès, G. (1984). The SE Africa triple junction and the drift of Madagascar. Jour. Petrol. Geol., 7,
4 �p.403-418.
199
Forster, R. (1975). The geological history of the sedimentary basin of southem Mozambique, and some
aspects of the origin of the Mozambique Channel. Paleo(Geography-Climatology-Ecology),
17,pp.267-287.
Graigmann, D. (1989). Thick-skin and Thin-skin Detachment Faults in Continental Sudanese Rift
Basins. J. African Earth Sci., v.8, n '21314, pp.307-322.
Green, A.G. (1972). Seafloor spreading in the Mozambique channel. Nature, 236, 63, p.19-21.
Halbich, I.W., Fitch, F.J. � Miller, J.A. (1983). Dating the Cape orogeny. In : Spec. Publ. Geol. Soc.
S. Africa,12, chapter 13.
Hedberg, H.D. (1936). Gravitational compaction of clays and shales. Am. J. Sci., v.31, p.241-287.
Hertzler, J.R. � Burroughs, R.M. (1971). Madagascar's Paleoposition : new data from the Mozambique Channel. Science,174,pp.488-490.
Hottin, G. (1976). Présentation et essai d'interprétation du Précambrien de Madagascar. Bull. BRGM,
�.777-7�.
Jarvis,L.F., � Mc Kenzie,D.P. (1980). Sedimentary basin formation with finite extension rates. Earth
Planet. Sci; Lett., v. 48,P. 42-52.
Jarvis, G.T. (1984). An extensional model of graben subsidence. The first stage of basin evolution. In
Jansa,L.F., Burollet,P.F. et Grant,A.C. (Eds.) : Basin analysis : Principles and applications :
Sedimentary Geology, 40, p.13-31.
Jorgensen, G.J. � Bosworth, W. (1989). Gravity modeling in the Central African Rift System, Sudan
: rift geometries and tectonic significance. J. Afric. Earth Sci.,v.8, n 2/3/�.pp .2�3-306.
Kajato, H.K., (1982). Gas strike spurs search for oil in Tanzania. Oil �Gas Journal, 80,pp.123-131.
Kamen Kaye, M., �Barnes ,S.U. (1979). Exploration geologyofNortheastern Africa-Seychelles basin.
J. Petrol. Geology, 2, 1, pp.23-45.
Kamen Kaye, M., (1982). Mozambique-Madagascar geosyncline, 1 : deposition and architecture. J.
Petrol. Geol., 5, lvp.3-30.
Kent, P.E., Hunt, J.A. � Johnstone, D.W., (1971). The geology and geophysics of coastal Tanzania.
Geophysical Paper, London, 6, ]Olp.
Kent, P.E. (1974 a). Continental margin of east Africa : a region of vertical movements. In : C.A. Burk
�C.L. Drake eds., The geology of continental margins, Springer-Verlag, p.313-320.
Kreuser, Th. (1984). Karroo Basins in Tanzania. In : African Geology. Klerkx et Michot (Eds).Musée
Royale de l'Afrique Centrale-Tervuren,pp.231-245.
200
Th., Wopfner,H., Kaaya, C.Z., Markwort, S., Semkiwa, P.M. � Aslanidis, P (1990).
Depositional évolution of Permo-Triassic Karroo basins in Tanzania with référence to their
Kreuser,
économie potential. J. of Afric.Earth Sci., vol. 10, n °7/2,p.7J7-767.
Trôner, A. (1977). Precambrian mobile belts of southem and eastem Africa : ancient sutures or sites of
eusialic mobility ? A case for crustal evolution towards plates tectonics. Tectonophysics,
40,p.101-135.
M.P. (1984). Etude Géologique et Géophysique de la marge continentale du Sud
Mozambique (17°S à 28°S). Thèse de Doct. 3è cycle, Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI,133p.
Lafourcade,
Lambiase, J.J. (1989). The Framework of African Rifting During the Phanerozoic. J. Afric. Earth Sci.,
v.8, n 21314,pp.183-190
M.V., Flicoteaux, R., Blarez,E., Mascle, J. et Brunet,M.F. (1987). Subsidence d'un
segment de marge transformante : l'exemple du plateau continental est-ivoirien. C. R. Ac. Sci.
Latil-Brun,
Leclaire, L., Bassias, Y., Clochiatti, M et Segoufin, J., (1989). La Ride de Davie dans le Canal de
Mozambique : approche stratigraphique et géodynamique. C.R. Acad. Sci. Paris,308,pp.1077-1082.
Le Pichon, X., et Francheteau,
J. (1978). A plate tectonic analyse of the Read Sea-gulf of Aden area.
Tectonopphysics, 46, pp.369-406.
Le Pichon, X., et Sibuet, J.C. (1981). Passive margins : a model of formation. J. Geophys. Res., 86,
p.3708-3720.
Lower, M.F.J. � Strong, D.F. (1969). The significance of sandstone inclusions in lavas of the Comores
archipelagos. Earth Planet. Sci. Lett., 7, p.47-50.
Malod, J.A., Mougenot, D., Raillard, S. et Mailard, A. (1991). Nouvelles contraintes sur la cinématique
de Madagascar : les structures de la chaîne de Davie. C.R. Acad. Sci. Paris, t.312, série Il,
p.1639-1646.
Mc Elhinny, M.V., et Embleton,
B.J. (1976). The paleoposition of Madagascar : remanence and
magnetic properties of late paleozoic sediments. Earth Planet. Sci. Lett., 31, p.101-112.
Mc Kenzie, D.P. (1978). Some remarks on the developpement of sedimentary basins. Earth Planet. Sci.
Lett., v. 40, p. 25-32.
Magara, K. (1980). Comparison of porosity-depth relationships of shale and sandstone. Journ. Petrol.
G�.,v.3,n°2,p.773-7S3.
Mascle, J. et Blarez, E., (1987). Evidence for transform Margin evolution from the Ivory coast-Ghana
continental margin. Nature, 326,pp.378-381.
Masson, D.G. (1984). Evolution of the Mascarene Basin, Western Indian Ocean and the significance of
the Amirante Arc. Marine Geophysical Researches, 6�p.365-382.
201
Matthews, R.K., � Poore, R.Z. (1980). Tertiary d'018 record and glacio-eustatic sea level glaciations.
Geology, v.18, p.501-504.
Mbede, E. I. (1987). A review of the hydrocarbon potential of Kenya. J. Afric. Earth Sci., v.6,
n 3,pp.313-322.
M.F., (1980). A model of intracratonic basin formation, entailing deep crustal metamorphism. Geophys. J. R. Astr. Soc.,v.62, p. 1-14.
Middleton,
Mougenot, D., Virlogeux, P., Vanney, J.R. et Malod, J.A., (1986). La marge continetale au Nord du
Mozambique : résultats préliminaires de la campagne MD40/MACAMO. Bull. Soc. Géol. Fr.,
2,3,pp.419-422.
Mougenot, D., Recq, M., Virlogeux, P. et Lepervier, C., (1986). Seaward extension of the East-African
Rift. Nature, 321, pp.599-603.
Mougenot, D., Hernandez, J. et Virlogeux, P. (1989). Stucture et volcanisme d'un rift sou-marin : le
fossé de Kerimbas (Marge Nord-Mozambique). Bull. Soc. Géol. Fr., V,2,pp.401-4JO.
Nicollet, C. (1988). Metabasites granulites, anorthosites et roches associées de la croûte inférieure.
Exemples pris à Madagascar et dans le Massif Central francais. Thèse Doc. Etat., Univers. de
Clermond Ferrand., France, 300p.
Norton, 1.0. � Sclater, J.G., (1979). A model for the evolution of Indian Ocean and the breakup of
Gondwanaland. J. Geophys. Res., 84,pp.6803-6830.
Orpen, J.L., Nugent, C.J.S., � Zhou, P.P. (1989). Wrench-fault and half-graben tectonics in the
development of the Paleozoic Zambezi Karoo in Zimbabwe-the "Lower Zambezi" and "Mid
-Zambezi" basins respectively- and regionals implications. J. African Earth Sci., v.8, n 27�-229.
Palmer, A.R. (1983). The decade of North American Geology : 1983 geologic time scale. Geology,
x. 1, p.503-504.
Parsons,B., � Sclater, J.G. (1977). An analysis of the variation of ocean floor bathymmetry and heat
flow with age. Journ. Geophys. Res.,v. 82, p. 803-827.
Perrier, R., � Quiblier, J. (1974). Thickness changes in sedimentary layersduring compaction. History
method for quantitative evaluation. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., v.58, n 3, p.507-520.
Pitman, W.C.III. (1978). Relationship between eustasy and stratigraphic sequences of passive margins.
Geol. Soc. Amer. Bull.,v.89, p.1389-1403.
Powell, C.McA., Johnson, B.D. � Veevers,J.J.
naland. Tectonophysics, 63�p.13-29.
(1980). A revised Fit of the East and West Gondwa-
Rabinowitz, P.D., Coffin, M.F. � Falvey, D. (1982). Sait diapirs bordering the continental margin of
northem Kenya and southem Somalia. Science, 251,pp.663-665.
202
Rabinowitz, P.D., Coffin,
M.F. � Falvey, D. (1983). The separation of Madagascar and Africa. Science,
220,pp.67-69.
Radelli, L., (1975). Geology and Oil of Sakamena basin, Malagasy Republic (Madagascar). Amer. Ass.
Petrol. Geol. Bull., v.59, n °7,pp.97-774.
Raillard, S. (1990). Les marges de l'Afrique de l'Est et les Zones de Fracture Associées : Chaîne de
Davie et Ride de Mozambique. Thèse Doct., Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI,273p.
Raïs-Assa, R. (1988). Stratigraphy and geodynamics of the Mombasa Basin (Kenya) in relation to the
genesis of the proto-Indian Ocean. Geology mag. 125 (2), pp.141-147.
M. (1977). Contribution à l'étude de la séismicité de Madagascar. Thèse, Université
Rakotondrainibe,
de Madagascar, Tananarive.
Razafimbelo, E. (1987). Le bassin de Morondava(Madagascar). Synthèse géologique et structurale.
Thèse doct.ingénieur, Université L. Pasteur, Strasbourg, 256p.
Razafindrazaka,
G., Daly, D., Pozzi, J.P., et Black, R. (1976). Position de Madagascar dans le
Gondwana à partir de l'étude magnétique des formations du Karroo. C. R. Acad. Sci., Paris,282,
p.17-21.
Raveloson, E., Andriamanantena,
J., Roger J. � Ramanampisoa, L. (1990). The South Morondava
Karroo and its petroleum potential. In :Indian Ocean first regional seminar on petroleum exploration, Seychelles, Dec., 1990.
J. (1982). Gravimétrie de Madagascar. Interprétations et relations avec la géologie.
O.R.S.T.O.M., Geophysique, 18, 128p.
Rechenmann,
Recq, M. (1982). Anomalies de propagation des ondes P à l'Est de la Ride de Davie. Tectonophysics,
82,pp.189-206.
Reeves, C.V., Karanja, F.M. � MacLeodJ.N. (1986/87). Geophysical evidence for a failed Jurassic
rift and triple junction in Kenya. Earth Planet. Sci. Let., 81,pp.289-31 1.
Reiman, K.U. (1986). Prospects for oil and Gas in Zimbabwe, Zambia and Botswana. Episodes, vol.9,
n i,Pp.95-101.
Royden,L., � Keen,C.E. (1980). Rifting process and thermal evolution of the continental mmargin of
Eastern Canada determined from subsidence curves. Earth Planet. Sci. Lett.
Rust, I. (1973). Tectonic and sedimentary Framework of Gondwana Basins in Southern Africa. In :
Gondwana Geology : 777�
Gondwana Symposium, Camberra, Australia,pp.537-564.
Ryan, P.J. (1967). Stratigraphy of the Ecca series and lowermost Beaufort beds (Permian) in the great
Karroo Basin of South Africa. Gondwana stratigraphy, IUGS Symposium, UNESCO, BuenosAires,
1-1 S October 1967.
203
Sawyer, D.S. (1985). Total tectonic subsidence : a parameter for distinguishing crust type at the U.S.
Atlantic continental margin. J. Geophys. Res., v.90, n B9, p.7751-7769.
Schinn, E.A., � Robinn, D.M. (1983). Mechanichal and chemical compaction in fine grained shallow
water limestones. J. Sed. Petrology, v.53, n i, p.595-618.
Sclater,J.G., � Christie, P.A.F. (1980). Continentaal stretching : an explanation of the post-midCretaceous subsidence of central North Sea basin. Journ. Geophys. Res., v.85, n B7, p.3711-3739.
Schmocker, J.W., � Halley, R.B. (1982). Carbonate porosity versus depth : a predictible relation for
South Florida. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., v.66, n 12, p.2561-2570.
Scrutton, R.A., Heptonstall, W.B. � Peacock, J.H. (1981). Constraints on the Motion of Madagascar
with Respect to Africa. Marine Geology,43�p.1-20.
Segoufin, J. (1978). Anomalies magnétiques mésozoïques dans le bassin de Mozambique. C.R. Ac. Sc.,
Paris, t. 287, D : 109-112.
P. (1980). Existence d'aanomalies mésozoïques dans le bassin de Somalie.
Implications pour les relations Afrique-Antarctique-Madagascar. C.R. Acad. Sci., 291 �p.85-88.
Segoufin, J. et Patriat,
Segoufin, J. (1981). Morphologie et structure du Canal de Mozambique. Thèse Doct. Etat, Univ. L.
Pasteur, Strasbourg, 236p.
Serra, O. (1985). Diagraphies différées - bases de l'interprétation. Tome 2. Interprétation des données
diagraphiques. Bull. Centres Rech. Explor. Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Mem. 7,631p.
Shudofsky, G.N. (1985). Source mechanisms and focal depths of east african earthquakes using Raleigh
waves inversion and body-wave modelling. Geophys. J. Res. Astr. Soc., Oxford, 83, pp.563-614.
Simpson, E.S.W., Schlich, R. et al., (1974a). Site 242. Init. Repts. DSDP25, Washington, pp.139-176.
Simpson, E.S.W., Sclater,J.G., Parsons, B., Norton, L, � Meinke, L. (1979). Mesozoic magnetic
lineations in the Mozambique basin. Earth Planet. Sci. Lett., 43, pp.260-264.
Sleep,N.H. (1976). Platform subsidence mechanisms and "eustatic" sealevel changes. Tectonophysics,
v.36, p.45-56.
Smith, A.G. � Hallam, A. (1970). The fit of Southem Continents. Nature, v.225, 1O,pp.139-145.
Spence,J.
(1957). The Geology of part of the Eastern Province of Tanganyika. Bull., Geol., Serv.,
Tanganyika, 28,62p.
Steckler, M.S., � Watts, A.B. (1978). Subsidence of the Atlantic-type continental margin of New-York.
Earth Planet. Sci. Lett., v.41,p. 1-13.
Tarling, D.H. (1971). Gondwanaland,paleomagnetism
and continental drift. Nature, 229, p.17-21.
204
Vail, P.R., � Mitchum, R.M. Jr. (1979). Global cycles of relative changes of sea-level from seismic
stratigraphy. In "Geological and geophysical investigations of continental margins". A.A.P.G.,
mem.29, p. 469�t72.
Vail, P.R., � Mitchum, R.M. Jr. (1979), � Thomson, S. IH (1977). Seismic stratigraphy and global
changes of sea-level. In " Seismic stratigraphy - applications to hydrocarbons exploration". C.E.
Payton Eds. A.A.P.G., mem.26, p. 49-212.
Van Houten, et Hargraves, . (1987). Paleozoic drift of Gondwana : paleomagnetic and stratigraphie
constraints. African Geology Reviews. P., Bowden �J. Kinnaird Eds., p.341-359.
Virlogeux, P. (1987). Géologie de la Marge Nord-Mozambique et de la Chaîne Davie (9°S à 21 °S).
Thèse Doct., Univ. Pierre et Marie Curie, Paris VI,175p.
Walters, R. � Linton, R.E. (1972). The sedimentary basin of coastal Kenya. In : G., Blant (Eds.),
Bassins sédimentaires du littoral africain, 2ème partie, littoral austral et oriental. Ass. Serv. Géol.
Africains, p.193-233.
Watts, A.B., � Ryan, W.B.F. (1976). Flexure of the lithosphere and continental margin basins. Tec_
tonophysics, v.36, p.25-44.
Watts, A.B., � Steckler, M.S. (1979). Subsidence and eustacy at the continental margin of the eastem
north America. In : Deep drilling results in Atlantic Ocean : Continental margins and paleoenvironment. Talwani M., Hay S. � Ryan W.B.F. Eds. M. Ewing, Ser.3, Amer. Geophys. Union,
p.218-234.
Wegner, A. (1924). La genèse des continents et des océans. Théorie des translations continentales. Nizet
et Bastard Eds., Paris, 236p.
Weller, J.M. (1959). Compaction of sediments. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., v.43, p.273-310.
White, R. � Mc. Kenzie, D. (1989). Magmatism at rift zones : The generation of volcanic continental
margin and flood basalts. J. Geophys. Res.
Wise, D.U. (1974). Continental margins, freeboard and the volume of continents and oceans throught
time. In : The geology of continental margins, Burke C.A. � Drake C.L. Eds.,Springer Verlag,
New-York,
p.45-58.
Dépot légal
2e trimestre 1992
ISSN 0755 267 X
ISBN
DOCUMENTS
ET TRAVAUX
ET GEOPHYSIQUE
DU CENTRE
GEOLOGIQUE
DE MONTPELLIER
N° 1 -
R. BAYER :
magnétique :
N° 2 -
V. RICHARD :
Exploration par la gravimétrie de cibles minières profondes :
applications de deux techniques inverses. Exemple de Néves Corvo (Portugal). 199
p. ; ill. ; 1984. (100 francs)
N° 3 -
J. VAN DE MEULEBROUCK :
Reconnaissance géophysique de structures crustales
de deux segments de chaînes de collision : le Haut Allier (Massif central français) et
le Sud du Tibet (Himalaya). 108 p. ; ill. ; 1984. (80 francs)
N° 4 -
Rapport d'activité du CENTRE
PELLIER. 1980-1984. 164 p.
N° 5 -
L. BRIQUEU : Etude du magmatisme associé aux zones de subduction à l'aide de
traceurs géochimiques multiples : éléments traces et rapports isotopiques 87Sr/86Sr
- 143Nd/144Nd.
154 p. ; ill. ; 1985. (150 francs)
N° 6 -
M. LEBRAT :
Caractérisation
de
géochimique du volcanisme anté-orogénique
l'Occident équatorien : implications géodynamiques.
1985.
(100 francs)
120 p. ; ill. ;
N° 7 -
A. BONNEVILLE : Analyse des températures de surface de deux volcans actifs (Etna
1985. (150 francs)
et Piton de La Fournaise). 164 p. ; ill. ; pl. couleur ;
N" 8 -
O. VII7AL : Contribution géophysique à lareconnaissance
structurale : ( 1 )d'un bassin
sédimentaire par la magnéto-tellurique,
d'un
(2)
segment de la chaîne hercynienne
la
Massif
central
(Cézallier,
gravimétrie. 254 p. ; ill. ; 1986. (100 francs)
français) par
N° 9 -
B. LUAIS : Pétrologie et géochimie (éléments en trace et rapports isotopiques du Sr)
du magmatisme associé aux zones de subduction. Exemples du Bassin méditerranéen
(Santorin, Arc égéen. Stromboli, Arc éolien) et des Iles de La Sonde (Mérapi, Java).
220 p. ; ill. ; 1987. (130 francs)
N° 10 -
A. GIRAUD : Apport de la géochimie des éléments en trace : (1) à la caractérisation
des métabasites des groupes leptyno-amphiboliques
du Massif central, (2) à la genèse
des ignimbrites de Toscane. 185 p. ; ill. ; 1986. (100 francs)
N° 11 -
M. PERRIN :
protérozoïque
(200 francs)
N° 12 -
A. AUCHAPT : Les éléments traces dans les basaltes des rifts continentaux. Exemple
de la province du Sud Kivu (Zaïre) dans le rift Est-africain. 99 p. ; ill. ; 1987. (80
francs)
Interprétation des anomalies du champ de gravité et du champ géométhodes et applications géologiques. 173 p., ill. ; 1984. (100 francs)
GEOLOGIQUE
ET GEOPHYSIQUE
DE MONT-
de séries rouges à aimantations multiples d'âge
Paléomagnétisme
et paléozoïque d'Afrique et d'Amérique du Nord. 360 p. ; ill. ; 1987.
N° 13 - J.P. BARRIOT : La détermination du géoïde par altimétrie océanique et gravimétrie.
Quelques aspects du traitement et interprétation géologique sur l' Océan Indien (partie
nord-ouest) et la Méditerranée occidentale. 240 p. ; ill. ; 1987. (130 francs)
N° 14 -
N° 15 -
N° 16 -
N° 17 N° 18 -
N° 19 -
N° 20 -
N° 21 N° 22 -
N° 23 N° 24 -
Ne 25 -
N° 26 Ne 27 N° 28 -
Ne 29 -
J.M. GOLBERG : Le métamorphisme mésozoïque dans la partie orientale des
Pyrénées : relations avec l'évolution de la chaîne au Crétacé. 235 p. ; ill. ; 1987. (130
francs)
M.J. LEBEAU : Matériaux vitreux et vitrocristallins basaltiques contenant des cendres radioactives simulées. Comportement à la lixiviation. 230 p. ; ill. ; pl.photo ;
1988. (150 francs)
N. CABANES : Etude de zones de cisaillement mantellique. Les péridotites de
Montferrier (France) et de San Quintin (Mexique). Analyse texturale, pétrologique
et géochimique. 270 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988. (170 francs)
Rapport d'activité du CENTRE GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE DE MONTPELLIER. 1984-1988.
P. FABRE : Les bordures figées des filons basaltiques de l'Escandorgue Lodévois.
Minéralogie, expérimentation et approche théorique. 206 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988.
(135 francs)
P. PHILIPPOT : Déformation et éclogitisation progressives d'une crôute océanique
subductée : le Monviso, Alpes occidentales. Contraintes cinématiques durant la
collision alpine. 270 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988. (150 francs)
J.M. DAUTRIA : Relations entre les hétérogénéités du manteau supérieur et la
magmatisme en domaine continental distensif : exemple des basaltes alcalins du
Hoggar (Sahara central, Algérie) et de leurs enclaves. 430 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1989.
(250 francs)
J. CHERY : Modélisation thermo-mécanique de la déformation lithosphérique
intra-continentale. 200 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1989. (150 francs)
J.L. BODINIER : Distribution des Terres rares dans les massifs lherzolitiques de
Lanzo et de l'Ariège. Origine des hétérogénéités et conséquences pour les mécanismes
mantelliques. 190 p. ; ill. ; 1989. (130 francs)
F. BRIGAUD : Conductivité thermique et champ de température dans les bassins
sédimentaires à partir de données de puits. 414 p. ; ill. ; pl.couleur; 1989. (220 francs)
D. REY : Structure crustale des Alpes occidentales le long du profil ECORS-CROP
d'après la sismique réflexion et le champ de pesanteur. 318 p. ; ill. ; pl.couleur 1990.
(200 francs)
B. de CABISSOLE : Apport des données gravimétriques à la connaissance de la
chaîne des Pyrénées de long du profil ECORS. 217p. ; ill.; pl. couleur ; 1990. (170
francs)
Rapport d'activité du CENTRE GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE DE MONTPELLIER, 1988-1989.
M. HATHOUTI : Etude gravimétrique et magnétique des amas sulfurés viséens de
la région de Marrakech (Maroc). 212 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1990. (140 francs).
P. BEZERT : Les unités alpines à la marge du massif cristallin corse : nouvelles
données structurales, métamorphiques et contraintes cinématiques. 368 p. ; ill. ;
pl.photo ; 1990 (180 francs)
D. TAKHERIST : Structure crustale, subsidence mésozoïque et flux de chaleur dans
les bassins nord-sahariens (Algérie) : apport de la gravimétrie et des données de puits.
;
236 p. ; ill. ; 1991 (120 francs)
N" 30 -
B. DAUDRE : La localisation de la déformation ductile : contribution à sa caractérisation numérique. Application à la lithosphère continentale. 180 p. ; ill. ; 1991 (120
francs).
N° 31 - F. RAJAOMAZAVA : Etude de la subsidence du bassin sédimentaire de Morondava
(Madagascar) dans le cadre de l'évolution géodynamique de la marge est-africaine.
208 p. ; ill. ; 1992 (150 francs).
Commandes à adresser à :
LABORATOIRE DE GEOPHYSIQUE
Documentation
Université Montpellier II
34095 - MONTPELLIER CEDEX 5
France