Activité volcanique

Activité volcanique

INTRODUCTION

L’activité volcanique a une forte influence sur les paysages du globe. Les roches magmatiques volcaniques occupent des surfaces très importantes sur les continents, et plus encore dans les fonds sousmarins. Les volcans monogéniques sont abondants dans le domaine du volcanisme continental. D’après son nom, ce type de volcan ne se forme qu’en une seule éruption et pouvant se créer en quelques mois jusqu’à une quinzaine d’années (Valentine et al., 2008). Souvent, Les volcans monogénétiques sont généralement regroupés dans des champs volcaniques ou peuvent former des chaînes linéaires qui suivent des structures tectoniques (Connor et al., 2000). Ces champs sont constitués par des édifices regroupant les cônes de scories, les maars, et les dômes volcaniques (Connor et al., 2000). Nombreux sont les champs volcaniques monogéniques qui existent à travers le monde comme le champ volcanique d’Auckland (Nouvelle Zélande), du Sierra Chichinatzun et du Michoacan Guanajuato (Mexique), Lunar crater (USA). L’étude des champs volcaniques monogéniques s’avère importante pour les scientifiques, pour déterminer l’origine et le mode de formation des volcans afin d’évaluer et prévenir des éventuels risques d’éruption volcaniques, un véritable danger pour la population locale. Des volcans monogéniques d‘âge Néogène à Quaternaire sont généralement rencontrés au centre de Madagascar constituant les massifs de l’Ankaratra et de l’Itasy mais également dans le Nord de l‘île tels que Nosy-Be. (Besairie, 1972) Les études antérieures effectuées par certains auteurs concernant le volcanisme de l’Itasy et Ankaratra comme A. Lacroix (1912) qui a mise en évidence la chronologie de l’éruption de l’Itasy, A. Lenoble (1938) ayant dressé la carte géologique, et R. Battistini (1968) qui a apporté la précision sur la morphologie (Besairie,1971), ne sont pas très détaillées. Plus récemment, des recherches ont été effectuées par Melluso en 2007 sur la caractérisation des roches volcaniques de la partie centrale et Nord de Madagascar. En 2014, Rufer a mise en évidence l’étude des dépôts d’éruption phréatomagmatiques dans la région de Vakinankaratra dans le but de contraindre la chronologie de l’activité volcanique dans cette zone. Tous ces études n’ont pas permis de bien comprendre le mécanisme du volcanisme en général à Madagascar. D’ailleurs, notre projet d’étude focalisé sur l’étude du volcanisme quaternaire du champ volcanique de l’Itasy est très nécessaire, puisqu’il s’agit de la première étude détaillée concernant les volcans monogénétiques à Itasy. L’étude de la zone de l’Itasy est également importante puisque cette zone est classée dans la zone rouge, une zone dans laquelle des futures éruptions peuvent avoir lieu d’après le IAVCEI (International Association of Volcanology and Chemistry of Earth Interior). 2 Soavinandriana, notre zone d’étude, qui est situé environ 110 km à l’ouest d’Antananarivo. Elle est parmis l’un des districts de la Région d’Itasy. (Figure 1). Ainsi notre étude a pour objectif : 1) de dénombrer les cônes existants dans cette région et de montrer ses répartitions 2) caractériser les roches basaltiques récentes associées aux cônes volcaniques identifiés à Itasy, 3), et de caractériser la géochimie de ces formations volcaniques. Pour cela, tout d’abord, on s’enchainera sur la généralité et le contexte géologique de la zone d’étude, puis sur la cartographie pour compter et évaluer la densité édifices volcaniques, la pétrographie afin de caractériser les roches volcaniques, ensuite et en dernier lieu l’analyse des éléments majeurs des roches est nécessaire afin de caractériser la géochimie des roches basaltiques de la zone étudiée.

Rodinia et la fragmentation du Supercontinent du Gondwana

Madagascar forme un fragment continental détaché du Gondwana pendant le Mésozoïque et constitue l’objet de nombreuses études sur l’’amalgamation du supercontinent Gondwana et également des phénomènes tectoniques (Collins et al.,2006). Des hypothèses récentes ont lié la formation de Gondwana à la dislocation d’un plus grand supercontinent appelé Rodinia (Hoffman et al.,1991). L’extension crustale reliée à la fragmentation du Rodinia est marquée par la formation des bassins sédimentaires en Australie et Laurentia. (Hoffman et al., 1991). Madagascar, les Seychelles et l’Inde seraient localisés en bordure du supercontinent Rodinia lors du début de sa fragmentation au Néoprotérozoïque moyen (Torsvik et al.,2001). La fermeture de l’océan Mozambique ainsi que la fragmentation du Rodinia conduit à l’amalgamation de l’Est (Inde, Madagascar, l’Antarctique, l’Australie) et de l’Ouest (Afrique, Amérique du Sud) du Gondwana (Meert et al,1997) connu sous le nom d’orogenèse Panafricaine (Burke et al.,1972). La formation de la ceinture mozambicaine correspondrait à la suture majeure entre ces deux blocs (Shackleton et al.,1996). Le supercontinent de Gondwana a été assemblé environ vers 530 Ma (Meert et al.,2003) et formé par l’ensemble de l’Afrique, l’Amérique du Sud, l’Antarctique de l’Est, l’Inde, l’Australie et la plupart des régions d’Europe, de Sri Lanka et de Madagascar (Stern et al.,1994). L’orogenèse de l’Afrique de l’Est a été formé lors de l’orogenèse panafricaine et a marqué l’assemblage du Supercontinent Gondwana (Stern et al.,1994). L’Orogenèse d’Afrique de l’Est datant du Protérozoïque s’étend de l’Afrique du Sud, le long de l’Afrique de l’Est à l’Egypte (Kusky et al.,2003) (Figure 2). L’histoire tectonique complexe de Madagascar permet de comprendre le développement de l’Orogenèse de l’Afrique de l’Est et indispensable à la reconstruction de Gondwana. (Kusky et al.,2006). Son évolution témoigne des épisodes successifs de la dislocation de ce supercontinent (Piqué et al.,1998). Paquette (1998) a suggéré que les granites stratoïdes du centre de Madagascar ont été placés suite à la collision de Madagascar avec l’Afrique orientale. Ils ont estimé que cette collision s’est produite entre 700 et 650 Ma et que l’extension post-collisionnelle a eu lieu autour de 630 Ma. Après environ 100 Ma de phénomène d’extension de la croûte (Schandelmeier et al.,2004), le Supercontinent Gondwana (Storey et al.,2000a, b) a été disloqué du Jurassique au Crétacée (Piqué et al., 1999). Durant le Jurassique supérieur (160 Ma), l’assemblage formé par Madagascar-Inde-Seychelles-Antarctique se séparait de l’Afrique et se déplace vers le Sud, et les bassins océaniques de Somalie et Mozambique s’ouvraient en même temps. (Bertil et al.,1998). Le déplacement s’effectuait 4 le long d’une faille transformante appelé la ride de Davie dans le canal de Mozambique (Segoufin et al.,1980 ; Coffin et al.,1987.) suivant une direction N-O vers le S-E (Rakotondraompiana et al., 1992). Cette dérive a entraîné la formation du bassin océanique de la Somalie au Nord et du Canal de Mozambique à l’Est (Bertil et al.,1998). Les bassins sédimentaires dans la partie Nord à Ambilobe, le bassin de Mahajanga le long de la côte au N-O, et le grand bassin de Morondava de plus de 1000 km de long sur la côte Ouest (Besairie et al.,1973) (Figure 3) ont également apparu durant ce période. (Bertil et al.,1998).

Volcanisme récent de Madagascar et l’activité néotectonique

L’activité tectonique se produit pendant le Pliocène, avec l’ampleur de l’activité volcanique (émissions, sources thermales) dans de nombreuses parties de l’île comme le massif d’Ambre au Nord, le volcanisme le long de l’axe Nosy Be, Itasy et Ankaratra (Mottet et al.,1982) (Figure 3). Dans certaines régions du Nord (autour de Nosy Be et du Massif d’Ambre) et dans le centre de l’île (dans les régions d’Itasy et Ankaratra), le volcanisme s’est étendu à l’Holocène (Collins et al.,2006). La datation des roches localisées dans une région au S-W de Madagascar, près de Toliara, est semblable à certaines roches volcaniques au centre de l’île avec un âge de 9 Ma. (Bardintzeff et al.,2010). Ces roches effusives sont principalement alcalines et relativement récentes (Rasamimanana et al.,1998). 6 Figure 3: Carte montrant le champ volcanique du Crétacée, Néogène et Quaternaire montrant la zone volcanique de l’Itasy au centre de Madagascar (Besairie 1964, extrait de Rufer 2014, modifiée). 

Séismicité à Madagascar

De nombreux tremblements de terre ont été observé sur les Hauts Plateaux situés dans une partie du centre de l’île (Rakotondrainibe,1977 ; Fourno et al,1994). Madagascar est actuellement actif au point de vue sismique, surtout au niveau des champs volcaniques d’Ankatratra et d’Itasy (PGRM, 2012). La topographie élevée du centre de Madagascar peut donc être reliée à l’échauffement du manteau provoqué par le rifting actif (Rakotondraompiana et al.,1999). En outre, Les travaux de Rakotondraompiana (1992), Rambolamanana (1999) montrent un amincissement important de la croûte de Madagascar au centre de l’île. Les données géophysiques du massif volcanique d’Ankaratra indique que le sommet de l’asthénosphère a atteint une profondeur de 65 km au-dessous de la surface plutôt qu’à 100 km qui est l’épaisseur lithosphérique normale pour Madagascar (Rakotondraompiana et al., 1992). L’épaisseur de la croûte varie de 30 à 42 km (Rambolamanana et al.,1999). Cet amincissement est la conséquence de la remontée de l’asthénosphère en dessous de l’île (Rakotondraompiana et al., 1992). Il a été proposé que ces régions aient subi une phase de soulèvement relié à l’échauffement du manteau (Kusky et al.,2010). La séismicité est concentrée dans la région volcanique d’Ankaratra et d’Itasy ainsi qu’aux alentours du graben Alaotra-Ankay (Bertil et al.,1998). Madagascar présente une activité sismique importante, avec des tremblements de terre ayant une magnitude supérieure à 5,0 et la zone la plus active se trouve sous le plateau d’Ankaratra où de nombreux tremblements de terre se situent à 15-28 km de profondeur dont une magnitude 5,2 et 5,5 en 1985 et 1991 (Rambolamanana et al.,1995) (Figure 4). La plus récente est celle du séisme du 12 janvier 2017 ; dont l’épicentre se trouve dans une région au S-O de Betafo, avec une magnitude de 5,5 et d’une profondeur de 8,7km d’après la Service météorologique d’Ampandrianomby. En effet, la sismicité, les sources chaudes, la formation de lavaka impliquent que l’activité volcanique se poursuit jusqu’à maintenant dans le district de Vakinankaratra et de l’Itasy (Kusky et al.,2010.