Les éléments du socle

La formation du bassin-versant de la Sahatsio ne peut être isolée de celle du bassin d’Antsirabe. Pour ce dernier, sa formation est le résultat de la tectonique Plio-quaternaire et du volcanisme de l’Ankaratra (BATTISTINI, 1964). La région, étant sur une zone de faiblesse du point de vue tectonique (RAZAFIMAHEFA, 2010), est demeurée instable au moins jusqu’à une époque très récente (BATTISTINI, 1964), ce qui explique probablement l’inadaptation du réseau hydrographique par rapport à la structure. L’histoire géologique du bassin est liée à celle de l’ensemble du socle précambrien. Plusieurs schémas ont été proposés dont le dernier est celui de Collins (2006). Cet auteur a proposé une nouvelle subdivision de Madagascar en s’appuyant sur les travaux antérieurs des chercheurs et sur des datations radiochronologiques : des blocs tectonométamorphiques subdivisés en trois (3) blocs Archéens (2 800 MA) au centre et à l’Est, et cinq (5) unités protérozoïques au Sud, à l’Ouest et au Nord. La présente étude s’inscrit dans le bloc d’Antananarivo qui semblerait subdivisé en trois unités. Elles sont marquées par des granitoïdes (2 550-2 500 MA) enchevêtrés par des granites volumineux, des syénites et gabbros d’âge autour de 824 – 710 MA, suivi d’un métamorphisme à granulites et gneiss. Toutes ces roches ainsi disposées forment le socle précambrien fortement métamorphisé. Les actions de la tectonique d’extension récente ont donné naissance au volcanisme des Hautes Terres Centrales. Lors de ces activités se sont développées diverses formes dont le relief actuel en est le témoin : des massifs de très haute altitude avoisinant des fossés.

Les produits volcaniques dans le bassin

Les premiers dépôts volcaniques de l’Ankaratra ont formé des matériaux trachytiques bien conservés dans sa partie méridionale16. Puis une période d’explosion a aménagé une couverture plurimétrique généralisée de cendres, de cinérites et de blocs. RAZAFIMAHEFA (2010) a effectué une synthèse des travaux antérieurs sur le volcanisme dans le Vakinankaratra et a donné de nouvelles datations sur les dépôts volcaniques. Les travaux cités de MOTTET G. (1974) ont abouti à une subdivision chronologique relative des coulées de basanites et de basanitoïdes qui ont formé le volcanisme quaternaire et subactuel de la région d’Antsirabe : 16 LENOBLE A., 1949, in RAZAFIMAHEFA, 2010 57 – Une première génération, du Quaternaire ancien, d’âge proposé entre -700 000 et -50 000 ans BP, située en grande partie sur l’escarpement de Mandray, – Une seconde génération autour d’Antsirabe, avec les cônes volcaniques de l’Ivohitra, l’Amboniloha, l’Ambohitsokina et l’Ampasamihaiky. – Une dernière génération constituée par les puys récents situés au sud-est de Betafo avec un âge variant entre -6 000 et -2 000 ans BP. Ces trois phases de mise en place du volcanisme ont été également distinguées par ZEBROWSKI et RATSIMBAZAFY (1979) dans leur Notice explicative de la carte pédologique au 1/100.000ème -Feuille Antsirabe N49. Les datations nouvelles des coulées de lahars (K/Ar) ont donné des âges absolus allant de l’Oligocène au Mio-pliocène. (Exemple : Ambatomainty au nord d’Ambano : 27,8 M.A.) Les formations superficielles dans le bassin et ses bordures (d’après RAZAFIMAHEFA, 2010) Les sédiments observés dans le bassin et ses bordures sont presque bien connus des Hautes Terres Centrales volcaniques : – Sables, graviers argileux et conglomérats, transportés et déposés par les rivières, constituées de matériaux cristallins, cristallophylliens et volcaniques, arrachés au substratum rocheux et des épanchements volcaniques en amont du bassin. Ils sont surtout visibles dans les petites vallées et dans les lits des rivières. – Les tourbes, généralement noires, mates ou brillantes témoignent de dépôts palustres (marécageux) et se sont formés dans des conditions climatiques particulières à la fois froide et humide. Elles s’associent à des conditions hydrogéomorphologiques favorables à un stockage d’eau dans une grande surface à faible pente où l’évacuation est très lente. – Cinérites, tufs, brèches, conglomérats volcaniques et coulées de lahars sont très largement représentés. Cendres, tufs et cinérites contiennent des lits de débris de roches volcaniques tels que des trachytes, andésites ou basaltes. Altérites rouges du socle gneissique et granitique, épandages volcaniques basaltiques, cinérites sont également omniprésents en surface. La coupe longitudinale du compartiment de la Sahatsio montre la succession des différentes formations dans le bassin (Cf. Figure 32). À la base, il y a les alluvions d’origine fluviatile à palustre d’une vaste plaine d’inondation de la 58 Sahatsio. Ensuite, les tourbes viennent s’intercaler avec les alluvions argileuses sableuses à caillouteuses. Dans la partie supérieure se sont déposés les cendres et les pyroclastites formés par une superposition de couche de lapillis et de limons et quelques fois des blocs.

Cadre tectonique du bassin et de ses bordures

Les directions des principales failles à l’origine de la formation du bassin d’Antsirabe (Cf. Photo 6) sont commandées par les deux directions fondamentales qui façonnent la structuration de l’île. La première est appelée « direction Bongolava » et la seconde « direction Côte-Est » (RAZAFIMAHEFA, 2010). Dans les bordures du bassin-versant de la Sahatsio, deux failles majeures s’inscrivent dans le paysage, celle de Betampona et celle du Mandray (Cf. Photo 7). En ce qui concerne leur âge, BATTISTINI R. (1964) a remarqué que les sols en bas de l’escarpement sont jeunes dans la partie sud alors que dans le Nord, ce n’est pas le cas. Ce qui suppose que l’escarpement a une origine plutôt composite. – L’escarpement de faille de Betampona a une direction NNE-SSW. Elle relie le massif de l’Ankaratra au Nord et le fossé de Manandona au Sud. Elle a débuté depuis à la fin du Pliocène selon PETIT M. (1998) (in RAZAFIMAHEFA, 2010). 59 Source : MNT SRTM 90m, arrangé par l’auteur Photo 6. Les grandes failles autour et dans le bassin d’Antsirabe Cliché de l’auteur, novembre 2016 Photo 7. Vue d’ensemble des escarpements de faille de Betampona et du Mandray Sur la Photo 6, on aperçoit bien l’alignement des deux failles sur la bordure orientale du bassin d’Antsirabe. L’escarpement de faille du Mandray au second plan est moins élevé par rapport à celle du Betampona à l’arrière-plan. 60 – Elle se termine au Sud par la faille d’Apongatany. – L’escarpement de faille du Mandray s’étend également du cœur du massif de l’Ankaratra au Nord jusqu’à la confluence de la Sahatsio avec la Manandona au Sud. – Plus à l’Ouest, dans la région de Betafo, une autre faille avec quelques failles secondaires a affecté la région. Elles constituent la limite du volcanisme de l’Ankaratra. En effet, l’un des problèmes morphologiques majeurs du Vakinankaratra est relatif à l’évolution morphologique de ces deux escarpements dans la partie orientale du bassin d’Antsirabe (Battistini, 1964). Cela se traduit par l’inadaptation du réseau hydrographique par rapport à la structure.