Définition et concepts généraux sur la plaque tectonique: MADAGASCAR

Introduction

  Beaucoup d’études ont essayé d’expliquer avec la géologie et la tectonique la déformation présente à Madagascar depuis le précambrien jusqu’à aujourd’hui. Madagascar: au début était un continent et finalement devenu une île; c’est un microcosme des grands continents, avec de roche qui le recouvre plus de 3000 millions d’années, pendant qu’il a été uni épisodiquement avec et séparé de la connexion asiatique et africaine; il est souvent classé comme la quatrième plus grande île du monde, après le Groenland, la Nouvelle Guinée et Bornéo [1]. D’autres chercheurs ont essayé d’expliquer les modèles de tension et la déformation Précambrienne du sud de Madagascar en étudiant l’image satellitaire et d’analyser la structure du terrain [2]. Une autre partie parle du régime spatial à Madagascar du néogène jusqu’au présent et donne un peu d’évidence par l’observation structurelle et la géomorphologie; l’utilisation de données structurelles et géophysiques pour dire que Madagascar y est actuellement soumis à une extension de la croûte et de la lithosphère, qui est parallèle en Afrique orientale et le canal de Mozambique. Une des études le plus récent à propos de Madagascar et ses entourages utilise le GPS à haute précision. En utilisant les données GPS, les chercheurs pourraient mesurer la vitesse de déplacement des plaques tectoniques . Pendant de nombreuses années, le rifting dans le nsystème de crevasse d’Afrique orientale a été largement accepté, il y a 22-25 millions d’années et a abouti à la division de la plaque Africaine en deux plaques plus petites: la plaque Somalienne et la plaque Nubienne. La technique GPS et ses données ont été aussi présentés dans un effort de montrer avec certitude la différence entre la plaque Somalienne et la plaque Nubienne . Cependant, plus récemment, par l’application de cette technique et l’intégration de données sismiques, on a découvert que le désaccord a créé trois plaques ou plus précisément “microplaques” supplémentaires: la plaque Lwandle, la plaque Victoria et la plaque Rovuma. D’abord, Lwandle a été assumée pour faire partie de la plaque Somalienne et on sait actuellement que la partie sud de Madagascar fait partie de la plaque Lwandle, et une frontière de cette plaque coupe l’île. Stamps et al., 2008 a testé plusieurs hypothèses concernant la cinématique de la frontière de plaque Lwandle-Somalie avec l’établissement de la vitesse de déplacement: (1) la séparation de Madagascar, la tension distribuée à travers Madagascar, où la frontière de plaque Lwandle-Somalie croise à Madagascar et (2) Madagascar se déplace-t-il avec la plaque Lwandle ou la plaque Somalie? Dans son dernier rapport, elle montre un mouvement anormal (anomalie) à AMBI (la station GPS temporaire placée dans le village d’Ambia, district d’Ihosy) tandis que pour les autres stations, les mouvements sont normaux. Alors, cela nous amène à faire cette étude plus détaillée concernant cette zone. Il s’agit de l’évaluation, d’investigation de la tectonique active de cette région en utilisant les méthodes géologiques, vérification de la géomorphologie du terrain étudié, ainsi que l’utilisation des cartes de géologies générales et structurales de la structure locale.

Définition et concepts généraux sur la plaque tectonique

  La tectonique est une partie de la géologie qui étudie la nature et les causes des déformations des ensembles rocheux, plus spécifiquement dans ce cas-ci, les déformations, à grande échelle, de la lithosphère terrestre.La théorie des plaques ou tectonique des plaques (X. Le Pichon, 1968; W.J.Morgan, 1968) est une théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les déformations de la lithosphère soient relier aux forces internes de la Terre et que ces déformations se traduisent par le découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui bougent les unes par rapport aux autres en glissant sur l’asthénosphère. Cette théorie fait la synthèse de l’ensemble des observations. Tenant compte de la répartition mondiale des séismes, tout se passe comme si la surface du globe pouvait être répartie en un certain nombre de plaques de lithosphère, peu épaisse par rapport à leur surface et supposée rigide (du moins, en première approximation, pour des contraintes inférieures à 100 MPa), à la périphérie desquelles se localisent et se limitent les déformations de la partie externe du globe.

Frontières entre plaques

  Les mouvements des plaques définissent trois catégories principales de frontières entre les plaques telles que les zones d’accrétion, zones de subduction, et les failles transformantes. Les plaques se déplacent les unes par rapport aux autres et changent sans cesse de superficie. Leurs mouvements et leurs modifications dépendent des phénomènes intervenant à leurs limites. On observe trois types de mouvements aux frontières des plaques lithosphériques: (1) des mouvements de divergence, (2) des mouvements de convergence, (3) des mouvements de coulissage.
 Les frontières divergentes ou zones d’accrétion Là où les plaques s’éloignent les unes des autres et où il y a production de nouvelle croûte océanique (figure 2A). La divergence a lieu au niveau des dorsales océaniques qui sont des reliefs caractérisés par une activité magmatique. Elle est matérialisée par l’écartement en sens opposé de deux points situés chacun sur une plaque. A frontière divergente; B frontière convergente; C frontière transformante. Maron: croute continentale; Vert: croute océanique; Orange: manteau supérieur; Bleue: asthénosphère. Les flèches représentent les mouvements de matière dans la lithosphère et l’asthénosphère.
Les frontières convergentes ou zones de subduction Là où les plaques entrent en collision, conséquence de la divergence (figure 2B).La convergence a lieu dans les zones de subduction (Lithosphère Océanique-Lithosphère Océanique «LOLO» ou Lithosphère Océanique-Lithosphère Continentale «LOLC») et les chaines de collision (Lithosphère Continentale-Lithosphère Continentale «LCLC»); elle est matérialisée par le rapprochement de deux points situés chacun sur une plaque, elle compense à la déformation près, la création de lithosphère dans les zones de divergence.
Les frontières transformantes ou zones de coulissage Certaines zones du globe sont en mouvements bien qu’elles ne soient ni des zones de divergence, ni des zones de convergences. En effet, les frontières transformantes sont les zones où les plaques glissent latéralement les unes contre les autres le long de failles (figure 2C). Les mouvements des plaques à leur niveau se traduisent par des coulissages horizontaux réalisés au niveau de failles. Les deux plaques se déplacent en sens inverse de part et d’autre de ces failles qualifiées de transformantes. Ce type de limites permet d’accommoder des différences de vitesses dans le déplacement de plaques les unes par rapport aux autres.

La géomorphologie

  C’est l’étude de la nature, l’origine et l’évolution du paysage, utilisée en physique, en chimie, et le processus biologique où modifie la forme du terrain. C’est important de comprendre la relation entre l’environnement géologique et la forme du terrain. En utilisant le modèle de réponse de processus, il facilite la compréhension de la géomorphologie et l’évolution du paysage, qui représentent qualitativement et quantitativement comment les processus influencent le développement de la forme du terrain.
Exemple:
Explication des changements, des dépôts sur les cônes alluviaux qui résultent par les processus tectoniques et fluviaux et les changements de conditions climatiques.
De tels modèles sont des outils pour comprendre les processus tectoniques. Il peut être déduits de l’activité tectonique du passé et prévoient l’activité dans l’avenir (la morphologie du cône alluvial). Le principe fondamental de la géomorphologie est que le changement de la forme du terrain implique souvent un changement du processus. Si on monte dans un terrain avec une pente uniforme et on a soudainement une forte hausse dans le gradient (peut-être à cause d’une pente presque verticale), suivi par un retour à la pente originale, ceci implique un changement du processus. Dans la terminologie géomorphique: (1) la partie raide de la pente est un escarpement, probablement produit par l’érosion différentielle le long d’une faille (se formant un escarpement de ligne de faille) ou directement en trouvant des failles (qui produit cet escarpement); (2) l’escarpement pourrait être aussi des dépôts à l’origine, représentant le raide d’un flux de débris. Indépendamment du cas, le changement de forme de la topographie implique un changement des processus qui pourraient refléter des changements du processus. Quand nous sommes intéressés par la géomorphologie tectonique, nous cherchons souvent les surfaces et la forme du terrain qui ont été déformées, inclinées, élevées, fracturées, ou déformées autrement. Le principe qui relie le changement de forme pour changer le processus est applicable à une variété d’échelles, de petits escarpements de faille aux chaînes de montagnes.Comme la morphologie d’un escarpement de faille reflète une différence entre l’érosion à sa crête: on a une production de la pente convexe pour l’érosion tandis qu’on a une déposition à sa base et production d’une pente concave pour la crête

La géomorphologie tectonique

  C’est l’étude de la forme du terrain produit par les processus tectoniques. L’investigation géomorphique fournit des données de base nécessaires pour comprendre le rôle de la tectonique active dans le développement d’un site ou une zone. Par exemple l’étude de canaux de cours d’eau et leurs dépôts associés nous aiderons à savoir le type des failles existant dans ce lieu. La faille active produise des variétés de formes du terrain, y compris des escarpements, des pentes déformées et inclinées, des caractéristiques d’affaissement comme des étangs d’affaissement, et le décalage de cours d’eau. Chaque catégorie majeure de faille: normale, inverse et décrochement peut être discuté en matière d’un assemblage de caractéristiques de la forme du terrain. Il y a beaucoup de chevauchement entre les différents assemblages c’est-à-dire le déplacement oblique des failles: partiellement décrochement et partiellement vertical. L’équilibre entre décrochement et le déplacement vertical peut varier significativement sur un système de faille donné. Néanmoins, parce que les processus spécifiques ont tendance à produire un ensemble particulier de réponses et donc un assemblage particulier de la forme du terrain, une classification générique de la forme du terrain est possible.
La forme du terrain créée par la faille normale La topographie la plus remarquable sur le terrain et la forme du terrain au-dessous des océans sont associées à l’extension de la croûte et à la faille normale .L’axe des arêtes océaniques est marqué par des fossés d’effondrement (rift vallée), typiquement limités par des grandes failles normales. Les fossés d’effondrement sont aussi trouvés à plus petite échelle sur des continents . Les escarpements produits par la faille normale dans des fossés d’effondrement, tant sur le terrain qu’au-dessous de l’océan, sont certainement les plus grands escarpements de faille trouvés sur la surface. La forme majeure du terrain du système est le fossé d’effondrement, qui est un graben .On montre deux types de failles normales dans la figure ci-dessus: les failles normales à valeur d’angle élevée qui lient les bassins et les chaînes (produisant des fronts de montagne raides, linéaires) et une faille normale à angle très bas connue comme une faille de détachement. La contrainte tectonique et l’amincissement de la croûte, responsable de la faille normale dans le bassin et la chaîne ont commencée il y a plusieurs millions d’années et se réactive aujourd’hui. Des failles normales près de la surface baissent généralement en pente rapide (~60°). En conséquence, les fronts de montagne le long des failles normales actives ont tendance à être droits et raides. La combinaison de mouvement vertical sur des failles normales limitant la chaîne et l’incision de cours d’eau dans les vallées abouties à la formation de facettes triangulaires (figure 5A). La facette triangulaire est la caractéristique de front de montagne associé à la faille normale active. Des failles normales résultent de l’extension et l’amincissement de la croûte et ces environnements favorisent aussi l’activité volcanique. La croûte mince est souvent associée au haut flux de chaleur et la fonte partielle de roches aux profondeurs de quelques kilomètres est produite par le magma pour alimenter l’activité volcanique. Pour résumer, l’assemblage de délinéaments de la terre associés aux failles normales inclut des fronts de montagne raides, linéaires, escarpements (figure 5B), horsts et grabens (figure 4), formation de facettes triangulaires (figure 5A), délinéaments de la terre volcanique (coulées de lave, cônes, etc.); et à l’échelle régionale, le fossé d’effondrement.
La forme du terrain créée par la faille inverse
La faille inverse est généralement trouvée dans la zone d’épaississement de la croûte, où les montagnes sont construites (figure 2B). Les paysages le plus spectaculaire dans le monde sont produits par l’élévation associée à la faille inverse. Les failles inverses à faible angle associées à la  subduction produisent une variété de formes du terrain (figure 6A), y compris des terrasses côtières élevées, des collines anticlinales (upwarps) et des plaines synclinales (downwarps). Les failles inverses (thrust fault) sont souvent associées aux plis. Le pliage actif a produit la spectaculaire topographie pliée comme dans la ceinture du pli de Zagros de l’Iran (figure 6B), l’escarpement de terrain, caractéristiques spatiales et glissements de terrain. L’évènement en 1980, Magnitude 7.3, El Asnam en Algérie a produit un déplacement vertical moyen de 6 m sur 30 km le long d’un système de faille inverse. Une des découvertes surprenantes après le séisme était la quantitéde la tension (normale) commettant des failles qui a accompagné l’événement. La déformation par compression a causée 5 m d’élévation du pli anticlinal, mais les caractéristiques de déformation superficielle les plus vastes causées par le séisme étaient tendue, y compris des escarpements des failles normales et grabens. Ces failles normales sont toutes sur la plaque supérieure au-dessus de la faille inverse .
La forme du terrain créée par la faille de décrochement Les apparences qui caractérisent la forme du terrain causées par une faille de décrochement sont comme suit :
Vallées linéaires (linear valley) qui sont des dépressions (un canal qui transportait un liquide) le long de la trace de la principale faille. Celles-ci se développent souvent parce que le mouvement soutenu le long des traces de faille récentes écrase la roche, et le rend plus vulnérable à l’érosion. Les ruisseaux suivent communément ces zones de faiblesse et coulent pour quelque distance le long des dépressions.
Écoulements déviés (offset drainage chanel) sont des vallées du ruisseau qui entrent dans la zone de faille dans un angle oblique et du courant parallèle à la faille pour quelques distances avant de revenir à l’orientation originale du courant. Les ruisseaux peuvent être déviés en sens à droite ou à gauche.
Ruisseaux décapités (beheaded stream) sont des ruisseaux déplacés par la faille; ils indiquent la direction de déplacement relatif. La compensation peut refléter la compensation cumulative de plusieurs séismes. Finalement le ruisseau peut éroder un itinéraire plus direct à travers la zone de la faille, en produisant un ruisseau décapité à la trace.
Arêtes de volet (shutter ridges) peuvent se former quand on a une corniche des  mouvements de déplacement de faille entre les écoulements, qui est à un angle droit par apport à une zone de la faille ou collines, qui est parallèle à la zone de faille à un endroit et qui bloque et détourne les canaux du ruisseau.
Escarpements (scarp) peuvent être produits par le mouvement de décrochement par deux mécanismes possibles: (1) un petit composant de déplacement vertical sur les résultats des rivages de la faille individuelle, dans les séparations verticales locales, (2) ou soulagement  topographique sur les résultats des terrains déplacés dans les escarpements des faillesparallèles.
Étangs d’affaissement (sag ponds) sont souvent trouvés dans la zone de la faille et reliés généralement à un fossé en bas entre deux rivages de la zone de faille.
Sources (springs) sont souvent trouvées le long de la zone de faille parce qu’elle a pulvérisé la roche, écrasée en argile-riche (connue comme gouge de la faille) associée à une faille qui pourrait être une barrière efficace de l’eau souterraine, en la forçant à la surface.
Bancs (benches) sont relativement petits; l’appartement a élevé des surfaces dans la zone de faille de décrochement. Ces surfaces peuvent être légèrement faussées et peuvent être habituellement dues aux déplacements entre plusieurs segments de faille trouvés ou des rivages dans la zone.
Arêtes de pression (pressure ridges) sont des petites régions gauchies produites par compression entre des traces multiples dans une zone de la faille, où une faille perce des corniches de la pression antérieure, les corniches du volet peuvent être formées

Théorie d’Anderson pour les types de faille

  Pour cette section, on va voir les types de faille selon Anderson (géologue, 1877 1960) qui a étudié la systématisation des connaissances sur la géométrie et les contraintes (force par unité de surface) qui agissent sur les failles. Selon Anderson, les types de faille ont des caractéristiques bien définies. Son étude est basée sur les conditions suivantes:13
 la surface terrestre est une surface libre c’est-à-dire que la contrainte tangentielle est nulle aux surfaces de la terre et aux surfaces de l’eau.
 La formation qui contient la faille est considérée comme homogène. Si les contraintes appliquées par une roche dépassent la friction interne de cette roche elle même, alors la roche est fracturée. On a trois types de contrainte principale compressive telle que: σ1: maximum, σ2: intermédiaire, σ3: minimum. Et on a:
 σ1 doit être parallèle ou perpendiculaire aux surfaces de la terre.
 La fracture et son conjugué sont formés autour du σ1.
 l’orientation des fractures (failles) est variée suivant l’orientation de σ1 et les autres contraintes principales. On a seulement trois possibilités d’orientation des contraintes principale relative à la surface terrestre.Basé sur l’orientation des axes de contrainte et le glissement (direction du mouvement) de la faille, les failles sont catégorisées en trois types (figure 11) telles que: la faille normale (a), la faille inverse (b) et la faille de décrochement (c).Pour la faille normale (a), elle est produite par la contrainte d’extension dans laquelle la contrainte principale maximale (σ1) est suivant la verticale alors que les deux autres sont dans le plan horizontal. En considérant la géométrie, la faille normale a pour pendage supérieur ou égal à 45°, ou plus précisément 60°. Mais, la majorité des failles normales a pour angle de pendage de valeur plus élevée, la faille normale avec des angles de pendage de valeurs faibles existe aussi parce que la surface de faille n’est pas nécessairement isotropique.Pour la faille inverse (b), elle est produite par la contrainte de compression dans laquelle la contrainte principale maximale (σ1) est dans l’horizontale et la contrainte principale minimale (σ3) dans la14 verticale. Dans ce cas, le pendage est inférieur à 45˚ ou comme en théorie, c’est strictement 30˚ (c’est- à-dire, 45˚ moins 30˚/2, où 30˚ est l’angle de friction interne). Mais il existe aussi des failles avec assez de pendage à cause de la variation des propriétés de roche dans la surface de faille. Enfin pour la faille de décrochement (c), la contrainte principale maximale et la contrainte principale minimale sont toutes horizontales alors que l’intermédiaire est suivant la verticale. La direction du glissement peut être à gauche (senestre) ou à droite (dextre) et dépende de l’observateur. La faille de décrochement large est appelée «wrench» ou «transcurrent fault» (figure 12).

Théorie du rebond élastique

Sous l’effet des contraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule de l’énergie. Lorsqu’en certains endroits la limite d’élasticité est atteinte, il se produit une ou des ruptures qui se traduisent par des failles. L’énergie brusquement dégagée le long de cette faille cause le séisme. L’immense majorité des séismes est d’origine tectonique, c’est-à-dire se produit le long de faille.Ce modèle, dit rebond élastique, s’applique aux trois principales familles de failles tectoniques, qui sont les failles inverses, les failles normales, et les failles de décrochement. La distinction entre ces trois objets tectoniques se fait suivant le mouvement relatif des deux compartiments de part et d’autre de la faille (figure 9). Cette théorie consiste à diviser les évènements avant, pendant et après un séisme en trois grandes situations telles que: (1) la situation au début d’un cycle (figure 14a), immédiatement après un séisme majeur (contrainte rééquilibré); (2) la situation à mi parcours (figure 14b), le matériau est soumis à des contraintes tectoniques mais le seuil de rupture n’a pas été atteint. Il y a donc un glissement asismique qui donne la déformation pré-sismique; (3) la situation en quelques jours après le séisme (figure 14c), suivant le glissement sismique, et la rupture marquée par le décalage. La vitesse en surface le long de la distance horizontale perpendiculaire de part et d’autre de la faille est donnée par la formule ci-dessous (1), (par exemple, le Forgeron-Konter, B.R.; Sandwell, D.T.; et Shearer, P. 2011) .
v(x) = 𝑉 𝜋 tan – 1𝑥 𝐷 ,
Avec, V est la vitesse lointaine de terrain; x est la distance horizontale perpendiculaire de la faille, D est la profondeur de verrouillage et v(x) est la vitesse en surface sur l’axe des x. Concernant le cycle sismique (figure 14), c’est un processus en trois étapes tel que (1) l’accumulation des contraintes; (2) le déclenchement de la rupture au-delà du seuil de résistance des roches; (3) et l’arrêt de la rupture sismique (quelques secondes plus tard). On a donc une succession de périodes d’accumulation de contrainte dite inter-sismique (figure 14b) (>100-1000 ans) et de ruptures brutales sur la faille dite co-sismique (figure 14c) (seconds-minutes). Si les contraintes se poursuivent dans cette même région, l’énergie va à nouveau s’accumuler et la rupture conséquente se fera dans les plans de faille déjà existants. Le cycle peut ensuite recommencer. À cause des forces de friction entre les deux parois d’une faille, les déplacements le long de cette faille ne se font pas de manière continue et uniforme, mais par coups successifs, en dégageant à chaque fois un séisme.

La répartition des contraintes et les directions de l’extension

  Après l’observation des failles en surface, l’utilisation des informations supplémentaires (la géomorphologie) et l’application de la théorie d’Anderson pour les types de faille, nous avons la répartition des contraintes et la suggestion sur les types de faille dans notre zone d’étude . Il s’agit des failles normales (dans la section 1, 2, et 4) et failles de décrochement (dans la section 3). Puisque la direction de contrainte principale minimale indique l’extension, la figure suivante nous montre alors l’estimation sur les directions de l’extension dans notre zone d’étude. Dans la section 1, comme nous avons expliqué auparavant, il s’agit des failles avec du strike presque N-S (Nord-Sud). Elles caractérisent les failles de la bordure Est du Basin de Morondava. On a trouvé aussi l’évidence d’une faille normale active et jeune. Alors la direction en général de l’extension dans la section 1 est E-O (Est-Ouest). Plusieurs auteurs comme Besairie, 1964, 1961, 1973; Hottin, 1974, 1976; Bertil&Regnoult, 1998; Piqué et al., 1999 proposent que Madagascar est animé par une extension E-O. Cependant, Arthaud et al. 1989 propose que la direction des contraintes a été changée depuis le Pliocène et des marqueurs tectoniques visibles suivent une extension N-S (Nord-Sud). Pour notre cas, nous proposons que la partie Ouest de notre zone d’étude soit animée par une extension E-O. Dans la section 2, le strike des failles est NO-SE (NordOuest-SudEst) et le strike de la zone de cisaillement est NO-SE aussi. Dans la géologie, la zone de cisaillement est une région faible par apport à leur entourage. En outre, les roches dans la zone de cisaillement sont différentes de ceux de son entourage. S’il y a de structure préexistante comme la zone de cisaillement, alors cette structure va influencer là où les failles se forment. Donc, la zone de cisaillement ductile ou souple présente l’influence sur la géologie et l’orientation des failles dans notre zone d’étude. On peut avoir une extension E-O (Est-Ouest) même si les failles ne sont pas orientées N-S (Nord-Sud). Il en est de même sur la section 4.Dans la section 3, le socle antécambrien est traversé par des intrusions récentes. De nombreux filons recoupent le socle cristallin, particulièrement dans la région côtière, suivant une direction N 15°E. C’est-à-dire parallèle à la côte Est. Ce sont les dykes âgés Quaternaires. Ces dykes nous informent sur l’extension dans le lieu où ils se trouvent. Ils nous indiquent aussi la direction de la contrainte principale minimale ou sigma 3. La direction du strike des failles dans la section 3 est presque E-O. D’après la théorie d’Anderson, il est possible que ces failles soient décrochantes (figure 36). Alors, on aperçoit qu’il y a une légère rotation de l’extension dans la section 3 c’est-à-dire d’E-O vers EES-OON (EstEstSud OuestOuestNord). Autrement dit, l’extension dans la section 3 se ré-oriente vers EESOON.

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Table des matières

SOMMAIRE
LISTES DES FIGURES
LISTE DES TABLEAUX
LISTE DES ABREVIATIONS
1 Introduction
2 Rappels théoriques
2.1 Définition et concepts généraux sur la plaque tectonique
2.2 Frontières entre plaques
2.2.1 Les frontières divergentes ou zones d’accrétion
2.2.2 Les frontières convergentes ou zones de subduction
2.2.3 Les frontières transformantes ou zones de coulissage
2.3 La géomorphologie 
2.4 La géomorphologie tectonique
2.4.1 La forme du terrain créée par la faille normale
2.4.2 La forme du terrain créée par la faille inverse
2.4.3 La forme du terrain créée par la faille de décrochement
2.5 Tectonique active
2.5.1 Faille
2.5.2 Le mécanisme au foyer et le type de faille
2.5.3 Théorie d’Anderson pour les types de faille
2.5.4 Séisme
2.6 Théorie du rebond élastique
2.7 Critère de Coulomb
2.8 Géologie et Géomorphologie
2.8.1 Relation en géologie
2.8.1.1 Principe de superposition
2.8.1.2 Principe d’horizontalité à l’origine
2.8.1.3 Principe de succession des faunes et flores
2.8.1.4 Principe d’inclusion
2.8.1.5 Principe du cross section
2.8.2 Modèle de drainage
3 Zone d’Etude
3.1 Synthèse de la géologie Précambrienne
3.1.1 Histoire tectonique du Rodinia
3.1.2 Histoire tectonique du Gondwana
3.1.3 Histoire tectonique du socle Précambrien de Madagascar
3.1.4 Les zones de cisaillement à Madagascar
3.2 Situation géographique de la zone d’étude
3.3 Géologie locale de la zone d’étude
3.3.1 Type du sol
3.3.2 Situation géologique
3.4 Géomorphologie de la zone d’étude
4 Méthodologie
4.1 Investigation des structures actives
4.1.1 Sismicité
4.1.2 Relation en géologie
4.1.3 Carte des failles et intrusion des dykes
4.1.4 Forme du terrain
4.2 Déduction des contraintes régionales
4.2.1 Théorie d’Anderson pour les types de faille
4.2.2 Contrainte agissant dans une région en extension
4.3 Estimation des déformations près d’une faille en utilisant le modèle du rebond élastique 
5 Résultats
5.1 La topographie
5.2 Les failles et dykes Quaternaires
5.3 Géomorphologie d’une faille
5.4 Système de drainage
5.5 Répartition des contraintes et types de faille
5.6 Vitesse de la déformation
5.7 Profiles topographiques
5.8 La sismicité
6 Discussions et interprétations
6.1 La topographie
6.2 Les failles et les dykes Quaternaires
6.3 L’évidence d’une faille normale
6.4 L’interprétation du drainage
6.5 La répartition des contraintes et les directions de l’extension
6.6 L’interprétation des profiles topographiques
6.7 L’évidence de la sismicité
6.8 L’estimation de la déformation
7 Conclusions
8 Références bibliographiques

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