ASSEMBLAGES VOLCANIQUES PHANEROZOรQUES (Mining journal,2004)
ย ย ย ย ย ย ย ย ย ย ย Les roches volcaniques reprรฉsentent une fraction relativement importante de la superficie de Madagascar dont la distribution est contrรดlรฉe par des centres d’รฉmission (Montagne d’Ambre, Tsaratanana, Ankaratra, Itasy, Massif de l’Androy, et quelques autres…) recoupant les 2ย ensembles prรฉcรฉdents pour le volcanisme rรฉcent Cรฉnozoรฏque (-10 Ma) et Crรฉtacรฉ (Volcan de l’Androy), mais aussi par les bassins sรฉdimentaires cรดtiers dans lesquels d’importantes successions volcaniques d’รขge crรฉtacรฉ sont interstratifiรฉes (figure 4). Elles sont d’affinitรฉ tholรฉiitique, transitionnelle, intermรฉdiaire alcaline ร franchement alcaline.
1/Le Volcanisme Crรฉtacรฉ : Cโest au Crรฉtacรฉ que Madagascar sโest sรฉparรฉ dรฉfinitivement du ยซ continent Gondwana ยป qui rรฉunissait lโInde et lโAfrique. Cette dislocation marquรฉe par les grandes failles de la cรดte Est, a รฉtรฉ suivie, dโune part par le soulรจvement des Hautes terres telles un รฉnorme ยซ horst ยป, dโautre part, consรฉcutivement ร la fracturation N-S, par des รฉpanchements volcaniques fissuraux ร dominance basaltique, trรจs รฉtendus et abondants sur toute la pรฉriphรฉrie de lโIle et une partie du Centre Nord des Hauts plateaux.
2/ Le Volcanisme Cรฉnozoรฏque (Miocรจne) ร Quaternaire : Il sโagit des massifs de lโAnkaratra et de la montagne dโAmbre. Aprรจs la grande phase tectonique du Crรฉtacรฉ (fracturation Gondwanienne) cโest au milieu et ร la fin du Tertiaire que le soulรจvement, le bombement et la fracturation des Hauts plateaux ont repris de lโampleur, toujours selon une direction sub-mรฉridienne. Il sโen est suivi un volcanisme intense qui a commencรฉ il y a 7 millions dโannรฉes dans lโAnkaratra et il y a 9 millions dโannรฉes dans la montagne dโAmbre. La chronologie des รฉvรจnements sโest dรฉroulรฉe comme suit :
Mise en place du volcanisme mio-pliocรจne : Les fissures ouvertes pendant la phase tectonique qui a dรฉbutรฉ fin miocรจne ont livrรฉ passage ร dโรฉnormes quantitรฉs de laves, รฉmises ร la fin du Miocรจne et au Pliocรจne (7 millions dโannรฉes environ).
Phases dโeffondrements volcano-tectoniques : Les รฉmissions considรฉrables de laves au Mio-Pliocรจne et le bombement continu du socle ont eu pour consรฉquence au Pliocรจne des rรฉajustements tectoniques qui se sont traduits par des effondrements le long de lignes de fractures antรฉrieures :
La faille du Betampona
La faille du Mandray
Des cuvettes intra-montagnardes : des fractures situรฉes ร lโOuest de celles du Betampona et au Nord-est du massif granitique de Vavavato, รฉvoluent en faille qui cisaillent le socle cristallin, avec rejet vers lโEst isolant ainsi de petits bassins remplis dโalluvions fluviatiles dont les principaux sont ceux de Faratsiho, de Vinaninony et dโAmbohibary-Sambaina.
Les venues de volcanisme acide consรฉcutives aux effondrements : La tectonique dโeffondrement a occasionnรฉ lโรฉmission de laves acides (trachytes et trachyphonolites) probablement issues de la ยซ fonte ยป du socle cristallin (riche en silice) effondrรฉ. Au Plio-Plรฉistocรจne, des extrusions visqueuses sont sorties en de nombreux endroits, jalonnant un certain nombre de fissures du socle. Comme pour la phase initiale de volcanisme acide, il sโagit de dรดmes et pitons ร formes encore bien reconnaissables.
Les รฉpanchements dโAnkaratrites : Au dรฉbut du plio-plรฉistocรจne, la fracture principale sub-mรฉridienne livre ร nouveau passage ร un volcanisme basique fissural. Il sโagit de la ยซ sรฉrie basique moyenne ยป par opposition avec la ยซ sรฉrie basique ancienne ยป Mio-Pliocรจne. Elle est constituรฉe dโรฉpanchements fluides dโankaratrites qui achรจvent la construction du massif de lโAnkaratra. Lโรขge de ces รฉmissions a รฉtรฉ attribuรฉ ร environ 3 millions dโannรฉes. Il nโy a pas eu une grande interruption entre les deux sรฉries basiques. Actuellement les ankaratrites constituent la crรชte sommitale dรฉchiquetรฉe de lโAnkaratra ร plus de 2200m dโaltitude.
3/Volcanisme dโAnkaratra (Bรฉsairie, 1957)
a/Contexte gรฉographique : Le massif de lโAnkaratra, situรฉ ร peu prรจs au centre de Madagascar, forme une puissante barriรจre (Nord-Nord-est, Sud-Sud-ouest) sโรฉtendant du Sud-est dโArivonimamo jusquโau Nord-est de Betafo. Cette chaรฎne dโune longueur de 100km, correspond ร un alignement de systรจme volcanique dont les coulรฉes se sont rรฉpandues latรฉralement sur prรจs de 30km, couvrant une surface totale de 3800kmยฒ. Ce massif volcanique comprend des sommets qui comptent parmi les plus hauts de lโรฎle : le Tsiafajavona (2680m), le Tsiafakafo (2530m), lโAnkavitra (2603m) et lโAmbohimainty (2595m).
b/Contexte gรฉologique : Lโensemble du massif est profondรฉment entaillรฉ par les vallรฉes oรน apparaรฎt souvent le substratum gneissique. Les deux plus profondes vallรฉes drainรฉes sont celles de lโAmpitambe, affluent de Kitsamby, ร direction Nord-Ouest, et celle de lโIanakitay ร direction Nord-Sud ; ces deux riviรจres ne sont sรฉparรฉes que par une รฉtroite crรชte basaltique et divisent le massif en deux parties. Dans la partie Nord, lโaltitude moyenne du substratum gneissique est dโenviron 1400m, alors que dans la partie Sud elle atteint 2000m et plus. Les pentes Nord-est du massif sont trรจs douces. Les flancs Est et Ouest sont creusรฉs de vallรฉes profondes, trรจs larges ร fond plat quand elles reposent sur les basaltes, pรฉnรฉtrant jusquโau cลur du massif avec des pentes faibles, oรน elles dรฉbutent par des abrupts parfois situรฉs au fond de grands cirques. Le bord des plateaux dominant ces vallรฉes montrent de nombreuses coulรฉes de laves souvent sculptรฉes en colonnade. Un certain nombre de coulรฉes ont empruntรฉ le fond des vallรฉes encaissรฉes dans le substratum, par exemple la haute vallรฉe du Kitsamby. Dans la partie centrale du massif, il nโexiste plus dโappareils superficiels. Par contre sur les bordures, ces appareils ont รฉtรฉ plus ou moins conservรฉs, en particulier dans la rรฉgion mรฉridionale Betafo-Antsirabe : cratรจre dโexplosion de Tritriva, cรดnes รฉbrรฉchรฉs dโIavoko, dโAntsifotra, dโAmpotombohitra. La rรฉgion de Soanindrariny prรฉsente de pittoresques pitons et dรดmes trachytiques ou phonolitiques comme le Vontovorona, Iankiana ; de mรชme vers lโEst en direction de lโOnive, dรดmes de Marovitsika, Indroso, Tsiafakailikaโฆ Les matรฉriaux de projection sont abondants, mais peu apparent car ils ont รฉtรฉ particuliรจrement affectรฉs par la dรฉcomposition. Dโailleurs toutes les roches sont trรจs altรฉrรฉes superficiellement et transformรฉes en terre rouge ; presque toute sont couverte de hautes herbes.
c/Contexte pรฉtrographique : Au point de vue pรฉtrographie, il existe deux types de laves : basaltoรฏdique (prรฉdominant) et trachytoรฏdique. Les laves basaltoรฏdiques : des basaltes avec types minรฉralogiques variรฉs, compact, riche en zรฉolithes, a olivine sans feldspath avec de la nรฉphรฉline et de la mรฉlilite dรฉsignรฉ sous le nom dโAnkaratrite. Les laves trachytoรฏdiques englobent des rhyolites, trachytes calco-alcalins, trachyphonolites et quelques phonolites.
d/Phรฉnomรจnes actuels : Les seules manifestations actuelles du volcanisme du massif de lโAnkaratra sont reprรฉsentรฉes par diverses sources thermo-minรฉrales localisรฉes dans le bassin dโAntsirabe et le bassin de Sambaina. Ces sources donnent ร peu prรจs toutes des eaux bicarbonatรฉes sodiques lรฉgรจrement calciques. Les tempรฉratures des eaux varient suivant les sources de 21 ร 51ยฐC. Ces eaux sont gรฉnรฉralement trรจs chargรฉes en gaz dont une partie diffuse ร travers les cinรฉrites trรจs permรฉables. Cโest ร cette diffusion que sont dues les venues gazeuses, soufflards, etc. Ces sources thermo minรฉrales sont en relation avec les fractures antรฉrieures aux dรฉpรดts lacustres qui ne sont pas affectรฉs. Ces fractures font donc partie des mouvements tectoniques qui ont prรฉcรฉdรฉ la premiรจre pรฉriode volcanique de lโAnkaratra.
e/Age : Lโordre de superposition et la situation respective des coulรฉes et des appareils volcaniques, leur fraรฎcheur, permettent de dรฉfinir lโordre chronologique des diverses รฉruptions de lโAnkaratra.
CARACTERES HYDROGEOLOGIQUES DES EAUX THERMALES (Rafalimanana , 1982)
1/Types de gisement : On peut retenir, en simplifiant ร lโextrรชme, lโexistence de deux grandes catรฉgories de sources mรฉdicinales (appellation ancienne de lโeau thermale) :
โ les sources froides, provenant dโeaux artรฉsiennes de moyenne ou grande profondeur ร circulation lente ou trรจs lente.
โ les sources chaudes provenant dโeaux artรฉsiennes de moyenne ou grande profondeur en grande partie dโorigine mรฉtรฉorique, plus ou moins rรฉchauffรฉe dans les rรฉgions affectรฉes par le volcanisme ou la tectonique, sur un parcours en thermosiphon.
2/Types dโรฉmergences : La remontรฉe des eaux thermales se fait prรฉfรฉrentiellement dans les zones de moindre rรฉsistance de lโรฉcorce terrestre et grรขce ร des accidents gรฉologiques de nature diverse (tectonique, lithologique, etc.) dรฉterminant une solution de continuitรฉ dans la roche aquifรจre et dans les couches impermรฉables qui le surmontent et maintiennent captive la nappe hydrominรฉrale. Dโoรน lโintรฉrรชt dโune รฉtude gรฉologique complรจte de lโaire dโรฉmergence. On peut donc avoir:
โข une รฉmergence par diaclase et boyaux ;
โข une รฉmergence par plissement ;
โข une รฉmergence par faille (faille thermale) ;
โข une รฉmergence par contact de terrains diffรฉrents ;
โข une รฉmergence par filon.
3/ Localisation des รฉmergences : Les griffons (endroits oรน รฉmergent une source minรฉrale ou thermale) se localisent lร oรน la charge hydrostatique qui sโoppose ร lโรฉcoulement des eaux ascendantes est la plus faible, c’est-ร -dire vers les points bas de la topographie (vallรฉes, vallons, gorges) recoupรฉs par la faille thermale, la zone diaclasรฉe, etc., qui facilite le cheminement ascendant. Ajoutons quโil est rare quโune source ait un griffon unique ; la plupart du temps, lโรฉmergence se fait par plusieurs griffons voisins.
4/ Dรฉbit : Le dรฉbit dโune source thermale est un de ses caractรจres les plus importants. Il est assez rare que le dรฉbit dโune source thermale soit absolument constant. Il subit des variations spontanรฉes dont les causes principales sont :
โข lโengorgement des griffons ou des canalisations par le dรฉpรดt de substances minรฉrales incrustantes, tufs calcaires ou siliceux par exemple ;
โข le rรฉgime mรฉtรฉorologique local (fluctuation des eaux souterraines normales) ;
โข le rรฉgime des eaux de surface et, en particulier, des cours dโeau qui, on lโa vu ร propos de la localisation des รฉmergences, sont souvent trรจs voisins de celles-ci.
LES SYSTEMES GEOTHERMIQUES
ย ย ย ย ย ย ย ย ย ย ย Les systรจmes gรฉothermiques sont associรฉs avec le cadre tectonique, la composition chimique du magma, le type de roche et le fluide hydrothermal. Les principales exigences pour former un systรจme gรฉothermique sont : source de la chaleurย (magma intrusif ou effusif), fluides chauds, rรฉservoir (roche permรฉable, roche fracturรฉe) et couche ou toit impermรฉable. Les systรจmes volcaniques peuvent รชtre classรฉs sur la base des disciplines comme la gรฉologie, lโhydrologie et les caractรฉristiques du transfert de chaleur, entre autres les fluides hydrothermales dโorigine volcanique ou non. Ainsi, les systรจmes gรฉothermiques peuvent รชtre groupรฉs en trois principales catรฉgories : volcanique, tectonique et volcano-tectonique. Les groupements de ce type peuvent รชtre utilisรฉs comme un guide dans lโestimation du potentiel รฉnergรฉtique d’un systรจme gรฉothermique. A Madagascar, les systรจmes gรฉothermiques peuvent รชtre ainsi divisรฉs en trois types (Andrianaivo, 2011):
ยท Type 1 : gรฉothermie de moyenne ร haute รฉnergie dโorigine volcano-tectonique liรฉe au volcanisme quaternaire, ร des activitรฉs magmatiques rรฉcentes et ร un graben (faille active ou non)
ยท Type 2 : gรฉothermie de basse ร moyenne enthalpie dans le socle cristallin, en liaison avec des systรจmes de plis (bloc composite) et/ou en rapport avec une tectonique cassante (rift continental) et ร un plutonisme
ยท Type 3 : gรฉothermie de basse enthalpie dans les bassins sรฉdimentaires en rapport avec lโouverture du canal de Mozambique dans un contexte de rift de marge continentale passive.
CONCLUSION GENERALE
ย ย ย ย ย ย ย ย ย ย Au cours de notre รฉtude, il en est sorti que notre prospect possรจde un potentiel gรฉothermique non nรฉgligeable car il est de lโordre de la moyenne enthalpie. Aussi, cette รฉnergie, outre la balnรฉothรฉrapie, peut รชtre utilisรฉe en tant quโรฉnergie de base pour faire fonctionner une unitรฉ de sรฉchage ou mรชme une microcentrale รฉlectrique. Malheureusement, tant lโunitรฉ de sรฉchage que la microcentrale รฉlectrique, ne peuvent รชtre faisables que techniquement car dโun point de vue รฉconomique, de tels projets ne sont pas encore viables ร cause des coรปts dโinstallations. Toutefois, lโintรฉrรชt de notre รฉtude rรฉside dans le fait quโelle peut servir de guide pour des รฉtudes ultรฉrieures en gรฉothermie moyenne enthalpie dans dโautres sites de Madagascar et pourquoi pas si lโopportunitรฉ se prรฉsente dโรชtre rรฉalisรฉe en tant que projet pilote.ย Dans cette รฉventualitรฉ, nous proposons tout de mรชme que soit faites des recherches plus approfondies sur la tempรฉrature rรฉelle en profondeur ainsi que la capacitรฉ et lโemplacement rรฉels du rรฉservoir. Pour cela nous recommandons, les mรฉthodes de prospections gรฉophysiquesย (gravimรฉtrique, รฉlectrique et รฉlectromagnรฉtique)et des forages de reconnaissances. Le dรฉveloppement des dispositifs de production de chaleur ou dโรฉlectricitรฉ dรฉpend principalement de la compรฉtitivitรฉ de lโoffre et de la rentabilitรฉ รฉconomique des projets. Un cadre rรฉglementaire adaptรฉ devra contribuer au dรฉveloppement pรฉrenne de la gรฉothermie en conciliant dรฉveloppement du marchรฉ et protection des ressources souterraines. La concertation avec le public et les riverains des opรฉrations gรฉothermiques doit รชtre une รฉtape clรฉ de sensibilisation ร la technologie et de participation citoyenne aux diffรฉrentes รฉtapes dรฉcisionnelles.
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Table des matiรจres
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE 1 : CADRE GEOLOGIQUE
1-1-GEOLOGIE DE MADAGASCAR
1-1-1-LE SOCLE CRISTALLIN PRECAMBRIEN
1-1-2-LES BASSINS SEDIMENTAIRES PHANEROZOรQUES
1-1-3-ASSEMBLAGES VOLCANIQUES PHANEROZOรQUES
1-2-GEOLOGIE DโANTSIRABE-BETAFO
1-2-1-LE SOCLE CRISTALLIN
1-2-2- LES SEDIMENTS VOLCANO-LACUSTRES
1-2-4-HYDROGEOLOGIE
1-2-5-GEOMORPHOLOGIE
CHAPITRE 2 : CADRE GEOGRAPHIQUE
2-1-GEOGRAPHIE PHYSIQUE ET ADMINISTRATION
2-1-1-ADMINISTRATION
2-1-2-RELIEF ETHYDROGRAPHIE
2-1-3-CLIMAT ET VEGETATION
2-1-4-PEDOLOGIE
2-2-GEOGRAPHIE SOCIO-ECONOMIQUE
2-2-1-BETAFO
2-2-2-RANOMAFANO
CHAPITRE 3 : LA GEOTHERMIE
3-1 LES SOURCES THERMALES
3-1-1-CARACTERES HYDROGEOLOGIQUES DES EAUX THERMALES
3-1-2-CARACTERES PHYSICO-CHIMIQUES DES EAUX THERMALES
3-2-LA GEOTHERMIE
3-2-1-DEFINITION
3-2-2-LES GRANDES FORMES DE GEOTHERMIE
3-2-3-ENERGIE ET GRADIENT GEOTHERMIQUE
3-2-4-FLUX THERMIQUE
3-2-5-RESERVOIR GEOTHERMIQUE
3-2-6-LES SYSTEMES GEOTHERMIQUES
3-2-7-USAGES DE LA GEOTHERMIE
CHAPITRE 4 : LE PROSPECT GEOTHERMIQUE DE BETAFO
4-1-ETUDES DES SOURCES THERMALES DE BETAFO
4-1-1-DESCRIPTION DES SOURCES
4-1-2-ETUDES DESPARAMETRES ORGANOLEPTIQUES
4-1-3-ETUDES PHYSICO-CHIMIQUES
4-1-4- CLASSIFICATION CHIMIQUE
4-1-5-GEOTHERMOMETRIE
4-2-CADRE GEOLOGIQUE ET STRUCTURAL DU PROSPECT
4-2-1-CONTEXTE STRUCTURAL DE LA ZONE
4-2-2-ANALYSE DES LINEAMENTS STRUCTURAUX
4-3-COMPARAISON ENTRE LESITE GEOTHERMAL DโANTSIRABE ET CELUI DE BETAFO
4-3-1-LITHOLOGIE DE LA ZONE DโANTSIRABE
4-3-2-LITHOLOGIE DE BETAFO
4-3-3 COMPARAISON DES CARACTERES CHIMIQUES ET DES TEMPERATURES EN PROFONDEUR DES DEUX SITES
CHAPITRE 5 : POSSIBILITES DโUSAGES DE LA GEOTHERMIE A BETAFO
5-1 MODELE DE MONTAGE DโUNE UNITE DE SECHAGE
5-1-1- GENERALITES SUR LE SECHAGE
5-1-2-CHOIX DU PRODUIT A SECHER
5-1-3 CHOIX DE LA TECHNIQUE DE SECHAGE
5-1-4 SECHAGE GEOTHERMIQUE
5-1-5 BESOINS ENERGETIQUES DโUN SECHOIR A MAรS
5-1-6 ESTIMATION DE LA CAPACITE DU SECHOIR
5-1-7 CONCLUSION
5-2-ETUDE DโUNE MICROCENTRALE GEOTHERMIQUE A RANOMAFANA-BETAFO
5-2-1 DESCRIPTION DU FONCTIONNEMENT DโUNE MICROCENTRALE GEOTHERMIQUE
5-2-2 PREDIMENSIONNEMENT DE LA MICROCENTRALE
5-2-3 CALCULS NUMERIQUES DE LA PUISSANCE DE LA MICROCENTRALE
5-2-4 OPERATIONS DE REALISATION DE LA MICROCENTRALE
CONCLUSION GENERALE
BIBLIOGRAPHIE
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