Soutenance mémoire
ASSEMBLAGES VOLCANIQUES PHANEROZOÏQUES (Mining journal,2004)
Les roches volcaniques représentent une fraction relativement importante de la superficie de Madagascar dont la distribution est contrôlée par des centres d’émission (Montagne d’Ambre, Tsaratanana, Ankaratra, Itasy, Massif de l’Androy, et quelques autres…) recoupant les 2 ensembles précédents pour le volcanisme récent Cénozoïque (-10 Ma) et Crétacé (Volcan de l’Androy), mais aussi par les bassins sédimentaires côtiers dans lesquels d’importantes successions volcaniques d’âge crétacé sont interstratifiées (figure 4). Elles sont d’affinité tholéiitique, transitionnelle, intermédiaire alcaline à franchement alcaline.
1/Le Volcanisme Crétacé : C’est au Crétacé que Madagascar s’est séparé définitivement du « continent Gondwana » qui réunissait l’Inde et l’Afrique. Cette dislocation marquée par les grandes failles de la côte Est, a été suivie, d’une part par le soulèvement des Hautes terres telles un énorme « horst », d’autre part, consécutivement à la fracturation N-S, par des épanchements volcaniques fissuraux à dominance basaltique, très étendus et abondants sur toute la périphérie de l’Ile et une partie du Centre Nord des Hauts plateaux.
2/ Le Volcanisme Cénozoïque (Miocène) à Quaternaire : Il s’agit des massifs de l’Ankaratra et de la montagne d’Ambre. Après la grande phase tectonique du Crétacé (fracturation Gondwanienne) c’est au milieu et à la fin du Tertiaire que le soulèvement, le bombement et la fracturation des Hauts plateaux ont repris de l’ampleur, toujours selon une direction sub-méridienne. Il s’en est suivi un volcanisme intense qui a commencé il y a 7 millions d’années dans l’Ankaratra et il y a 9 millions d’années dans la montagne d’Ambre. La chronologie des évènements s’est déroulée comme suit :
Mise en place du volcanisme mio-pliocène : Les fissures ouvertes pendant la phase tectonique qui a débuté fin miocène ont livré passage à d’énormes quantités de laves, émises à la fin du Miocène et au Pliocène (7 millions d’années environ).
Phases d’effondrements volcano-tectoniques : Les émissions considérables de laves au Mio-Pliocène et le bombement continu du socle ont eu pour conséquence au Pliocène des réajustements tectoniques qui se sont traduits par des effondrements le long de lignes de fractures antérieures :
La faille du Betampona
La faille du Mandray
Des cuvettes intra-montagnardes : des fractures situées à l’Ouest de celles du Betampona et au Nord-est du massif granitique de Vavavato, évoluent en faille qui cisaillent le socle cristallin, avec rejet vers l’Est isolant ainsi de petits bassins remplis d’alluvions fluviatiles dont les principaux sont ceux de Faratsiho, de Vinaninony et d’Ambohibary-Sambaina.
Les venues de volcanisme acide consécutives aux effondrements : La tectonique d’effondrement a occasionné l’émission de laves acides (trachytes et trachyphonolites) probablement issues de la « fonte » du socle cristallin (riche en silice) effondré. Au Plio-Pléistocène, 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 s’agit de dômes et pitons à formes encore bien reconnaissables.
Les épanchements d’Ankaratrites : Au début du plio-pléistocène, la fracture principale sub-méridienne livre à nouveau passage à un volcanisme basique fissural. Il s’agit de la « série basique moyenne » par opposition avec la « série basique ancienne » Mio-Pliocène. Elle est constituée d’épanchements fluides d’ankaratrites qui achèvent la construction du massif de l’Ankaratra. L’âge de ces émissions a été attribué à environ 3 millions d’années. Il n’y a pas eu une grande interruption entre les deux séries basiques. Actuellement les ankaratrites constituent la crête sommitale déchiquetée de l’Ankaratra à plus de 2200m d’altitude.
3/Volcanisme d’Ankaratra (Bésairie, 1957)
a/Contexte géographique : Le massif de l’Ankaratra, situé à peu près au centre de Madagascar, forme une puissante barrière (Nord-Nord-est, Sud-Sud-ouest) s’étendant du Sud-est d’Arivonimamo jusqu’au Nord-est de Betafo. Cette chaîne d’une longueur de 100km, correspond à un alignement de système volcanique dont les coulées se sont répandues latéralement sur près de 30km, couvrant une surface totale de 3800km². Ce massif volcanique comprend des sommets qui comptent parmi les plus hauts de l’île : le Tsiafajavona (2680m), le Tsiafakafo (2530m), l’Ankavitra (2603m) et l’Ambohimainty (2595m).
b/Contexte géologique : L’ensemble du massif est profondément entaillé par les vallées où apparaît souvent le substratum gneissique. Les deux plus profondes vallées drainées sont celles de l’Ampitambe, affluent de Kitsamby, à direction Nord-Ouest, et celle de l’Ianakitay à direction Nord-Sud ; ces deux rivières ne sont séparées que par une étroite crête basaltique et divisent le massif en deux parties. Dans la partie Nord, l’altitude moyenne du substratum gneissique est d’environ 1400m, alors que dans la partie Sud elle atteint 2000m et plus. Les pentes Nord-est du massif sont très douces. Les flancs Est et Ouest sont creusés de vallées profondes, très larges à fond plat quand elles reposent sur les basaltes, pénétrant jusqu’au cœur du massif avec des pentes faibles, où elles débutent par des abrupts parfois situés au fond de grands cirques. Le bord des plateaux dominant ces vallées montrent de nombreuses coulées de laves souvent sculptées en colonnade. Un certain nombre de coulées ont emprunté le fond des vallées encaissées dans le substratum, par exemple la haute vallée du Kitsamby. Dans la partie centrale du massif, il n’existe plus d’appareils superficiels. Par contre sur les bordures, ces appareils ont été plus ou moins conservés, en particulier dans la région méridionale Betafo-Antsirabe : cratère d’explosion de Tritriva, cônes ébréchés d’Iavoko, d’Antsifotra, d’Ampotombohitra. La région de Soanindrariny présente de pittoresques pitons et dômes trachytiques ou phonolitiques comme le Vontovorona, Iankiana ; de même vers l’Est en direction de l’Onive, dômes de Marovitsika, Indroso, Tsiafakailika… Les matériaux de projection sont abondants, mais peu apparent car ils ont été particulièrement affectés par la décomposition. D’ailleurs toutes les roches sont très altérées superficiellement et transformées en terre rouge ; presque toute sont couverte de hautes herbes.
c/Contexte pétrographique : Au point de vue pétrographie, il existe deux types de laves : basaltoïdique (prédominant) et trachytoïdique. Les laves basaltoïdiques : des basaltes avec types minéralogiques variés, compact, riche en zéolithes, a olivine sans feldspath avec de la néphéline et de la mélilite désigné sous le nom d’Ankaratrite. Les laves trachytoïdiques englobent des rhyolites, trachytes calco-alcalins, trachyphonolites et quelques phonolites.
d/Phénomènes actuels : Les seules manifestations actuelles du volcanisme du massif de l’Ankaratra sont représentées par diverses sources thermo-minérales localisées dans le bassin d’Antsirabe et le bassin de Sambaina. Ces sources donnent à peu près toutes des eaux bicarbonatées sodiques légèrement calciques. Les températures des eaux varient suivant les sources de 21 à 51°C. Ces eaux sont généralement très chargées en gaz dont une partie diffuse à travers les cinérites très perméables. C’est à cette diffusion que sont dues les venues gazeuses, soufflards, etc. Ces sources thermo minérales sont en relation avec les fractures antérieures aux dépôts lacustres qui ne sont pas affectés. Ces fractures font donc partie des mouvements tectoniques qui ont précédé la première période volcanique de l’Ankaratra.
e/Age : L’ordre de superposition et la situation respective des coulées et des appareils volcaniques, leur fraîcheur, permettent de définir l’ordre chronologique des diverses éruptions de l’Ankaratra.
CARACTERES HYDROGEOLOGIQUES DES EAUX THERMALES (Rafalimanana , 1982)
1/Types de gisement : On peut retenir, en simplifiant à l’extrême, l’existence de deux grandes catégories de sources médicinales (appellation ancienne de l’eau thermale) :
− les sources froides, provenant d’eaux artésiennes de moyenne ou grande profondeur à circulation lente ou très lente.
− les sources chaudes provenant d’eaux artésiennes de moyenne ou grande profondeur en grande partie d’origine météorique, plus ou moins réchauffée dans les régions affectées par le volcanisme ou la tectonique, sur un parcours en thermosiphon.
2/Types d’émergences : La remontée des eaux thermales se fait préférentiellement dans les zones de moindre résistance de l’écorce terrestre et grâce à des accidents géologiques de nature diverse (tectonique, lithologique, etc.) déterminant une solution de continuité dans la roche aquifère et dans les couches imperméables qui le surmontent et maintiennent captive la nappe hydrominérale. D’où l’intérêt d’une étude géologique complète de l’aire d’émergence. On peut donc avoir:
• une émergence par diaclase et boyaux ;
• une émergence par plissement ;
• une émergence par faille (faille thermale) ;
• une émergence par contact de terrains différents ;
• une émergence par filon.
3/ Localisation des émergences : Les griffons (endroits où émergent une source minérale ou thermale) se localisent là où la charge hydrostatique qui s’oppose à l’écoulement des eaux ascendantes est la plus faible, c’est-à-dire vers les points bas de la topographie (vallées, vallons, gorges) recoupés par la faille thermale, la zone diaclasée, etc., qui facilite le cheminement ascendant. Ajoutons qu’il est rare qu’une source ait un griffon unique ; la plupart du temps, l’émergence se fait par plusieurs griffons voisins.
4/ Débit : Le débit d’une source thermale est un de ses caractères les plus importants. Il est assez rare que le débit d’une source thermale soit absolument constant. Il subit des variations spontanées dont les causes principales sont :
• l’engorgement des griffons ou des canalisations par le dépôt de substances minérales incrustantes, tufs calcaires ou siliceux par exemple ;
• le régime météorologique local (fluctuation des eaux souterraines normales) ;
• le régime des eaux de surface et, en particulier, des cours d’eau qui, on l’a vu à propos de la localisation des émergences, sont souvent très voisins de celles-ci.
LES SYSTEMES GEOTHERMIQUES
Les systèmes géothermiques sont associés avec le cadre tectonique, la composition chimique du magma, le type de roche et le fluide hydrothermal. Les principales exigences pour former un système géothermique sont : source de la chaleur (magma intrusif ou effusif), fluides chauds, réservoir (roche perméable, roche fracturée) et couche ou toit imperméable. Les systèmes volcaniques peuvent être classés sur la base des disciplines comme la géologie, l’hydrologie et les caractéristiques du transfert de chaleur, entre autres les fluides hydrothermales d’origine volcanique ou non. Ainsi, les systèmes géothermiques peuvent être groupés en trois principales catégories : volcanique, tectonique et volcano-tectonique. Les groupements de ce type peuvent être utilisés comme un guide dans l’estimation du potentiel énergétique d’un système géothermique. A Madagascar, les systèmes géothermiques peuvent être ainsi divisés en trois types (Andrianaivo, 2011):
· Type 1 : géothermie de moyenne à haute énergie d’origine volcano-tectonique liée au volcanisme quaternaire, à des activités magmatiques récentes et à un graben (faille active ou non)
· Type 2 : géothermie de basse à moyenne enthalpie dans le socle cristallin, en liaison avec des systèmes de plis (bloc composite) et/ou en rapport avec une tectonique cassante (rift continental) et à un plutonisme
· Type 3 : géothermie de basse enthalpie dans les bassins sédimentaires en rapport avec l’ouverture du canal de Mozambique dans un contexte de rift de marge continentale passive.
CONCLUSION GENERALE
Au cours de notre étude, il en est sorti que notre prospect possède un potentiel géothermique non négligeable car il est de l’ordre de la moyenne enthalpie. Aussi, cette énergie, outre la balnéothérapie, peut être utilisée en tant qu’énergie de base pour faire fonctionner une unité de séchage ou même une microcentrale électrique. Malheureusement, tant l’unité de séchage que la microcentrale électrique, ne peuvent être faisables que techniquement car d’un point de vue économique, de tels projets ne sont pas encore viables à cause des coûts d’installations. Toutefois, l’intérêt de notre étude réside dans le fait qu’elle peut servir de guide pour des études ultérieures en géothermie moyenne enthalpie dans d’autres sites de Madagascar et pourquoi pas si l’opportunité se présente d’être réalisée en tant que projet pilote. Dans cette éventualité, nous proposons tout de même que soit faites des recherches plus approfondies sur la température réelle en profondeur ainsi que la capacité et l’emplacement réels du réservoir. Pour cela nous recommandons, les méthodes de prospections géophysiques (gravimétrique, électrique et électromagnétique)et des forages de reconnaissances. Le développement des dispositifs de production de chaleur ou d’électricité dépend principalement de la compétitivité de l’offre et de la rentabilité économique des projets. Un cadre réglementaire adapté devra contribuer au développement pérenne de la géothermie en conciliant développement du marché et protection des ressources souterraines. La concertation avec le public et les riverains des opérations géothermiques doit être une étape clé de sensibilisation à la technologie et de participation citoyenne aux différentes étapes décisionnelles.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE 1 : CADRE GEOLOGIQUE
1-1-GEOLOGIE DE MADAGASCAR
1-1-1-LE SOCLE CRISTALLIN PRECAMBRIEN
1-1-2-LES BASSINS SEDIMENTAIRES PHANEROZOÏQUES
1-1-3-ASSEMBLAGES VOLCANIQUES PHANEROZOÏQUES
1-2-GEOLOGIE D’ANTSIRABE-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 D’ANTSIRABE ET CELUI DE BETAFO
4-3-1-LITHOLOGIE DE LA ZONE D’ANTSIRABE
4-3-2-LITHOLOGIE DE BETAFO
4-3-3 COMPARAISON DES CARACTERES CHIMIQUES ET DES TEMPERATURES EN PROFONDEUR DES DEUX SITES
CHAPITRE 5 : POSSIBILITES D’USAGES DE LA GEOTHERMIE A BETAFO
5-1 MODELE DE MONTAGE D’UNE 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 D’UN SECHOIR A MAÏS
5-1-6 ESTIMATION DE LA CAPACITE DU SECHOIR
5-1-7 CONCLUSION
5-2-ETUDE D’UNE MICROCENTRALE GEOTHERMIQUE A RANOMAFANA-BETAFO
5-2-1 DESCRIPTION DU FONCTIONNEMENT D’UNE 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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