UNIVERSITE D’ANTANANARIVO
ECOLE SUPERIEURE POLYTECHNIQUE
DEPARTEMENT DE GEOLOGIE
****************
Mémoire de fin d’étude en vue de l’obtention du diplôme d’IngénieurIngénieur Géologue
EVALUATION DU POTENTIEL GEOTHERMIQUE DU PROSPECT DE RANOMAFANA-BETAFO
par
MAMITIANANOMENJANAHARY Annie Denise
Le 31 janvier 2014
Promotion 2011
UNIVERSITE D’ANTANANARIVO
ECOLE SUPERIEURE POLYTECHNIQUE
DEPARTEMENT DE GEOLOGIE
****************
Mémoire de fin d’étude en vue de l’obtention du diplôme d’IngénieurIngénieur Géologue
EVALUATION DU POTENTIEL GEOTHERMIQUE DU PROSPECT DE
RANOMAFANA-BETAFO
par
MAMITIANANOMENJANAHARY Annie Denise
Soutenu publiquement le 31 janvier 2014,
devant les membres du jury composé de
Président : Monsieur MANDIMBIHARISON Aurélien
Examinateurs : Madame RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jacqueline
Monsieur RAKOTONINDRAINY
Monsieur ZOKIMILA Niainarivony Pierre Rapporteur : Monsieur ANDRIANAIVO Lala
Co -rapporteur : Madame RAMASIARINORO Voahanginirina
REMERCIEMENTS
En premier lieu, permettez-moi d’exprimer ma gratitude à Dieu tout puissant pour sa bénédiction, et pour m’avoir donné force, santé, et courage pour que j’aie pu terminer ce mémoire. Je tiens aussi à exprimer mes vifs remerciements : - au Professeur ANDRIANARY Philippe Antoine, Directeur de l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo qui m’a bien permis d’être parmi les étudiants bénéficiant des formations d’ingénieurs dans son établissement et pour m’avoir permis de soutenir ce mémoire ; - à Monsieur MANDIMBIHARISON Aurélien, Maître de Conférences, Chef du Département de la Géologie et Président de Jury de ce mémoire ; - à Monsieur ANDRIANAIVO Lala, Professeur à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo, mon encadreur, pour l’efficience de son encadrement, pour sa bienveillance au bon déroulement de ce travail, et qui n’a aménagé ni son temps, ni ses expériences pratiques pour m’apporter ses précieux conseils, afin de mener à terme ce mémoire. Je tiens à témoigner toute ma gratitude à : - Madame RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jacqueline, Géologue, Maître de Conférences à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo ; -Madame RAMASIARINORO Voahanginirina, Professeur à la Faculté des Sciences ; - Monsieur RAKOTONINDRAINY, Professeur titulaire à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo ; -Monsieur ZOKIMILA Niainarivony Pierre, enseignant à l’l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo pour leur amabilité de bien vouloir être les membres de jury de ce mémoire ; Je tiens à remercier également, - Mes parents, toute ma famille, pour m’avoir soutenue moralement, matériellement et financièrement tout au long de mes études et qui m’ont encouragée durant ce travail. - Tous mes amis et mes collègues pour leur précieuse aide - Tous ceux qui ont contribué de près ou de loin à l’élaboration de cet ouvrage Merci à tous.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | i LISTE DES FIGURES Figure 1: Carte de localisation de la zone d'étude ...... 2 Figure 2: Organigramme de la méthodologie de travail ...... 4 Figure 3: Carte des domaines géologiques de Madagascar ...... 6 Figure 4: Carte du volcanisme de Madagascar ...... 8 Figure 5: Carte géologique de la zone d'étude ...... 12 Figure 6: Gradient géothermique ...... 27 Figure 7: Source près des rizières ...... 32 Figure 8: Sources aveugles dans le lit de la rivière Iandratsay ...... 33 Figure 9 : Source captée et aménagée en borne fontaine ...... 33 Figure 10: Source captée alimentant les nouvelles installations ...... 34 Figure 11: Piscine alimentée par captage de source thermale ...... 34 Figure 12: Diagramme ternaire Na+K-Ca-Mg ...... 37
Figure 13: Diagramme ternaire Cl-SO 4-CO 2 ...... 38 Figure 14: Diagramme Na/1000-K/100-Mg 1/2 ...... 39 Figure 15: Carte des trajectoires de fractures de la zone géothermale d’Andranomafana-Betafo et ses environ ...... 43 Figure 16: Carte du réseau hydrographique ...... 43 Figure 17: : Carte des channel segments de la zone géothermale d’Andranomafana-Betafo et ses environs ...... 44 Figure 18: Rosace des trajectoires de fractures ...... 47 Figure 19: Rosace des channel segments ...... 47 Figure 20 :Schéma stratigraphique du site géothermal d’Andranomafana-Betafo ...... 50 Figure 21: Séchage à courants croisés ...... 56 Figure 22: Schéma du principe de fonctionnement d’une pompe a chaleur ...... 57 Figure 23 :Schéma du principe de fonctionnement d’un sécheur silo ...... 59 Figure 24: Courbe de tendance de la température limite de refroidissement par rapport à la température de l’air chaud ...... 60 Figure 25: Courbe de tendance de la consommation thermique spécifique minimale par rapport à la température de l’air chaud ...... 60 Figure 26: Courbe de tendance de la consommation thermique spécifique minimale par rapport à la température de l’air ambiant ...... 61 Figure 27: Schéma de principe de la boucle thermodynamique ...... 66
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | ii
LISTE DES TABLEAUX Tableau 1: Ordre chronologique et ordre d’émission des roches de l’Ankaratra ...... 11 Tableau 2: Effectif de la population de la région Vakinankaratra ...... 17 Tableau 3 : Types d’eau selon la température ...... 23 Tableau 4 : Types d’eau selon la composition chimique...... 24 Tableau 5: Les différentes formes de géothermie ...... 26 Tableau 6: Conductivité thermique de divers types de roche à température ambiante ...... 28 Tableau 7: Diagramme de Lindal ...... 30 Tableau 8: Paramètres organoleptiques et température de l’eau thermale de Ranomafana-Betafo...... 35 Tableau 9: Mesures des paramètres physico-chimiques de l’eau thermale Andranomafana-Betafo .... 36 Tableau 10: Concentrations relatives en (Na+K), Ca et Mg ...... 37
Tableau 11: Concentrations relatives en Cl, SO 4 et CO 2 ...... 38 Tableau 12: Concentrations relatives en Na/1000, K/100 et Mg 1/2 ...... 39 Tableau 13 : Températures calculées à partir de quelques géothermomètres ...... 40 Tableau 14: Statistique des trajectoires de fractures relevées dans la zone d’étude ...... 45 Tableau 15 : Statistiques des channel segments relevés dans la zone d’étude ...... 45 Tableau 16 : Composition chimique des eaux thermales d’Antsirabe ...... 51 Tableau 17: Composition chimique des eaux thermales de Betafo ...... 51 Tableau 18: Températures estimées en profondeur des eaux thermales d’Antsirabe ...... 52 Tableau 19: Températures estimées en profondeur des eaux thermales d’Andranomafana-Betafo ...... 52 Tableau 20: Tableau récapitulatif de la comparaison des sites d'Antsirabe et Betafo ...... 53 Tableau 21 : Bases de calcul de la puissance possible ...... 58 Tableau 22: Caractéristiques du procédé du séchage silo ...... 59 Tableau 23: Température limite de refroidissement et consommations spécifiques minimales ...... 60 Tableau 24 : Consommations thermiques spécifiques minimales ...... 61 Tableau 25: Puissances nécessaires en fonction de la température de l’air chaud ...... 62
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | iii LISTE DES ABREVIATIONS
BD : Base de données BP : Basse Pression COP : Coefficient de Performance E : Est EPP: Ecole Primaire Publique GNS : Geological and Nuclear Sciences HP : Haute Pression Hab : Habitant JIRAMA : Jiro sy Rano Malagasy N : Nord NM : Norme Malagasy PAC : Pompe à Chaleur PGRM : Projet de Gouvernance des Ressources Minérales RN : Route Nationale S : Sud T : Température VMA : Valeur Maximale Admissible W : Ouest
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | iv LISTE DES UNITES
l : Litre s : Seconde h : Heure Ma : Millions d'années Ga : Giga-années (milliards d’années) °C : Degré Celsius °K : Degré Kelvin cm : Centimètre m: Mètre km : Kilomètre mg: Milligramme g: Gramme kg: Kilogramme t: Tonne mW: Milliwatt W: Watt kW: Kilowatt mcal: Millicalorie cal: Calorie kcal: Kilocalorie
LISTE DES SYMBOLES CHIMIQUES
Ca: Calcium Cl: Chlorure
CO 2: Dioxyde de carbone H2S: Dihydrogène sulfurée K: Potassium Mg: Magnésium Na: Soude
SiO 2: Silice SO 4: Sulfate
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | v
SOMMAIRE REMERCIEMENTS ...... i LISTE DES FIGURES ...... ii LISTE DES TABLEAUX ...... iii LISTE DES ABREVIATIONS ...... iv INTRODUCTION GENERALE ...... 1 CHAPITRE 1 : CADRE GEOLOGIQUE ...... 5 1-1-GEOLOGIE DE MADAGASCAR ...... 5 1-2-GEOLOGIE D’ANTSIRABE-BETAFO ...... 12 CHAPITRE 2 : CADRE GEOGRAPHIQUE ...... 17 2-1-GEOGRAPHIE PHYSIQUE ET ADMINISTRATION ...... 17 2-2-GEOGRAPHIE SOCIO-ECONOMIQUE ...... 19 CHAPITRE 3 : LA GEOTHERMIE ...... 21 3-1 LES SOURCES THERMALES ...... 21 3-2-LA GEOTHERMIE ...... 25 CHAPITRE 4 : LE PROSPECT GEOTHERMIQUE DE BETAFO ...... 32 4-1-ETUDES DES SOURCES THERMALES DE BETAFO ...... 32 4-2-CADRE GEOLOGIQUE ET STRUCTURAL DU PROSPECT ...... 41 4-3-COMPARAISON ENTRE LE SITE GEOTHERMAL D’ANTSIRABE ET CELUI DE BETAFO ...... 48 CHAPITRE 5 : POSSIBILITES D’USAGES DE LA GEOTHERMIE A BETAFO ...... 54 5-1 MODELE DE MONTAGE D’UNE UNITE DE SECHAGE ...... 54 5-2-ETUDE D’UNE MICROCENTRALE GEOTHERMIQUE A RANOMAFANA-BETAFO ... 63
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | vi INTRODUCTION GENERALE La politique énergétique de Madagascar vise à mettre en valeur ses ressources énergétiques localement disponibles en vue de la limitation au strict minimum l’importation d’énergie et, par suite de réduire sa dépendance énergétique. Par ailleurs le développement économique du pays repose en grande partie sur sa capacité à satisfaire les demandes énergétiques des différents secteurs concernés. A Madagascar, l’énergie produite par les centrales hydroélectriques ne satisfait pas les besoins de l’ensemble du pays. Ainsi un très grand nombre de centrales thermiques est encore utilisé. Le potentiel hydroélectrique est très important et depuis quelques années le Ministère de l’Energie est chargé de promouvoir la production d’énergie propre (éolienne, biomasse, solaires, géothermie, etc.). L’utilisation de l’énergie fossile basée sur des réactions de combustion produit une très grande quantité de gaz à effet de serre. Les technologies de production d’énergie électrique qui permettent d’éviter l’émission de gaz à effet de serre sont nombreuses et variées. L’énergie géothermique est l’une des énergies alternatives les plus propres, les plus accessibles et les moins chères (du point de vue usage direct) du monde entier. L’effort déployé dans le domaine de la géothermie a débuté par l’enquête de reconnaissance dans le domaine des ressources géothermiques, objet du projet PNUD MAG/77/017, effectuée de 1978 à 1981 par la société Islandaise VIRKIR S.A. Ceci visant à évaluer le potentiel géothermique du pays et consistait en des inventaires, des localisations, des échantillonnages et des analyses chimiques des principales sources thermales identifiées. En 2008, un travail de recherche effectué par "GNS" Company (siège à la Nouvelle Zélande) et conduit par le Dr. Colin Harvey a été entrepris. Ils ont concentré leurs études sur la reconnaissance des traits géothermiques et des jeunes volcans, ainsi que les possibilités d’utilisation de la géothermie à Madagascar. Pour cause de confidentialité le rapport final n’est pas accessible au public. Suite à ses travaux d’exploration effectués dans la Grande Ile, Marshfield Energy PTE Ltd.(installé à Singapour) a déjà programmé l’installation de centrales géothermiques de capacité de moins de 10 mégawatts dans quelques régions de Madagascar. Ce report final de 2008 reste confidentiel. Face à l’engouement actuel pour les énergies renouvelables, notamment l’énergie géothermique, et en ayant connaissance que Madagascar possède autant de potentiel malheureusement encore très peu exploité, nous nous proposons d’étudier le prospect de Ranomafana-Betafo (figure 1). Nous avons choisi ce site car du point de vue technique et technologique, l’eau thermale de Betafo possède une température de surface (58°C) et un débit assez élevés (0,4l/s) ce qui présage un potentiel assez prometteur. D’où notre thème «Evaluation du potentiel géothermique du prospect de Ranomafana-Betafo»
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 1
Figure 1: Carte de localisation de la zone d'étude
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 2 Ce travail a pour but d’approfondir les connaissances du site de Ranomafana-Betafo et d’évaluer au mieux son potentiel géothermique afin d’aider au développement de la zone. La première partie de ce mémoire, consiste en une analyse bibliographique relative à la zone d’étude et la géothermie, elle comprend les chapitres suivants : • le cadre géologique de la zone d’étude ; • le cadre géographique de la zone d’étude ; • les généralités sur la géothermie. La deuxième partie, comprenant les chapitres 4 et 5, rapporte notre travail personnel qui est détaillé comme suit : • le prospect géothermique de la zone d’étude; • usages possibles des ressources géothermales de la zone d’étude. La méthodologie de travail est détaillée dans l’organigramme suivant (figure 2) :
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 3
Figure 2: Organigramme de la méthodologie de travail
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 4 CHAPITRE 1 : CADRE GEOLOGIQUE Pour bien mener notre étude, il est nécessaire de voir au préalable le contexte général auquel appartient notre prospect, c’est pourquoi nous rappelons dans ce chapitre la géologie de Madagascar et celle de Betafo. Nous nous focaliserons plus sur le socle cristallin de Madagascar, en particulier sur le domaine d’Antananarivo car notre zone d’étude s’y trouve. Nous nous intéresserons aussi au volcanisme d’Ankaratra du fait que notre zone y est clairement liée. 1-1-GEOLOGIE DE MADAGASCAR A première vue, la carte géologique de Madagascar est simple. Dans ses deux-tiers orientaux, l'Île est constituée par un socle Précambrien de schistes cristallins, granites et roches ignées basiques. Il est bordé à l’Ouest et au Nord par des bassins sédimentaires non plissés d’âge Permo-Triassique (couches du Karoo) à Cénozoïque où sont intercalés des basaltes crétacés et à l’Est par une étroite bande de basaltes et rhyolites également crétacés. Cet ensemble est recoupé par quelques grands massifs volcaniques d’âge crétacé à quaternaire.
1-1-1-LE SOCLE CRISTALLIN PRECAMBRIEN (PGRM, 2012) Du point de vue géologique, le socle Précambrien de Madagascar peut être subdivisé en six grands domaines géologiques : Antongil-Masora, Antananarivo (Tsaratanana), Ikalamavony, Androyen-Anosyen, Bemarivo et Vohibory (figure 3). Leurs limites ne correspondent pas nécessairement à de grandes zones de cisaillement ou à des sutures entre blocs. Trois suites magmatiques singulières recoupent ces domaines. Il s’agit des suites de Dabolava (~1 Ga), Imorona-Itremo (820~760Ma) et Ambalavao-Kiangara-Maevarano (570-520Ma). Les domaines d’Antongil-Masora et d’Antananarivo
Le centre de l’île est représenté par les terrains d’âge Archéen du domaine Antongil-Masora (à l’est) et du domaine d’Antananarivo (à son contact occidental). Le domaine d’Antongil-Masora est interprété comme un fragment du craton du Dharwar, en Inde. Le domaine adjacent d’Antananarivo, est caractérisé par la présence de quatre unités de gneiss basiques-ultrabasiques connue sous le nom de « Complexe de Tsaratanàna » et interprétées comme des ceintures de roches vertes métamorphisées. Dans le schéma d’évolution géodynamique antérieur à cette nouvelle synthèse, les formations métasédimentaires singulières, séparant les domaines d’Antongil-Masora et d’Antananarivo, étaient interprétées comme une zone de suture panafricaine appelée « Suture de Betsimisaraka ». L’existence de cette suture a initialement été avancée pour expliquer l’opposition entre les terrains d’âge mésoarchéen d’affinité indienne du domaine d’Antongil- Masora, et ceux d’âge Néoarchéen du domaine d’Antananarivo, qui seraient d’affinité africaine. Dans ce même schéma, le « Complexe de Tsaratanàna » était considéré comme une seule et même unité lithotectonique charriée sur le socle granito-gneisssique d’Antananarivo au cours de l’orogenèse Panafricaine.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 5
Figure 3: Carte des domaines géologiques de Madagascar (PGRM, 2012)
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 6 Le domaine d’Antananarivo forme le substratum de deux bassins sédimentaires formés en cours d’une période d’extension intracontinentale. Les sédiments se seraient déposés légèrement auparavant ou de manière synchrone au magmatisme de la suite d’Imorona- Itsindro, c’est-à-dire au Mésoprotérozoîque entre 820 et 760Ma. Le domaine d’Antongil est recoupé par un magmatisme plus récent d’âge Paléoprotérozoïque représenté par des filons basiques et des orthogneiss tonalitiques à dioritiques. Certains complexes basiques à ultrabasiques non datés appartiennent également à cet évènement magmatique. Il est à noter que les images du magnétisme aéroporté semblent montrer une prolongation de ce réseau filonien d’âge Paléoprotérozoïque dans le domaine d’Antananarivo. Bien que sa signification reste à préciser à Madagascar, notons qu’un magmatisme du même âge est également identifié en Inde. A l’échelle du Gondwana, on remarque que l’architecture et la nature lithologique des blocs de l’archéen de Madagascar sont très similaires à ceux de l’Inde. Ainsi le domaine de l’Antongil-Masora et la partie occidentale du craton de Dharwar sont deux fragments d’un seul et même ensemble d’âge Mésoarchéen. Le domaine Néoarchéen d’Antananarivo, incluant le « Complexe de Tsaratanana »est, quant à lui, très similaire à la partie orientale du craton de Dharwar oriental. Les terrains d’âge Néoarchéen du craton de Dharwar oriental et du domaine d’Antananarivo aient été disposés symétriquement autour d’un noyau d’âge Mésoarchéen constitué par le craton du Dharwar occidental et le domaine d’Antongil-Masora pour former le « Greater Dharwar Craton ».
1-1-2-LES BASSINS SEDIMENTAIRES PHANEROZOÏQUES (Mining journal, 2004) À la suite de l’orogenèse Panafricaine, le domaine Précambrien malgache est resté émergé jusqu’au Carbonifère, où se dépose des assemblages semblables aux séries du Karoo d’Afrique Australe. La mise en place de ces séries sédimentaires correspond à une phase de rifting intracontinental, le “Rifting Karoo”, phase initiale de la dislocation du Gondwana, dès le Carbonifère Supérieur et jusqu’au Jurassique Inférieur. Les séries du Karoo se déposent dans 3 bassins d'effondrement ou «graben»: • le Bassin d’Ambilobe dans l'extrême Nord de l'île • le Bassin de Majunga au Nord-Ouest : second plus grand bassin phanérozoïque de Madagascar, il s'étend sur quelques 400 km selon un axe NE-SW, le long de la côte nord-ouest de Madagascar. • le Bassin de Morondava au Sud-Ouest : il est le plus grand bassin sédimentaire de l'île, s'étendant sur plus de 1 000 km le long de la côte Ouest du centre-ouest jusqu'à l'extrême sud de l'Île. C'est dans le Sud de ce bassin que sont préservés des dépôts glaciaires spectaculaires en discontinuité sur le socle Précambrien. Au Néogène, l’ensemble de l’île a subit un basculement généralisé vers l’Est, avec l’activation d’ancienne failles subméridiennes en faille normales conduisant à l’individualisation de petits bassins d’effondrement (Lac d’Alaotra) isolés à sédimentation terrigène à lacustre dans la masse insulaire.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 7 1-1-3-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.
Figure 4: Carte du volcanisme de Madagascar
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 8 1-1-3-1/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.
1-1-3-2/ 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 trachy- phonolites) 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.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 9 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. 1-1-3-3/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.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 10 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. Ce qui est synthétisé dans le tableau 1: Tableau 1: Ordre chronologique et ordre d’émission des roches de l’Ankaratra(Bésairie,1957)
Age Roches émises Série
Quaternaire subactuelle Basanitoïde, basanite
Pléistocène Ankaratrite, basalte Se plaçant à la limite des Série supérieure Pliocène supérieure Basalte, andésite séries alcalines et alcalino-calciques Pliocène moyen Trachyte, trachyphonolite
Série inférieure Pliocène inférieure Trachyte, andésite, rhyolite
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 11 1-2-GEOLOGIE D’ANTSIRABE-BETAFO (Zebrowsky et Ratsimbazafy, 1979) Trois ensembles géologiques peuvent être distingués (figure : - le socle cristallin, - le massif volcanique, - les alluvions volcano-lacustres.
Figure 5: Carte géologique de la zone d'étude
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 12 1-2-1-LE SOCLE CRISTALLIN Il est constitué de schistes cristallins (socle migmatitique, micaschistes et quartzites) et de roches éruptives (essentiellement granites et gabbros). Les migmatites et migmatites "granitoïdes" constituent une grande partie des affleurements du socle, notamment dans le sud de la zone étudiée. Ce sont des roches à biotite ou à amphibole avec quelques passages d'amphibolites feldspathiques. Les micaschistes forment une bande étroite au sud-ouest de la carte, ils contiennent de la muscovite ou de la biotite. Les quartzites occupent une faible étendue dans le coin sud-ouest de la zone où elles forment le massif de Tongafeno. Les granites occupent une importante surface au nord-ouest de la zone où ils forment le massif des Vavavato. Au sud de Betafo ils constituent le massif de l'Andaingo. Ce sont des granites migmatitiques leucocrates porphyroblastiques. Ils renferment de la biotite, de l'amphibole et du pyroxène en faible quantité, associés à des minéraux accessoires tels que le sphène. Les gabbros forment des massifs peu importants au nord-est de Betafo.
1-2-2- LES SEDIMENTS VOLCANO-LACUSTRES Le bassin lacustre d'Antsirabe a pour origine initiale un phénomène tectonique : abaissement du compartiment ouest après fractures d'une surface initiale, les escarpements de Betampona et du Mandray étant les témoins de ces failles. Le dépôt de sédiments dans le bassin serait surtout consécutif àla formation du massif de l'Ankaratra qui aurait joué un rôle de barrage pour le réseau hydrographique qui s'écoulait initialement vers l'ouest (Lenoble, 1946). Les premiers dépôts datent du Pliocène et sont constitués par un conglomérat à galets (galets de trachyte ou du socle métamorphique). Au cours du Pliocène et du Pléistocène le comblement du bassin s'est réalisé par des dépôts lacustres dans lesquels sont venus s'intercaler des coulées et des projections volcaniques. Ces sédiments volcano-lacustres constituent le matériau originel, très hétérogène. Ils sont essentiellement argileux, avec des sables et des produits de projections cendreux. Ils montrent une histoire complexe avec des sédimentations perturbées par des discordances, des conglomérats, des grès entrecroisés, des failles. Les sédiments les plus récents ont fourni, à Antsirabe même, de nombreux restes de la faune subfossile (Hippopotames, Aépyornis, Lémuriens). 1-2-3- LE VOLCANISME
Pétrographiquement tous les termes, depuis les trachytes jusqu'aux ankaratrites, sont représentés. Sur le terrain la détermination exacte des roches n'est pas toujours possible. Seul le caractère acide ou basique des roches peut être apprécié.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 13 Les différents travaux géologiques portent surtout sur un essai de classification chronologique des éruptions volcaniques de l’Ankaratra. Celles-ci auraient commencé au début du pliocène pour se terminer au quaternaire récent (Lenoble, 1946). La chronologie des éruptions serait : 1) Emission de laves acides : rhyolites, trachytes et phonolites, 2) Epanchements de basaltes et d'andésites, 3) Coulées d'ankaratrites, 4) Eruptions récentes : basanites et basanitoïdes. Les trachytes, les phonolites et les basaltes anciens couvrent le quart nord-est de la zone, mais les roches acides ont une extension beaucoup plus importante que celle indiquée jusqu'ici. En effet des projections acides, difficilement identifiables parce que fortement altérées recouvrent la plupart des coulées anciennes. La présence de ces projections dans les positions topographiques les plus variées leur confère une origine relativement récente. Des études ont d'ailleurs déjà montré que les venues trachytiques ne sont pas limitées aux premières éruptions de l’Ankaratra mais ont pu se produire beaucoup plus tardivement. Les basanites et basanitoïdes constituent la plupart des appareils volcaniques des environs d'Antsirabe et de Betafo. Par opposition aux émissions anciennes, ces manifestations volcaniques sont qualifiées par Lenoble de récentes ou subactuelles. Ilest en fait possible de distinguer dans ce volcanisme récent au moins deux périodes d'activités séparées par une période de pédogenèse. Les coulées fortement altérées issues des édifices de la région d'Antsirabe sont en effet recouvertes par des matériaux pyroclastiques provenant d'édifices plus récents tels Tritriva. En conclusion trois périodes ont été distingué dans le volcanisme: Période I : elle correspond à la mise en place du volcanisme ancien : édifices trachytiques, dômes phonolitiques et coulées basaltiques. L'altération de ces formations est profonde. Période II : cette période correspond à une phase d'activité récente (Quaternaire récent ?) durant laquelle se mettent en place les édifices volcaniques de basanite et basanitoïdes des régions d'Antsirabe et de l'Ifasina. Les édifices sont relativement bien conservés, les sols développés sur les coulées et lapillis ne sont jamais très épais. A cette période sont rattachés, bien qu'ils soient un peu plus anciens, d'une part l'apparition du massif trachytique de l'Ambohimadinika, d'autre part le recouvrement des basaltes anciens par les matériaux pyroclastiques acides. Période III: elle correspond à la phase d'activité la plus récente (moins de 10.000 ans) du volcanisme de l'Ankaratra. Les formations volcaniques encore très bien conservées de Betafo et de Tritriva (cônes de scories et coulées de basanites et basanitoïdes) sont à rattachées à cette période.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 14 1-2-4-HYDROGEOLOGIE (Rafalimanana, 1982) D’après les données géologiques, la présence de quartz et de quartzite renseigne sur l’existence d’une nappe dans les couches alternées de quartzites. A titre d’observation et de remarque, les débits des rivières environnantes restent toujours importants même en période d’étiage (Iandrantsay et Andohalambo). Les nappes de Betafo sont donc bien alimentées, très stables et de grandes dimensions. Dans la partie centrale de Madagascar y compris Betafo : selon les conditions de localisation, les eaux minérales et thermales forment des gisements de plusieurs types. Les gisements d’envergures locales s’associent avec les systèmes d’eau fissuro-filoniens. Les voies de circulation et réservoirs d’eau de ces gisements s’attachent avec les systèmes fissuraux qui sont à leur tour liés avec les accidents tectoniques divers (glissements, déplacements, failles inverses, chevauchements, dykes linéaires et circulaires), avec les exocontacts des intrusions de filons pegmatitiques, etc. A la suite de la petite capacité des systèmes fissuraux, les réserves probables des gisements de ce genre sont déterminées par les ressources naturelles qui ne dépassent pas 500-1000m 3 /24h. Mais les gisements des zones de cohésion des systèmes fissuro-filoniens sont plus propices concernant leurs réserves d’exploitation. La particularité principale de ces gisements est que leurs roches cristallines sont pourvues de fissures suivant lesquelles les eaux minérales remontantes pénètrent dans le système stratiforme ayant ordinairement une importante capacité. Dans ces formations du Pléistocène, les valeurs des pressions hydrodynamiques d’eau dans les fentes d’alimentation se sont révélées suffisantes pour assurer aussi l’émergence naturelle à partir du système stratiforme.
1-2-5-GEOMORPHOLOGIE (Zebrowsky et Ratsimbazafy, 1979) La région présente des unités très diversifiées selon la nature et l'histoire géologique du substrat. On peut distinguer : Au nord-ouest : le massif granitique de Vavavato. Au sud-ouest : un ensemble montagneux formé de trois massifs : le massif de l'Itongafeno, le massif granitique de l'Andaingo et le massif de l'Inanohazana au nord des précédents Au sud : le plateau du Mangaranoet le plateau de Nanondranana. A l'est : un ensemble de collines qui se raccordent à la dépression d'Antsirabe par l'escarpement du Mandray. Au nord : la partie méridionale du massif volcanique de l'Ankaratra. Au centre : les formations volcaniques récentes ainsi que la plaine correspondant aux sédiments volcano-lacustres d'Antsirabe.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 15 Les formations volcaniques récentes offrent un paysage légèrement vallonné duquel émergent les appareils volcaniques. Ces derniers, remarquablement bien conservés dans la région de Betafo (période III), y présentent des pentes longitudinales rectilignes dont le raccordement à la surface de base est brutal. Par contre dans la région d'Antsirabe et de l'Ifasina (période II) les cônes sont déjà moins bien conservés, leur ligne de plus grande pente est souvent convexo-concave. La plaine, correspondant aux sédiments volcano-lacustres, présente une très légère pente vers le sud. Elle offre de grandes surfaces planes séparées par des vallées étroites, peu profondes mais aux pentes transversales fortes. CONCLUSION PARTIELLE
Notre zone d’étude se trouve sur le socle précambrien et est compris dans le domaine d’Antananarivo. Son étude ne peut se faire sans celle du volcanisme d’Ankaratra qui lui est clairement rattachée. De ce fait, la zone est constituée essentiellement par le socle cristallin, une partie du massif volcanique d’Ankaratra et des alluvions volcano lacustres. La zone présente un relief accidenté dans lequel dominent les massifs montagneux aux pentes fortes. Dans ces massifs les phénomènes d'érosion et de rajeunissement des sols sont intenses. On constate aussi la relation entre volcanisme et tectonisme lors de la mise en place de l’Ankaratra.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 16 CHAPITRE 2 : CADRE GEOGRAPHIQUE 2-1-GEOGRAPHIE PHYSIQUE ET ADMINISTRATION
2-1-1-ADMINISTRATION (Institut National de la Statistique, Novembre 2004)
2-1-1-1/La Région Vakinankaratra La Région Vakinankaratra, inclue dans l’ex-province d’Antananarivo, est constituée de six (6) districts, à savoir Antsirabe I, Antsirabe II, Ambatolampy, Antanifotsy, Betafo et Faratsiho soit 86 communes au total.
La Région est privilégiée par la nature : qualité de sol, climat propice. Elle est à vocation agropastorale et industrielle (2ème rang dans le pays).
2-1-1-2/ Le District de Betafo C’est une région située à l’extrême Sud-Ouest de la province d’Antananarivo, entre 19°22’ et 22°16’ de latitude sud et 45°46’et 47°1’ de longitude Est. Le district de Betafo est limité: au Nord par les districts de Tsiroanomandidy, de Faratsiho et de Soavinandriana, à l’Est par les districts d’Antsirabe I et d’Antsirabe II ; au Sud par les districts d’Ambositra et d’Ambatofinandrahana (ex-province de Fianarantsoa), à l’Ouest par le district de Miandrivazo (ex-province de Tuléar).
2-1-1-3 / La Commune Rurale de Ranomafana Ranomafana est située à 3 km, à l’Ouest de la ville de Betafo, à 70m au Sud de la route menant vers Miandrivazo. Soit à 25 km à l’Ouest d’Antsirabe sur la route nationale 34 reliant Antsirabe à Miandrivazo.
Elle est à la longitude 46°49'32,6" à la latitude 19°49'49,0’’
La RN 34 bitumée est praticable pendant toute l’année. Des taxis-brousse assurent la liaison Antsirabe –Betafo. La liaison entre Ranomafana-Betafo peut s’effectuer soit par voiture particulière, soit par motocyclette ou bicyclette, soit enfin à pied.
2-1-2-POPULATION
L’effectif de la population est détaillé dans le tableau suivant :
Tableau 2: Effectif de la population de la région Vakinankaratra
Nombre d’habitants Région Vakinankaratra 1 708 685 District de Betafo 241 369 Commune de Betafo 27 974 Commune de Ranomafana-Betafo 3 885
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 17 2-1-2-RELIEF ETHYDROGRAPHIE La partie orientale est caractérisée par de nombreux cônes volcaniques, des collines et des plaines, aux sols volcaniques. Elle a une altitude élevée (plus de 1200m). La partie occidentale a une topographie généralement accidentée avec alternance de plateaux caractéristiques du moyen Ouest et des massifs granitiques, quartziques culminant à plus de 1000m. L’altitude du District est à 1250m (en moyenne).
La région de Betafo est marquée par des montagnes volcaniques les plus connues à Madagascar, ainsi que par l’existence du lac artificiel Tatamarina.
Comme cette région est volcanique, les éruptions sont précédées par des tremblements de terre aux environs du lieu d’émission volcanique. Ces tremblements peuvent provoquer des fissures ou même des failles ce qui explique les linéaments de certains réseaux hydrographiques.
Le réseau hydrographique de la zone de Betafo est dichotomique c’est-à-dire que la division du réseau en deux parties (figure 16). En général, le chevelu hydrographique est dense. Le district de Betafo est traversé au centre par le fleuve Iandratsay, limité au nord par les rivières Sahasarotra ; Kitsamby ; Lavaratsy et Andranomihanaka et au sud, par les rivières Manandona et Mania.
2-1-3-CLIMAT ET VEGETATION Le climat de la région de Betafo est de type tropical d'altitude, avec deux saisons très marquées : un hiver austral, avec peu de pluie, et un été pluvieux. Les températures moyennes mensuelles varient entre11 et 20°C. La pluviosité moyenne annuelle est de 1400mm à 1500mm, répartie en 110 jours de pluies, dont 85 % de novembre à mars. La petite cuvette de Betafo, située entre 1 300 et 1 600 m, et enserrée dans des montagnes dépassant l'altitude de 1800 m, jouit d'un climat beaucoup plus doux que les environs.
Les conditions écologiques ont entraîné en particulier des sols très favorables, riches en matières organiques. Une grande partie des besoins en eau est satisfaite. La baisse de température en altitude entraîne des différences dans les types de cultures. Le calendrier des cultures des parties basses de la cuvette est très flou, les époques de semis ou plantation s'étalent largement dans le temps.
2-1-4-PEDOLOGIE Les sols dans la partie de Betafo sont considérés comme les sols les plus fertiles à Madagascar. Les projections volcaniques sont basiques ce qui explique cette fertilité.
Les sols jeunes développés sur cendres et scories mélangées ou alternées sont de couleurs sombres dans leur partie supérieure. Cet horizon humifère a une épaisseur de 20 à 60 cm.
Cette épaisseur dépend du profil topographique : faible dans les parties hautes, importante dans les bas des pentes.
En dessous du sol organique se trouve le sol andique proprement dit. On passe assez rapidement au matériau volcanique peu altéré formé par des scories plus ou moins fines et
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 18 litées. Mais avant cela, on trouve d’abord la zone de transition (ou horizon B) de 20 à 40cm d’épaisseur, de couleur brune à brun-jaune, de texture limono-sableuse et de consistance friable.
Puis on passe vers 1m de profondeur aux scories altérées de couleur jaunâtre, d’aspect sablo- gravillonnaire, avant d’arriver aux scories litées non altérées de couleur plutôt noirâtre souvent assez compactes et peu pénétrables par les racines. 2-2-GEOGRAPHIE SOCIO-ECONOMIQUE
2-2-1-BETAFO (Institut National de la Statistique, Novembre 2004) On peut dire que la population de Betafo est relativement jeune avec 50,36% des gens qui ont l’âge entre 0 et 17 ans. C’est aussi une population active car le nombre des individus d’âge de 10 à 60 ans est plus de 54 %. L’effectif des femmes est supérieur à celui des hommes et cette population féminine représente les 51 % de la population totale de Betafo. Betafo est une région à vocation agricole et élevage. Ces secteurs occupent l’essentiel de la population active. L’artisanat est un troisième secteur qui se favorise de plus en plus.
2-2-1-1/Agriculture (Institut National de la Statistique, 2004-2005) L’agriculture est la principale activité de la commune de Betafo avec la prédominance de la culture vivrière : riz, manioc, maïs, pomme de terre, carotte et fruits et des cultures industrielles telles que l’orge et le tabac.
2-2-1-2/Elevage L’élevage des volailles est le plus dominant par rapport à l’élevage bovin et porcin. Peu de gens élèvent des moutons et des chèvres.
2-2-1-3/Transport et tourisme La région est bien dotée d’infrastructure routière. Elle est ainsi en bonne liaison avec beaucoup de grands centres urbains comme Antsirabe, Antananarivo, Fianarantsoa, Malaimbandy et Morondava (par les RN34 et RN7). Betafo attire beaucoup de touristes car c’est là que se trouvent les tombeaux des premiers rois du Vakinankaratra. La station thermale d’Andranomafana oblige aussi certains malades à s’y rendre.
2-2-1-4/Ressources minières (Rasamoela, 2011) La région possède des carrières de pouzzolane qui ravitaillent les grandes cimenteries de Madagascar. On y trouve aussi des pegmatites, graphites, uranium, etc.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 19 2-2-2-RANOMAFANA (Institut National de la Statistique, Novembre 2004 et Institut National de la Statistique 2004-2005) La commune rurale de Ranomafana compte 3885 habitants d’après le dernier recensement (2004) formant 555 ménages répartis dans 6 fokontany sur une superficie de 48km 2 Comme infrastructures la commune possède : 7 routes bitumées, une route carrossable et 16 pistes ; 8 barrages dominant une superficie de 240 Ha dont 220 Ha irriguée; 3 EPP et un établissement privé confessionnel primaire comptant au total 675 élèves. Aucun centre de santé. Seul un fokontany sur 6 a accès à l’électricité et 2 fokontany seulement sont dotés de bornes fontaines
2-2-2-1/Elevage L’élevage bovin et porcin domine avec un effectif respectif de 851 et de 585.
2-2-2-2/Pêche et aquaculture 50 ménages agricoles pratiquent la rizipisciculture.
2-2-2-3/Ressources minières Les principaux produits miniers sont : le béryl, le crystal et l’anjamanga (chrome).
2-2-2-4/Agriculture L’agriculture est la principale activité de la commune d’Andranomafana. Les principaux produits sont : maïs, riz, pomme de terre, manioc, patate douce, soja, haricot, oignon, tomate et l’arachide. CONCLUSION PARTIELLE
Il semble que la zone étudiée possède un potentiel économique non négligeable. En effet, elle possède des sources de richesse avec des secteurs d’activité économique intéressants comme l’agriculture et la pêche qui, avec une exploitation efficace, peuvent être la clé du développement économique local. Le problème qui se pose étant le manque, voire l’inexistence d’énergie ; nous proposons parmi toutes les énergies disponibles (électrique, éolienne, solaire etc.) la géothermie qui a l’avantage d’être propre, renouvelable et la ressource est inépuisable.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 20 CHAPITRE 3 : LA GEOTHERMIE
3-1 LES SOURCES THERMALES (Garneau et Fauteux, 2009) On appelle eau thermale toute eau minérale chaude, mais la température n’est pas obligatoirement élevée. La notion de thermalité dépend de la température de l’eau à la source. Les sources thermales sont des émanations d'eau, de vapeur d'eau et d'anhydride carbonique à température élevée. Elles doivent leur origine à des émanations de vapeur d'eau provenant de zones profondes qui, lorsqu'elles atteignent les couches superficielles, se refroidissent et se condensent, donnant naissance à des eaux de températures très élevées. Dans certains cas, la vapeur d'origine magmatique rencontre sur son chemin ascendant des manteaux aquifères souterrains et transforme leurs eaux en eaux thermales. Bien que ces sources soient fréquentes dans les zones volcaniques, elles peuvent jaillir aussi dans des aires présentant des valeurs du degré géothermique supérieures à la normale. La température plus ou moins élevée des eaux thermales est non seulement importante du point de vue thérapeutique et énergétique, mais aussi parce qu’elle autorise souvent une notable concentration en sels dissous. Cette thermalité provient d’un parcours souterrain atteignant une profondeur telle qu’elle leur fait rencontrer des zones où la température est plus élevée qu’en surface. Ceci est particulièrement net dans les régions du volcanisme récent où l’accroissement de la température en fonction de la profondeur (gradient géothermique) est plus grand qu’ailleurs. Mais d’autres agents peuvent intervenir localement au cours du circuit thermal, tels que des réactions exothermiques (oxydation des pyrites, hydratation de l’anhydrite, etc.) et la désintégration des minéraux radioactifs.
3-1-1-CARACTERES HYDROGEOLOGIQUES DES EAUX THERMALES (Rafalimanana , 1982)
3-1-1-1/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.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 21 3-1-1-2/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.
3-1-1-3/ 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.
3-1-1-4/ 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.
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 22 3-1-2-CARACTERES PHYSICO-CHIMIQUES DES EAUX THERMALES
3-1-2-1/ Classification des eaux thermales La classification des eaux thermales peut se faire suivant plusieurs critères: la température; la minéralisation et la composition chimique (Ratsimbazafy, 2006). a) La température La température de l’eau au griffon est étudiée comme critère de classification des eaux thermales (tableau 3). Tableau 3 : types d’eau selon la température (Ratsimbazafy, 2006)
Type d’eau Température
Eau froide ‹ 20°C
Eau hypothermale 20°C – 35°C
Eau thermale 35°C – 50°C
Eau hyperthermale › 50°C
b) La minéralisation et la composition chimique
Comme les eaux normales, mais en général en plus forte proportion, les eaux thermales contiennent des sels dissous, dissociés en anions et cations de faibles concentrations. Selon leurs minéralisations et compositions, on peut classer les eaux comme suit (tableau 4) :
MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 23 Tableau 4 : Types d’eau selon la composition chimique (Ratsimbazafy, 2006)
Appellations des Appellations accessoires Particularités chimiques Autres caractères eaux fondamentales
Minéralisation souvent comprise entre 2 et 8 g/l 1-Sodiques
CO 2 libre très abondant
2-Calciques Ca 2+ atteint parfois 700 à 800 mg/l
a) Sodico-calciques : minéralisation intermédiaire entre 1 et 2
b) Calco-magnésiennes : comme Ca+ 2+ 2- Mg Bicarbonatées (CO 3) 3-Mixtes c) Chloro-bicarbonatées sodiques : minéralisation intermédiaire entre 1 et 5
10 g/l 4-Fortes D’autres sont chaudes Chlorurées sodiques 5-Faibles Teneur NaCl souvent très inférieure à 10g/l Cl +Na + Carbogazeuses Variétés regroupant des eaux riches en CO 2 6-Sodiques Faiblement minéralisées Chaudes La teneur en CaSO 4 atteint parfois la Froides, faiblement saturation (3 g/l) minéralisées 2- Sulfatées (SO 4) 7-Calciques Chaudes 8-Chlorosulfatées La teneur en NaCl étant plus élevée, la solubilité de CaSO 4 augmente calciques (jusqu’à 5 – 6 g/l) Faiblement minéralisées Généralement hyperthermales, un peu de 9-Sodiques H2S dissous 10-Chloro-sulfurées Faiblement minéralisées, mais riche en Généralement froides sodiques NaCl Sulfatées calciques à l’origine, mais réduites à faible profondeur par des bactéries ou des substances organiques incluses dans les roches traversées : ce sont des sulfurées calciques accidentelles. Teneur notable Sulfurées S2- en H 2S 11-Calciques 12-Calciques dégénérées Processus inverse : les sulfures sont oxydés en hyposulfites, sulfites et même sulfatés MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 24 3-2-LA GEOTHERMIE 3-2-1-DEFINITION (Revue périodique d’informations techniques et industrielles des thermiciens, 2010) La terre contient une quantité considérable de chaleur. D’après les connaissances actuelles, environ 99% de sa masse se trouve à une température supérieure à 1.000°C, avec des valeurs comprises entre 6.000 et 6.500°C dans le noyau. Cette chaleur a deux origines : une externe, l’autre interne. L’origine externe est due principalement au soleil et à la pluie, seules sources de chaleur significatives jusqu’à 15m de profondeur. L’origine interne, en revanche, est due à la chaleur produite par la décroissance nucléaire de substances radioactives présentes dans lesroches du sous-sol: c’est la seule source de chaleur pour des profondeurs supérieures à 20 m.Et c’est la seule chaleur qui, littéralement, peut être défini comme géothermique (du grec : chaleur produite par la terre). Toutefois, même au niveau international, le terme géothermie est généralement utilisé pour caractériser toute chaleur (d’origine interne et externe) emmagasinée par la terre. Par la même logique, le terme géothermie est généralement utilisé pour déterminer la discipline et les techniques qui consistent à exploiter cette chaleur. L’intérêt actuel vis à vis de cette chaleur, est dû au fait qu’elle peut être une source importante d’énergie alternative. Cependant, pour pouvoir être exploitée, cette forme d’énergie doit être acheminée à la surface. Dans certaines zones de la terre, la nature même fournit les moyens d’amener cette énergie en surface : c’est le cas des geysers et des thermes. Dans d’autres cas, en revanche, il faut recourir à des systèmes capables de capter les fluides chauds du sous-sol ou à échanger de la chaleur avec le sol. L’énergie géothermique, par rapport à d’autres énergies, a l’avantage de ne pas dépendre des conditions atmosphériques (par exemple le soleil, le vent ou les marées) ni des réserves de substances combustibles (par exemple la biomasse). Ce type d’énergie est donc stable et fiable à l’échelle humaine. MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 25 3-2-2-LES GRANDES FORMES DE GEOTHERMIE Selon la région et la profondeur du captage, la température du sol est très variable. On distingue 3 grandes formes de géothermie (tableau 5): Tableau 5: Les différentes formes de géothermie (Randrianatoandro, 2008) Forme Température Profondeur de Localisation captage fréquente géothermie haute énergie 1500m Dans les régions 100°C volcaniques géothermie basse énergie 30 à 100°C 1500 à 2500m Dans les grands bassins de sédimentation géothermie très basse 10 à quelques Dans le sous-sol et 30°C énergie centaines de m les aquifères 3-2-3-ENERGIE ET GRADIENT GEOTHERMIQUE L’énergie géothermique ou chaleur du sous-sol est l’énergie calorifique stockée sous la surface terrestre. Elle résulte surtout de la désintégration radioactive naturelle d’uranium, de thorium et de potassium. Généralement, cette énergie se trouve à grande profondeur ; ce qui rend difficile voire impossible de l’utiliser. Cependant certaines régions du globe en sont favorisées. A la différence de l’énergie issue de combustibles fossiles, elle produit peu de dioxyde de carbone et ne contribue donc pas au réchauffement de la planète. Selon les connaissances actuelles, les températures culminent à 6000°C dans le noyau et atteignent encore 1300°C environ dans le manteau supérieur du globe terrestre. Le flux géothermique qui parvient à la surface du globe dépasse 40 milliards de kW. Plus on descend à l'intérieur de la croûte, plus la chaleur augmente : C'est ce que l'on appelle le gradient géothermique (figure 6). MEMOIRES DE FIN D’ETUDES, Géologie, ESPA 2011 Page | 26 Figure 6: gradient géothermique (http://www.dstu.univ-montp2.fr) 3-2-4-FLUX THERMIQUE La chaleur terrestre remonte continuellement à la surface par conduction et se dissipe dans l’atmosphère à la proportion moyenne de 60 à 65mW/m2. C’est le flux géothermique, caractérisant l’existence d’un transfert de chaleur suivant une direction verticale, et défini par la relation (Randrianatoandro, 2008) : Δ Δ q : flux thermique souvent en [mcal/cm 2. s] ou en [mW/ cm 2] λ: Conductivité thermique en [cal/ cm 2 °C.s] ou en [mW/°K/cm] ou en CU Conductivity Unit (notation américaine)