DEUX CHAMPS GEOTHERMIQUES DE RIFTS OCÉANIQUES

AGENCE FRANÇAISE
POUR LA MAITRISE DE L'ÉNERGIE
A.F.M.E.
BUREAU DE RECHERCHES
GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
B.R.G.M.
DEUX CHAMPS GEOTHERMIQUES
DE RIFTS OCÉANIQUES ÉMERGÉS :
KRAFLA (Islande) et ASAL (République de Djibouti)
UNE ÉTUDE COMPARTIVE DES CONTEXTES GÉOLOGIQUES
ET DES MÉTHODES D'EXPLORATION
INSTITUT MIXTE DE RECHERCHES GÉOTHERMIQUES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
Rapport du B . R . G . M .
84SGN 216 IRG
i
BUREAU DE RECHERCHES
GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
B.R.G.M.
AGENCE FRANÇAISE
POUR LA MAITRISE DE L'ÉNERGIE
A.F.M.E.
B.P. 6009
45060 ORLÉANS Cedex
27, rue Louis Vicat
75737 PARIS Cedex 1 5
DEUX CHAMPS GEOTHERMIQUES
DE RIFTS OCÉANIQUES ÉMERGÉS :
KRAFLA (Islande) et ASAL (République de Djibouti)
UNE ÉTUDE COMPARTIVE DES CONTEXTES GÉOLOGIQUES
ET DES MÉTHODES D'EXPLORATION
par
A. GADALIA (Géothermie-Hydroénergie)
H. TRAINEAU (I.M.R.G.)
avec la collaboration de
V. BARTHES - B. BOUNIOL - P. DELPRETTI - Ph. MARIE
INSTITUT MIXTE DE RECHERCHES GÉOTHERMIQUES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
B.P. 6009 - 45060 Orléans Cedex - Tél.: (38) 63.80.01
Rapport du B.R.G.M.
84 SGN 216 IRG
Réalisation : Département Applications Graphiques
S O M M A I
RE
RESUME
AVANT-PROPOS
INTRODUCTION
1
Fiche 1 : STRUCTURE
3
1.1. - Le rift islandais
1.1.1. - Evolution géodynamique
1.1.2. - Les méc'anismes d'accrétion du rift islandais
1.1.3. - La tectonique active du champ géothermique
de Kraf la
1.2. - Les rifts de l'Afar
1.2.1. - Evolution géodynamique
1.2.2. - Les mécanismes d'accrétion du rift "Aden-Asal"....
1.2.3. - Le champ géothermique d'Asal : aspects tectoniques
4
4
6
11
16
16
18
25
1.3. - Synthèse sur la tectonique des zones d'Asal et Krafla
Fiche 2 : GEOLOGIE
30
2.1. - Le volcanisme islandais et ses produits
2.1.1.
2.1.2.
2.1.3.
2.1.4.
2.1.5.
29
-
Histoire du volcanisme islandais
La dualité "faisceau de dykes/volcan central"
Pétrologie des laves d'Islande
Le problème de l'origine des basaltes
Les formations de Kraf la
2.2. - Le volcanisme de l'Afar
2.2.1. - Histoire du volcanisme de l'Afar
2.2.2. - Les formations géologiques de la zone
"Asal-Ghoubbat"
2.3. - Synthèse sur le volcanisme des deux rifts
31
31
32
32
33
34
39
39
42
45
Fiche 3 : HYDROTHERMALISME
3.1. - Le contexte hydrothermal islandais
3.1.1. - Le flux de chaleur
3.1.2. - Aspects hydrogéologiques
3.1.3. - L' hydrothermal i sme fossile
3.2. - L'hydrothermalisme du champ de Krafla
3.2.1. - Méthodes d'études
3.2.2. - Résultats
3.3. - Le contexte hydrothermal du S.E. de l'Afar
3.3.1. - Méthodes employées
3.3.2. - Résultats
3.4. - Synthèse sur les conditions hydrothermales des deux rifts
Fiche 4 : GEOPHYSIQUE
46
47
47
47
50
50
50
51
54
54
55
59
60
4. 1. - Exploration gravimétrique à Krafla
64
4.2. - Exploration gravimétrique à Asal
67
4.3. - Exploration magnétique à Krafla
69
4.4. - Exploration magnétique à Asal
72
4.5. - Exploration électrique à Krafla
.....75
4.6. - Exploration électrique à Asal
79
4.7. - Exploration sismique à Krafla
81
4.8. - Exploration sismique à Asal
81
4.9. Synthese et comparaison des méthodes d'exploration
géophysiques
82
Fiche 5 : GEOCHIMIE
86
5.1. - Exploration géochimique de surface à Krafla
89
5.2. - Exploration géochimique de surface à Asal
92
5.3. - Géochimie des fluides de forage à Krafla
95
5.A. - Géochimie des fluides de forage à Asal
97
5.5. - Synthèse et comparaison des méthodes d'exploration
géochimiques
98
6 - CONCLUSIONS
Comparaison des méthodologies d'exploration des champs géothermique
géothermiques de Krafla et d'Asal
99
BIBLIOGRAPHIE des fiches "structure", "géologie" et "hydrothermalisme"
105
BIBLIOGRAPHIE des fiches "géophysique et "géochimie"
113
LISTE DES FIGURES
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
1
2
3
4
5
6
7
8
-
9 -
Fig. 10 Fig. 11 Fig. 12 Fig. 13 Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
14
15
16
17
-
Fig. 18 Fig. 19 Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
20
21
22
23
24
25
26
27
28
-
Fig. 29 Fig. 30 -
Localisation des ensembles structuraux de l'Atlantique Nord ..
Evolution des zones d'expansion récentes d'Islande
Localisation des axes d'expansion actuels
Carte structurale des zones néovolcaniques d'Islande
Essaim de fissures du rift septentrional
Modèle d'injection de dykes
Carte tectonique de la zone de Krafla
Représentation du bombement et de la subsidence dans la zone
de Krafla
Esquisse des trois grands systèmes tectoniques affectant
l'Afrique orientale et la Péninsule arabique
Frontières de plaques actuelles de la zone Asal-Golfe d'Aden .
Processus d'écartement du rift Asal-Ghoubbet
Coupes schématiques interprétatives des rifts d'Afar et
d ' Islande
Données géochronologiques sur fond géologique simplifié
(alentours du rift d'Asal et du Golfe de Tadjoura)
Mouvements du plancher du rift d'Asal lors de la crise de 1978
Coupe transversale du rift d'Asal Ghoubbet
Bombement longitudinal du rift d'Asal
Microsismicité du golfe de Tadjoura et des régions avoisinantes de 1974 à 1977
Evolution des laves actuelles de la zone de Krafla
Schéma du volcan central de Krafla et de la chambre magmatique
sous-jacente
Coupe géologique de la zone de forage de Krafla
Carte géologique simplifiée de l'Afar
Evolution des laves du rift Asal Ghoubbet dans le diagramme AFM
Schéma du flux énergétique pour l'Islande
Répartition des champs géothermiques de haute énergie en Islande
Données du Log n° 10 à Krafla
Modèle simplifié du champ géothermique de Krafla
Modèle de champ géothermique à Asal
Domaine de stabilité thermique des principaux minéraux hydrothermaux dans le champ géothermique d'Asal
Carte générale de l'anomalie de Bouguer de l'Islande
Modèle de densité crustale et mantellique de la zone IslandeFaeroe
5
7
7
8
8
10
12
15
17
19
20
21
23
24
26
28
28
35
36
38
40
44
48
49
52
53
57
58
61
61
Fig. 31 - Anomalie de Bouguer à Krafla
62
Fig. 32 - Carte résiduelle de l'anomalie de Bouguer
63
Fig. 33 - Carte de l'anomalie de Bouguer du Nord de l'Ethiopie
65
Fig. 34 - Carte gravimétrique du rift d'Asal
66
Fig. 35 - Carte aéromagnétique des champs géothermiques de Krafla et
Namafjall
68
Fig. 36 - Carte des anomalies magnétiques en République de Djibouti
et en Ethiopie
70
Fig. 37 - Carte du champ magnétique réduit au pôle du rift Asal
Ghoubbet
71
Fig. 38 - Schéma de répartition des résistivités au niveau du champ
géothermique de Namafjall
73
Fig. 39 - Carte de résistivité à 600 m de profondeur du champ géothermique de Krafla
74
Fig. 40 - Carte des résistivités apparentes du rift d'Asal (MELOS) .
16
Fig. 41 - Carte des résistivités apparentes du rift d'Asal ("rectangle") 77
Fig. 42 - Carte des conductances longitudinales du rift d'Asal (MT-5EX)
78
Fig. 43 - Activité sismique associée à l'épisode éruptif du volcan
Krafla en Septembre 1977
80
Fig. 44 - Cartographie des zones de flux thermique maximum à Krafla
87
Fig. 45 - Localisation des différentes sources et fumerolles du rift
Asal-Ghoubbet
Fig. 46 - Modèle d'alimentation des différentes sources du rift
90
Asal-Ghoubbet
91
Fig. 47 - Modèle simplifié du réservoir géothermique de Krafla
93
Fig. 48 - Modèle de champ géothermique à Asal
96
LISTE DES TABLEAUX
Tableau 1 - Composition des fumerolles de la région de Krafla
88
Tableau 2 - Age relatif du fluide dans différents puits de Krafla
93
Tableau 3 - Composition chimique des fluides de la zone inférieure
du champ de Krafla
94
RESUME
Cette étude
s'est attachée
à caractériser
et à
comparer
les
contextes
généraux des deux rifts océaniques d'Islande et d'Asal, ainsi que les contextes
géologiques
locaux
des
deux
champs
géothermiques
d'Asal
et
de
Krafla, avec notamment :
- position structurale du champ géothermique dans le rift,
- nature de l'édifice volcanique associé,
- pétrologie des produits émis,
- localisation, volume de la chambre magmatique et fréquence des
éruptions,
- manifestations hydrothermales (fumerolles, sources chaudes,...)
Dans la comparaison des contextes géologiques, ont été mis en évidence les
lPl?2. 2^es_pe_ct_if_s_de_ ¿a_tec^tojiique_ £t_du^ magmatijsme dans le processus d'extension de chacun des rifts ainsi que dans l'individualisation
des deux
champs géothermiques :
- Dans__le_ £i^t_is_landa^_s, portion de rift océanique émergé, le processus d'extension est contrôlé par une exceptionnelle production
de magma en profondeur. Le volcanisme
s'y
exprime
à la fois de
façon fissurale et centrale.
Le champ de KRAFLA, situé au sein d'une caldera, correspond à une
intense anomalie thermique localisée, résultant de la concentration
de matériel magmatique (sous forme d'intrusions, dykes, de chambre
magmatique) à faible profondeur dans la caldera, et s'exprimant en
surface par des éruptions magmatiques
fréquentes
et une activité
hydrothermale intense.
- Dans le rift d'Asal, portion de rift émergé en voie d'océanisation,
le processus d'extension est contrôlé par une tectonique d'ouverture (fissuration, basculement de blocs), et le volcanisme
uniquement sous forme fissurale.
s'exprime
Le champ d'ASAL, situé à la croisée de 2 directions
tectoniques
majeures, correspond â une anomalie thermique résultant de la coïncidence entre fracturation tectonique importante et gradient thermique élevé.
Dans le même temps, ont été comparées les différentes méthodologies d'exploration
(géologiques, géophysiques, géochimiques) mises en
oeuvre
dans
chacun des deux champs, en séparant :
-
d'une part, les travaux d'exploration
à finalité
spécifiquement
géothermique, réalisés par des organismes géothermiques.
- d'autre part, les travaux relatifs à la connaissance générale des
rifts menés par diverses équipes scientifiques.
- A - L'exploration du champ de KRAFLA résulte avant tout de travaux à
finalité
géothermique, avec
la mise
en oeuvre
de
méthodologies
spécifiques par des équipes de géothermiciens islandais, assurant
une bonne continuité et coordination des travaux.
Elle a été largement déterminée (et facilitée) par le contexte à
priori favorable : (1) l'abondance des manifestations hydrothermales de surface, (2) leur localisation au sein d'une structure délimitée (caldera).
- B - L'exploration du champ d'ASAL a été dominée par les travaux scientifiques portant sur la connaissance générale du rift. La diversité
des
objectifs
et
des
équipes
a été
préjudiciable
et
a
souvent
nécessité la réinterprétation de données trop générales.
Elle a de plus souffert de l'absence de structure favorable délimitant la zone à prospecter.
En conclusion, sur trois points généraux au moins, les similitudes entre
ces deux champs géothermiques de rift océanique émergé ont valeur de référence, et donc une incidence sur la méthodologie de l'exploration.
1 - La tectonique d'extension
est
toujours
structurale doit donc avoir une place
2
-
Les
champs
géothermiques
y ont
une
dominante et
l'analyse
privilégiée.
certaine
symétrie
axiale
(l'axe d'expansion), dont doivent tenir compte les méthodes d'exploration.
3
- Les
appareils
émissifs
étant
â
dominante
fissurale,
l'étude
pétrologique des laves est importante dans la localisation des
zones de différenciation magmatique.
AVANT-PROPOS
Les champs géothermiques de haute énergie ne se répartissent pas au hasard
à la surface du globe. D'une façon générale, ils coïncident avec les zones
où se superposent volcanisme, tectonique et hydrothermalisme actifs. Cela
correspond à des zones localisées aux frontières des plaques lithosphériques et sur quelques "points chauds"* intra-plaques.
L'essort pris par l'exploration géothermique ces dernières années a pleinement conforté cette observation. Néanmoins, si des méthodologies générales d'exploration ont été élaborées et développées sur divers champs indépendamment de leur contexte géodynamique, les stratégies de, recherche divergent souvent en fonction du pays ou de l'organisme chargé de l'exploration géothermique. L'un mettra davantage l'accent sur les apports de l'hydrogéochimie, l'autre sur ceux de la volcanologie et le troisième insistera sur
les aspect géophysiques. Le Département
Géothermie
du
B.R.G.M.
s'est efforcé depuis plusieurs années déjà de mettre au point une méthodologie rationnelle globale** combinant toutes ces techniques d'approche de
champ. La présente étude vise à affirmer et enrichir cette démarche, tout
en recherchant une adéquation maximale de notre méthodologie
aux diffé-
rents types de contextes géodynamiques mondiaux. Dans ce but, nous nous
sommes appuyés sur une comparaison des travaux d'exploration géothermique
réalisés par deux organismes (l'Orkustofnun*** et le département Géothermie du B.R.G.M.) dans deux champs géothermiques de contexte géodynamique
similaire.
*
L'utilisation commode du terme "point chaud" n'implique pas un accord
avec les hypothèses expliquant leur formation.
**
Tenant largement compte en particulier de la méthodologie OLADE (1978)
*** Commission Nationale de l'Energie, Reykjavik, Islande.
Deux champs géothermiques de rifts
océaniques émergés : Krafla (Islande)
et Asal (République de Djibouti)
Une étude comparative des contextes géologiques
et des méthodes d'exploration
INTRODUCTION
La géodynamique globale a conduit les géologues à définir de grands types de contextes tectoniques en privilégiant certains critères. Ainsi
les rifts océaniques ont-ils été individualisés par de nombreuses propriétés communes :
- ^n_géO£hy^ÍC|Ue
: croûte plus mince et plus dense, "manteau anormal"
peu profond, anomalies magnétiques symétriques de part et d'autre de
l'axe du rift et flux géothermique élevé (près de 30 % de la chaleur
perdue par la terre se dissipe le long des rides océaniques qui ne
représentent qu'l % de la surface terrestre. (HERMANCE, 1982 ; LILWALL,
1982 ; MORGAN, 1982 ; OXBURGH et TURCOTTE , 1968 ; SCHEIDEGGER , 1973 ;
TALWANI et al, 1965 ; VINE et MATTHEWS 1963 ; WATTS, 1982 ; ...)
~ SP— £éochimie_ _e^t jjtrojogie^ : magmas basaltiques primaires (MORB)
appauvris en éléments hygromagmatophiles, générés par un processus de
fusion partielle du manteau puis évoluant sous faible pression (KAY et
al, 1970 ; BARBERI et al, 1982 ; TREUIL et JORON, 1976 ; ...)
" £n_t£Cjtoni_que £t_VOl£aj1o2ogij[
:
tectonique d'extension avec relais
transformants ( HARRISON , 1974 ; . . . ) ,
souvent
sous-marines
associant
dynamisme fissurai, formations
hyalo-clastites
et
pillow-lavas,...
(CANN, 1970 ; . . . ) .
Les régions d'Asal (Rép. de Djibouti) et de Krafla (Islande) répondent
à tous ces critères et peuvent donc être considérées comme des portions
de rifts océaniques. En outre, ces régions ont la particularité commune
d'être émergées. Cela a focalisé sur elles, à la fois les études à
caractère scientifique (fonctionnement des dorsales océaniques) et les
travaux d'exploration puis de développement des champs géothermiques.
Cette connaissance relativement bonne des contextes
permet d'entamer une comparaison des deux champs.
géologiques
nous
Les critères géodynamiques qui ont prévalu à notre choix sont-ils
opérationnels au niveau de ces entités ? Peut-on déduire de la
caractérisation de ce type d'environnement ( rift océanique émergé) une
méthodologie particulière d'exploration (voire de développement) des
autres champs géothermiques de ce contexte.
FICHE
1
:
STRUCTURE TECTONIQUE
Géodésie
Tectonique
1.1. -
LE RIFT ISLANDAIS
1.1.1. Evoliition
Le début d1océanisation de l'Atlantique-Nord
crétacé (
â la fin du
80 M.A.) est provoqué par un premier rift entre le Labrador et
le Groenland, de direction NNW-SSE (ride du Labrador).(Fig 1)
Vers -60 M.A. une seconde ride médio-océanique (R.M.O. de
Reykjanes) se développe entre le bloc groenlandais et le bloc FäeroeEcosse, suivant une direction NNW-SSE. Entre -60 et -40 M.A., fonctionne
un système de 3 axes d'expansion : l'Islande forme un point triple à l'intersection de deux d'entre eux. Il est probable que le caractère émergé de
l'Islande a été acquis dès cette époque : des forages sur la ride IslandeFäeroe y mettent en évidence des produits volcaniques subaériens. (NILSEN,
1978).
Toutes les roches volcaniques islandaises ont un caractère
sùbaerien et les datations remontent au moins jusqu'à 20 M.A.
Vers -40 M.A. la direction d'expansion NNW-SSE (rides du
Labrador et Islande-Fäeroe) s'éteint. Le
pôle de
rotation des plaques
change, l'axe d'océanisation migre vers le Groenland et prend la direction
WNW-ESE. Le "bloc islandais" se constitue.
Vers -27 M.A. la partie Nord-Islande de la dorsale médioocéanique migre vers l'ouest, entraînant une réorganisation de la direction d'expansion ; le rift islandais se décompose alors en deux : au Nord
il acquiert une orientation méridienne (branche "Skagi-Langjökull") et au
Sud une orientation SW-NE (branche "Reykjanes-Langjökull). Ces directions
ont été conservées jusqu'à aujourd'hui.
Vers -4 M.A., à la faveur d'un jeu du système transformant
de Snaefellsnes, la branche Nord (celle de Krafla) du rift islandais migre
vers l'Est. La branche Sud (celle de "Reykjanes-Langjökull") est quant à
^«ri^EEäös*'
1
W/ ^?
'"«—N^^fy
"%&#
FIG.1 : LOCALISATION DES ENSEMBLES STRUCTURAUX
DE L'ATLANTIQUE NORD
ECHELLE
: 12 500 000
elle doublée vers 1,5 M.A. d'un segment de rift NE-SW prolongeant la nouvelle branche Nord. C'est vers 0,7 M.A. que la situation du rift se stabilise en l'état actuel.(Fig. 2)
La portion islandaise de la ride médio-atlantique est délimitée par deux zones transformantes :
- la megazone (senestre N-100) de Reykjanes au Sud
- la zone de fracture de Tjörnes (prolongée à terre par la
faille de Husavik (dextre, N-100) reliant la zone axiale
Nord à la ride de Kolbeinsey en Mer de Norvège.(Fig. 3)
L'histoire tectonique du rift islandais fait donc apparaître une complexité et une instabilité marquées par :
- des translations et des rotations de l'axe d'expansion
- le fonctionnement simultané de plusieurs rifts plus ou
moins bien individualisés.
- l'absence de failles transformantes classiques : cellesci étant remplacées en Islande par des zones â failles
normales en échelon, avec des structures décrochantes.
L'étude des processus et des structures actuels conforme et
précise cette analyse.
1.1.2. Les
1.1.2.1. Le processus d'écartement :
II s'effectue
par l'injection
de dykes
dans la
croûte (l'ouverture de fissures n'étant ici que la résultante en surface
de ces dykes), suivant des réseaux lenticulaires larges en leur centre de
2 à 20 km et longs de 70 à 100 km. (Fig. 4) Toutes proportions gardées, un
tel réseau (ou essaim, ou faisceau) ressemble â la vallée axiale d'une
dorsale océanique. L'orientation de ces fissures et dykes est cons-
A) Avant ¿,,5M.A.
1cm/an
1cm/an
LEGENDE:
*^£~~. Zone de décrochement
I
i Accretion depuis 4.5M.A.
^ y
Axe d1 expansion
I
\ Volcanisme actif
ËZ3
Zone fracturée
Synclinal
Taux d'expansion absolu
< 1cm/an
Direction de l'expansion
B) Actuel
1cm/an
0
"^~—
en accretion depuis <.,Q a 1,0 H . A .
SC
100
67»c
ISC
accretion depuis 1.0M.A.
1cm/an
FIG. 2
EVOLUTION DES ZONES D'EXPANSION
RECENTES D'ISLANDE
65'
Z.F.
SNAEFELLSNtí
1cm/an
Z.F.
REYKJANE?,
lé'c
en accretion depuis 1.5M.A.
accretion négligeable
2BT
0
2C
1ÇI0
200 km
JE_
FIG. 3 : LOCALISATION DES AXES D'EXPANSION ACTUELS
II«
H*
-ta*
-6Í«
<y
Zone neovolcanique
ê<"^ — - lbrunhes-cO,7M.A.)
= » ^ Zone du Rift latéral
• " Essain de fissures
Volcan central ou complexe voie
Caldeira
ldi
issure vole, ou bouclier de lave
-"5*" Lineament décrochant
Champ géothermique de H T
EHZ3 Couverture de moraines .laves
Laves tertiaires M H . A . I
Laves pliopléistoeêne (0,7 -3M.A.
FIG. U : CARTE STRUCTURALE DES ZONES NEOVOLCANiaUES D'ISLANDE
i
16-
F1G. 5 : ESSAIM DE FISSURES
DU RIFT SEPTENTRIONAL
Zone néovolcanique
Laves ptio-pléisfocènes
Laves tertiaires
Essaim de fissures
Lineament décrochant
O
Volcan central
ou complexe volcanique
tante dans un segment donné du rift actif, mais ils s'agencent suivant des
structures "en échelon" dextres ou senestres reproduisant à une plus grande échelle le mécanisme en vigeur au niveau du rift lui-même. L'existence
fréquente de structures transverses souligne le caractère non homogène de
la déformation (GRELLET, 1983).
La zone de production maximum de magma, la plus
dense en dykes, est généralement le siège d'une activité volcanique centrale (surmontant un réservoir magmatique Intracrustal) Fig. 5 et corollairement d'une intense activité hydrothermale.
1.1.2.2. Aspects quantitatifs
Les
mesures géodésiques effectuées dans le rift
Nord Islandais montrent que les vitesses de subsidence sont équivalentes
aux vitesses d'écartement. Le rejet des failles normales des zones actives
du rift est systématiquement compensé par les épanchements volcaniques. Le
taux d'accrétion est en moyenne de 1 cm/an. Cette valeur recouvre d'importantes variations suivant l'époque (en une même zone productive) et surtout le lieu (en raison des migrations de l'activité). Les bords du rift
ont une tendance à la surrection (rejet de plusieurs mètres à plusieurs
dizaines de mètre) relativement à la zone axiale lors des épisodes de
"rifting" majeurs ; cela explique le pendage des coulées de laves, augmentant vers l'axe (Fig. 6 ) . A ces mouvements d'écartement par épisode (1 par
siècle environ) se surimpose les pulsations pluriannuelles des volcans
centraux jalonnant la zone axiale.
La production de magma est donc exceptionnellement
élevée dans le rift islandais (4 à 5 fois supérieure à celle des autres
R.M.O.). Cela explique sans doute :
- la position "anormale" émergée de l'Islande ;
- la subsidence du plancher du rift à la fois par la surcharge lithostatique de l'empilement de laves et à la fois par l'effondrement de la zone de surface dans les fissures surmontant les dykes.
10
FIG. 6
MODELE D'INJECTION DE DYKES
( BODVARSSON
ET WALKER , 196/,
axe
du,Rift
\
\
HI
-QJ
\
—'
~
—
•
z
rm
o
S
o
c
Ol
\
\
\
3
<U
-a
a
o
S y
y
y
y
1.0
Intrusions
(dykesll
1.5
11
1.0
2.0
3.0
Distancesnormalisées a l'axe du Rift
11
1.1.3.
1.1.3.1. Méthodes d'étude :
1.1.3.1.1. Méthodes géodésiques :
De
premières
mesures
ont
été
effectuées
par
BERNAUER (1943) sur la vitesse d'ouverture du réseau de fissure de Krafla.
Un premier réseau extensif de repères géodésiques a été établi dès 1938,
permettant une bonne estimation des mouvements dans le rift Nord (NIEMCZYK
et al, 1943). Sur la base de ce réseau, et avec une amélioration des techniques, des précisions ont été obtenues vers 1965 (GERKE, 1969, 1974 ;
SPICKERNAGEL, 1966
; TRYGGVASON,
1968 ; DECKER,
1971
; SCHLEUSENER et
TORGE, 1971).
La crise de 197 5 a relancé les travaux de mesure
des mouvements du sol et des déformations de la croûte : nivellement de
précision (BJÖRNSSON, 1976), inclinométrie (TRYGGVASON, 1978a ; SINDRASON
et OLAFSSON, 1978), mesure de la largeur des fissures (BJÖRNSSON, 1979),
étude
des modifications
du cours
des
rivières
et
des
rives
du
lacs
(TRYGGVASON, 1976), mesure des distances au géodimètre (TRYGGVASON, 1978b;
GERKE et al, 1978).
1.1.3.1.2. Autres méthodes :
L'observation de l'ouverture d'essaims de fissures
est ancienne ; à Krafla, elle remonte à 1724-29. L'implantation
de la
petite centrale de Namafjall (1967-69) au Sud de Krafla sur le même faisceau de dykes n'a pas donné lieu à une exploration systématique de la région. Le lancement de la campagne d'exploration géothermique â Krafla en
1970 a suscité diverses études (SAEMUNDSSON, 1974, 1978 ; WALKER, 1975 ;
JAKOBSSON, 1978 ; BJÖRNSSON et al, 1977, 1979) ; la carte tectonique et
géologique de la zone Nord du rift islandais
(et donc
de la zone de
Krafla) a été alors réalisée. La crise de Décembre 1975 a réactivé les
campagnes d'étude du rifting par diverses méthodes (géodésiques et géophysiques essentiellement). Les forages ont amené des données supplémentaires
12
I
N
Parois de la Caldeira
Faille ou
•^fissure ouverte
Q à Zone géothermale
> Sites d'éruption (19751977)
O i t
FIG. 7
CARTE TECTONIdUE DE LA ZONE DE KRAFLA
(CALDÊÎRÂ
ET~ESSÄIM-DE:FISSURES)
9 4
Ban
13
concernant la position des dykes et de leur fréquence dans les couches
traversées. Enfin, des études de tectonique comparative entre les rifts
islandais et Afar ont permis de cerner des particularités de chacun et des
points communs dans le processus d'extension (MATTAUER, 1980 ; GRELLET,
1983).
1.1.3.2. Résultats :
Le champ géothermique de Krafla s'inscrit pleinement dans la zone de rifting Nord, au coeur d'un essaim de dykes, auquel
se surimpose un volcan central à caldeira.(Fig. 7)
L'essaim
de fissures de Krafla, concerné par le
dernier épisode d'extension, s'étend sur le plancher du rift sur 5 km de
large et 80 km de long. A cet endroit, le rift Nord Islandais comprend au
moins 5 faisceaux parallèles comparables à celui de Krafla. (Fig. 5). La
zone faillée de Husavik liée â la zone transformante de Tjb'rnes interfère
dans la partie Nord sous forme de fractures transverses au rift. La zone
de Husavik ne montre pas de décrochements mais est fortement marquée sismiquement.
Pour donner un ordre de grandeur des mouvements
occasionnés par un épisode de rifting, l'exemple de la période 1975-79 est
caractéristique ; il s'est alors produit :
- un élargissement total de 5 m sur le segment actif (5 x 80 km)
- un soulèvement des flancs de 50 à 100 cm
- une subsidence de 2 m environ de la bande centrale de 1 à 2 km de large.
- une contraction de 85 % à l'extérieur des flancs du rift.
Ces mouvements sont nettement dissymétriques :
- écartement plus fort au Sud qu'au Nord (entre 1971 et 1975, 30 cm contre
10 cm)
- soulèvement plus important du flanc Est par rapport au flanc Ouest.
14
II faut ajouter â ces mouvements, les déformations
dues au volcan central de Krafla. (Fig. 8) La caldeira située à quelques
kilomètres au NNE du lac de Myvatn au sein du réseau de fissures a un diamètre de 7 à 8 km. Un cycle volcanique se décompose en :
- une période de bombement (1 à 7 mois) avec augmentation de la pression
(et remontée du niveau de l'eau dans les forages profonds)
- une période d'affaissement
( 1 à 20 jours) durant laquelle des séïsmes
affectent la caldeira et la zone faillée
- un temps d'effondrement de la partie active du faisceau et d'apparition
de nouvelles fissures (et de fermeture d'autres) qui recoupent la caldeira
- une phase d'injection de dykes ou de sills s'accompagnant éventuellement
d'épanchements superficiels.
A l'issue d'un cycle, de nouvelles aires géothermales apparaissent et l'activité des anciennes augmente.
L'accumulation
de magma dans le réservoir situé
sous la caldeira provoque l'inflation du volcan, puis la lave s'injecte
dans l'essaim de fissures vers le Nord ou le Sud du volcan et forme un
dyke. La vitesse de propagation du magma est de 0,5 m/s au début et décroît quand le dyke s'allonge. Celui-ci peut atteindre 60 km ; le centre
de la caldeira peut s'affaisser de 2,5 m pendant un même événement subsident (EINARSSON, 1982)
La zone d'implantation de la centrale (Fig. 7) et
des forages a été choisie notamment en fonction de critères tectoniques ;
bien que centrée sur la zone géothermale, c'est-à-dire une zone de concentration de magma comme l'est la caldeira, les puits et les installations
évitent la zone de fracture médiane où se concentrent les derniers épisodes de rifting. A Namafjail par exemple, ces précautions n'ont pas été
suivies partout et un puits s'est vu rempli par de la lave en 1975.
I
Bord "Se
la Caldeira
• . . -•
A) Représentation des mouvements moyens
de bombement-subsidence (mars 1976 juillet77
0
I
2
3
4
B) Subsidence en octobre
31,1977 (mm )
C) Vitesse de bombement
juin-juillet 1977 (mrn/j.
5 km
IfSO1
_J
FIG. 8 : REPRESENTATION DU BOMBEMENT ET DE LA SUBSIDENCE DANS LA ZONE DE KRAFLA
16
1.2. -
LES RIFTS DE L'AFAR
1.2.1. Evolutiori
• Avant le Tertiaire» le socle continental Arabo-Nubien est
recouvert par une mer peu profonde déposant des calcaires puis des grès
sur une grande surface.
• Au Paléocène jusqu'à la fin de l'Oligocène , toute la région est en cours de surrection. Ce bombement arabo-nubien
s'accompagne
d'un volcanisme abondant : les trapps des plateaux.
• Au début du Miocène , le bombement se lézarde dans trois
directions qui vont contrôler la formation des rifts "éthiopien", "Mer
Rouge + Afar" et "Golfe d'Aden". Durant tout le Miocène (entre -25 et -10
M.A.) s'effectue un important rifting par basculement de blocs et injection de dykes, aboutissant à un amincissement et une transformation de la
croûte continentale.
• Pendant le Pliocène, l'histoire des 3 systèmes de rift se
différencie (Fig. 9) :
- le rift "éthiopien" végète à un stade subcontinental et
reste localisé (ouverture très lente accompagnée d'un
volcanisme siliceux)
- le rift "Mer Rouge" dont le système affectait toute la
région comprise entre les Plateaux Ethiopiens et Yéménites (exceptés les Alpes danakils), s'éteint au Sud
des Iles Hanish. L'ouverture reprend par contre en Afar
central
-
le rift "Golfe d'Aden" accélère son océanisation et
poursuit sa progression en coin vers l'Ouest depuis la
dorsale de Carlsberg. Le rifting du Golfe de Tadjoura
s'accompagne
d'un
abondant
volcanisme
(coulées
du
Dalha) entre 9 et 4 M.A.
• Au Quaternaire :
- la situation du rift éthiopien reste inchangée
- l'océanisation du rift Afar se concentre au niveau de
chaînes volcaniques bien individualisées. Le taux d'ac-
17
Localisation dt» »pictntr«« p»u profonds
Dortaltt
medio -ocia ni out«
FIG. 9
ESQUISSE DES TROIS GRANDS SYSTEMES TECTONIQUES
AFFECTANT L'AFRIQUE ORIENTALE ET LA PENINSULE ARABIQUE
(d'après LAUGHTON ,1967)
18
crétion augmente du Nord vers le Sud ; des alignements
volcaniques transverses signalent l'émergence
de sys-
tèmes transformants. Un tel système formé par un ensemble de failles normales joue entre le rift Afar et le
rift "Aden-Asal"
- le "rifting" atteint la région d'Asal entre 4 et 1 M.A.
après l'océanisation du Ghoubbat. L'orientation E-W des
segments du rift "Aden-Tadjoura" est modifiée par le
champ de contraintes de l'Afar Central. La zone de rifting est délocalisée : simultanément à la zone d'effondrement NW-SE d'Asal-Ghoubbat
se forment
les grab ens
NW-SE de Der Ela, Gaggade, Hanle, et E-W de Gob a'ad
dont l'océanisation avorte. Depuis 1 M.A., l'océanisation
se
concentre
dans
le
segment
de
rift
"Asal-
Ghoubbat".
L'histoire tectonique de l'Afar donne des exemples de formation de rifts continentaux et d'évolution de certains d'entre eux vers
des dorsales océaniques. L'étude de ces régions a ainsi permis :
- de préciser le processus d'extension/amincissement
crus-
tal des zones de rifting
- de mettre en évidence notamment les phénomènes de saut de
dorsale, de rotation de l'axe d'expansion,
d'émergence
progressive de zones transformantes, la non rigidité des
frontières de plaques, la délocalisation de la zone de
rifting, l'apparition de microplaques et la progression
en coin d'une ouverture océanique au sein d'une croûte
continentale transformée et amincie.
(Varet, 1973 ; BARBERI et VARET, 1975, 1977, 1978).
1.2.2. Les mécani£mesd^£Cj^é^iondii jrift"Aden-Asal/':
1.2.2.1. Le processus d'écartement :
Le déplacement en coin de la déchirure lithosphérique (COURTILLOT, 1980) vers l'Ouest s'effectue vraisemblablement de façon discontinue dans l'espace et dans le temps (Fig. 10). Tout d'abord,
l'orientation change : au niveau d'Obock, les segments de dorsale sont E-W
et la direction de pénétration de l'ouverture ENE-WSW ;
I"". .1
L ' V - H vallées
axiales
V/////A
transformantes
failles
FIG. 10
: Frontières de plaques actuelles de la zone Asal - Golfe d'Aden
(d'après les données géophysiques)
2U
1000
m
11
3 km
FUSION
FIG.11
PROCESSUS D'ECARTEMENT DU RIFT ASAL-QHOUBBET ( d'après B. ROBINEAU ,1979)
21
FIG. 12
COUPES SCHEMATIQUES INTERPRETATIVES DES RIFTS D'AFAR cl D'ISLANDE
AFARS
6,5
km/s
ISLANDE
6,5
km/s
6.5 km : vitesse des ondes sismiques
22
à partir du Ghoubbat la dorsale devient NW-SE comme la déchirure. Le processus s'initie â partir d'une croûte continentale déjà amincie et injectée de dykes depuis le Miocène ; un premier épisode d'effondrement se produit
accompagné
d'importantes
émissions basaltiques
phase de "calme" volcanotectonique suit généralement
(type
Dalha).
Une
cet épisode et se
traduit par la différenciation des magmas (émission de rhyolites de type
Ribta, RICHARD,
1979).
Cet
épisode
n'est
pas
toujours
nécessairement
localisé en un seul rift (Fig. 11). La déchirure progresse alors dans la
zone de plus grande faiblesse par un effondrement accentué et l'émission
de
basaltes
tholéiitiques.
L'essentiel
de
l'extension
est
ici
contrairement au rift islandais pris en compte par le jeu des failles
normales
(basculement de blocs) (Fig. 12) : les épanchements volcaniques
ne compensent jamais ni la remontée isostatique liée à l'étirement de la
lithosphère, ni, corollairement, la subsidence
liée au basculement des
blocs. Le mouvement différentiel des segments de dorsale est assumé par
des failles transformantes. Cependant entre la dorsale et les zones en
cours de rifting (qui la précède à l'ouest) le mouvement transformant peut
prendre la forme soit d'un décrochement net
1979)
soit
s'exprimer
par
un
système
de
(comme à Arta) (ROBINEAU,
failles
normales
(type
Mak'Arassou). (VARET et TAPPONIER, 1974) (Fig. 13).
1.2.2.2. Aspects quantitatifs :
Si l'on s'en tient à des mesures moyennes, la vitesse d'ouverture du rift d'Asal-Ghoùbbat est de l'ordre de 1 à 2 cm/an
(DELIBRLAS et al, 1974) ; celle du Golfe de Tadjoura est de 1 cm/an et
celle du Golfe d'Aden de 3 cm/an.
La vitesse de propagation de la déchirure vers le
NW est estimée quant à elle â 3 cm/an. Lors de la dernière période (197378) des mesures précises ont été effectuées sur le segment Asal-Ghoubbat
(Fig. 14) : la crise de 1978 s'est traduite par une extension de 2,40 m au
niveau du Ghoubbat et un effondrement de 70 cm sur une zone de 2 km de
large et 10 km de long dans le plancher interne. Les bordures du rift ont
subi une contraction et un exhaussement de 18 cm (KASSER. et al. 1979). Le
volume de lave émis s'est élevé à 0,016 knH. Le temps de récurrence entre
deux crises sismotectoniques est de l'ordre du siècle. Bien que la dernière
crise
soit
située
dans
la
partie
en
cours
d'océanisation
Ghoubbat), elle a également affecté le Golfe de Tadjoura.
(Asal-
ZONE DE
MAK'ARASSOU
N3
10 km
FIG 13-DONNEES GEOCHRONOLOGIQ.UES SUR L E FOND G E O L O G I Q U E S I M P L I F I E (alentours d u Rift d ' A S A L et du G O L F E D E T A D J O U R A ^
f
TOies
g é o l o g i q u e s sont celles d e la carte d e l ' A f a r du S u d - E s t . C N R - C N R S , 1 9 7 5 , r e v i s i o n s m i n e u r e s d e 0 . R I C H A R D , 1 9 7 9 .
DVolcanisme axial d'ASAL (indifférencié) 2)Unités basaltiques initiales des bordures 3)Serie stratoide de l'Afar «^Intrusions rhyolitiques de Ribta
5)Serie basaltique du Dalha 6)Rhyolites de Mabla 7)Sens des coulées pour les unités initiales 8)Points d'échantillonnage et age en millions d'années
9)Sédiments quaternaires
24
115 cm
SW
' t ' 35cn
,5
30
40
20
20/
,0
/
i
,3
40
1-
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155 cm
5M.
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:
•. ••
'
_1
'
> 80cm
Coupes topographiques avec les failles actives
x \^Ocm Quantité de rejeu récent
Effondrements cumulés
FIG. 14 : MOUVEMENTS DU PLANCHER DU RIFT D'ASAL LORS DE I_A CRISE DE 1978
25
1.2.3.
1.2.3.1. Méthodes d'études :
La région de Djibouti fait l'objet de considérations tectoniques vers 1930 au cours d'expéditions de Lamare et Teilhard
de Chardin. Vers 1945 sort la première carte géologique (au 1/400.00e) de
H. Besairie.
Il faudra attendre 1967 et la grande campagne CNRCNRS pour qu'une étude tectonique de la zone "Asal-Ghoubbat" (entre autres) soit entreprise. A partir des données de terrain, des photos aériennes (et du satellite ERTS) et d'un
lien avec d'autres disciplines des
sciences de la Terre une carte générale géologique de l'Afar au 1/500.000e
est éditée en 1975. Parallèlement, le lancement de l'exploration géothermique de la région d'Asal par le B.R.G.M. en 1970 a suscité un premier lever géologique au 1/100.000e en 1975 par le C.E.G.D.
Dès 1973, un premier réseau géodésique s'est installé. Diverses campagnes de géophysique, bathymétrie et draguage d'échantillons montrent incontestablement la nature de dorsale émergée du segment
de rift Asal-Ghoubbat (années 1970 à 76). Une étude de modélisation tectonique conduit à une caractérisation la zone de Mak'arassou (VARET, TAPP0NIER, 1974).
La crise sismo-volcanique de Novembre 1978 a été
l'occasion de réactiver l'étude du rift d'Asal-Ghoubbat : des mesures géodésiques sont effectuées (KASSER et al, 1979), une étude des effets tectoniques (R0BINEAU, 1979), des études minéralogiques (BIZOUARD et RICHARD,
1979) et pétrologiques (DEMANGE, VARET, 1979 ; CLOCCHIATTI, 1979), la géochronologie
isotopique ou micropaléontologique
(GASSE, 1980
; RICHARD,
1980), les données sismologiques (RUEGG, 1980) et le lever aéromagnétique
(COURTILLOT, 1980) permettent de préciser les connaissances du processus
de rifting ou des structures du rift "Asal-Ghoubbat".
La décision de développer le champ d'Asal en 1980
amène
une nouvelle campagne
(gravimétrie, diverses M.T
d'exploration
où les méthodes géophysiques
) apportent des données nouvelles pour la
connaissance des structures du rift.
SW
NE
ZONE
-100 J
m
0J
-"Petit
AXIALE
Rift"
Haut Central
l#xff&l Détritique
B B | Laves aériennes subactuelles
|ji ji ¡i| Calcaire lacustre - Diatomite
ON
A
A
[ A l Laves sous.aquatiques récentes
I»'I'll Hyoloclastile
|
FIG. 15 : COUPE TRANSVERSALE DU RIFT D'ASAL - GHOUBBET
I Série "stratoïde " alcaline
27
1.2.3.2. Résultats :
Le segment de rift "Asal-Ghoubbat" long de 55 km
est au coeur d'une structure dissymétrique allant des Monts Dir-Dir à 37
km au Sud de l'axe du rift aux Monts Gouda à 8 km au Nord. L'axe du rift
est donc nettement déplacé vers le NE. La zone émergée qui nous intéresse
plus particulièrement sépare le lac Àsal (-150 m sous le niveau de la mer)
du Ghoubbat Al-kharab par un seuil de 12 km de long. Le "plancher interne"
(ou "zone axiale") situé entre les murs antithétiques des grandes failles
NW-SE est large de 5 à 7 km. Le rejet cumulé des grandes failles bordières
atteint 600 m. Morphologiquement, le plancher interne s'apparente â celui
d'une dorsale océanique avec un "Haut Central" (Fig. 15), des fissures
ouvertes évoluant latéralement en failles normales,... La zone axiale concentre l'essentiel du processus d'extension
; néanmoins
un petit
rift
situé au NE est encore le siège d'une tectonique active et les murs bordiers montrent une activité intense. Le Haut Central placé lui-même au
Nord de l'axe du rift est le siège principal du volcanisme et de
la fis-
suration.
Outre le bombement "transversal" matérialisé par
le "Haut Central" (attribué à la compensation isostatique liée à l'écartement) un bombement longitudinal de 300 m d'amplitude affecte également la
zone axiale (Fig. 16). Son apex traverse le rift à 1 km des rives du
Ghoubbat. Ce bombement correspond à une structure profonde bien marquée
par la géophysique (arrêt et concentration des séismes à son niveau (Fig.
17), signaux M.T. et gravimétrique nets...), mais aussi par la tectonique
(infléchissement
sensible
des
accidents bordiers
et
amortissement
des
rejets de faille à son niveau). Ce bombement correspondrait au comportement d'un axe d'accrétion
entre 2 transformantes
(R0B1NEAU,
1979). La
position et la direction (NS) de ce bombement coïncide assez bien avec le
système de Mak'Arassou (qui lui-même emprunte d'anciennes fractures) : il
s'agit donc probablement d'une frontière tectonique majeure. Le champ géothermique d'Asal se situe à l'intersection
de cet axe et des fractures
principales qui forment la limite sud du rift.
28
axe du bombement
rx.
dernière« couleei de lovei
^*
autour de laxe du bombement
ttns d'écoulement de lo lave
O
GHOUBBAT
AL
KHARAB
FIG 16 : BOMBEMENT LONGITUDINAL DU RIFT D'ASAL
».
e
«
-12°N
s
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e
i
a
i
42so
r
H2so
U2HO
U2SO
F1G.17 : MICROSISMICITE DU GOLFE DE TADJOURA ET DES REGIONS AVOISINANTES DE 1974 A 1977
LES STATIONS DU RESEAU SISMOLOGIQ.UE DE L'OBSERVATOIRE GEOPHYSIQUE D'ARTA SONT INDIQUEES
PAR DES GRANDS CARRES PLEINS ET PAR LEUR SIGLE.
29
1.3. -
SYNTHESE SUR LA TECTONIQUE DES ZONES DE KRAFIA ET D'ASAL
Evolution
géodynamique
Rift Nord Islandais
Rift Asal-Ghoubbat
Développé à partir d'une
dorsale océanique préexistante.
Développé dans l'avancée
d'une dorsale parmi une
croûte continentale amincie et transformée,
(position intermédiaire)
Large zone affectée par le rifting à la suite de la
délocalisation, saut, rotation de l'axe d'expansion et
de sa convergence passée ou présente avec d'autres
rifts.
Processus
d'extension
Contrôlé par l'intrusion
de magma.
Contrôlé par une tectonique d'ouverture (fissuration, basculement de
blocs...
Zones d'accretion
Quelques faisceaux en
échelon dans un rift peu
accentué. Ces faisceaux
sont centrés sur des
appareils volcaniques qui
focalisent la plus grande
partie de l'activité
tectonique et magmatique.
Zone axiale essentielle
dans un rift très marquée
Dans les 2 cas la déformation est non cylindrique
(champs de contraintes hétérogènes).
Zones transformantes
Mal localisées, système de
failles normales.
Idem, mais interfère avec
la zone de rift.
Position du
champ géothermique
Intersection d'un faisceau
(intrusion + fissures) et
d'une caldeira.
Intersection de 2 structures majeures : mur bordier et accident transformant profond.
Vitesse
d'expansion
Age
1 à 2 cm/an. Une crise par siècle.
Formations plus jeunes qu'l M.A.
30
FICHE
2
:
GEOLOGIE
Géochimie
Pétrologie
Volcanologie
31
2.1. -
LE VOLCANISME ISLANDAIS ET SES PRODUITS
L'Islande se caractérise, on l'a vu, par une exceptionnelle production magmatique. Celle-ci, essentiellement
constituée
par des laves
basaltiques (90 %) est concentrée dans les diverses zones de rifting à
travers des faisceaux d'intrusions, la plupart du temps surmontés d'un
appareil
central, lieu
d'émissions
volcaniques
récentes
tant dans les formations volcaniques
siliceuses. Les
tertiaires
de
études
l'Islande
(projet IRDP) que dans la zone néovolcanique, confirment la permanence de
ce processus de formation d'une croûte océanique particulière au niveau de
1'Islande.
2.1.1.
Les formations géologiques d'Islande se décomposent suivant
leur âge en 3 groupes (Fig. 4) ; ceux-ci correspondent également â des
ensembles géographiques et morphologiques.
- Les formations néovolcaniques (jusqu'à -700.000 ans) sont
pour l'essentiel réparties dans les zones de rifting du centre de l'Ile.
Certaines se situent localement sur l'axe EW de Snaefellsnes. Ceci tient
compte à la fois des faisceaux de dykes et des volcans centraux (environ
200 dont 30 ayant eu des éruptions historiques).
- Les formations sous-glaciaires du Plio-pleistocène (0,7 à
3 M.A.) se répartissent de part et d'autre du rift actuel. Elles sont dominées par des hyaloclastites qu'accompagnent des pillow-lavas, tufs et
formations volcano-sédimentaires. Une morphologie
tabulaire
caractérise
ces terrains.
- Les formations volcaniques tertiaires ou "de plateau" occupent le reste de l'île, s'empilant
sur des épaisseurs
considérables
(jusqu'à 10 km). Elles sont constituées par une série de volcans centraux,
coalescents, centrés sur des faisceaux de dykes volcaniques et plutoniques, où sont confinés les produits acides et intermédiaires.
32
2.1.2. La_dua_li_t_é_"_f_ai_S£ea_u_de_ _dyk_es_
L'association des deux types de volcanisme (fissurai pour
les dykes, "central" pour les appareils centraux) se vérifie dans l'espace
et dans le temps ; le faisceau de dykes et son volcan central migrent de
la même façon et ont la même durée de vie (entre 0,5 et 1 M.A.) durant
laquelle ils émettent entre 200 et 600 km^ de lave et produits pyroclastiques.
La proportion de dykes sous
les volcans
centraux
peut
atteindre 50 % des formations encaissantes. Ces intrusions s'installent
pendant et sans doute même après les derniers épanchements de lave de
l'édifice. Contrairement au modèle jusqu'ici en vigueur, il a été montré
que les dykes se mettaient en place latéralement (comme à Krafla) et non
verticalement. La densité d'intrusions n'augmente pas avec la profondeur
(au moins jusqu'à 3,6 k m ) .
Quant aux coulées basaltiques, toutes subaériennes, elles
se caractérisent par leur faible épaisseur et par l'importance des zones
de brèches supérieure et inférieure. Elles sont parfois séparées les unes
des autres par de fines couches pyroclastiques acides, ce qui suppose un
lien entre les deux types de lave. Les produits acides et intermédiaires
(10 % du volume émis) se répartissent en intrusions (50 % ) ,
pyroclastes
(ignimb rites, retombées de cendres ..., 40 %) et laves (10 %) (WALKER
1960).
2.1.3.
Tous les types de basaltes se rencontrent en Islande sauf
les basaltes alcalins sous-saturés. Les tholeiites sont dominantes et leur
nature varie en fonction du degré de fusion du matériel mantellique :
- tholeiites à quartz au niveau des volcans centraux et de
la zone centrale des faisceaux de dykes (degré de fusion
élevé)
33
- tholeiites "primitives" à olivine aux extrémités des réseaux de fissures
- basaltes alcalins dans les zones à fracturation profonde
de la croûte.
L'Islande possède une proportion plus grande de roches évoluées que les autres R.M.O. Les roches intermédiaires (icelandites, ...)
et acides (rhyolites, comendites ...) se cantonnent au niveau des appareils
centraux
qui, eux-mêmes,
surmontent
des
réservoirs
magmatiques
intra-crustaux où s'effectue une différenciation. L'épaisseur anormalement
épaisse de la croûte islandaise peut expliquer une tendance du magma à y
séjourner, et
par conséquent
à se différencier davantage que
sur les
autres R.M.O. Le processus de différenciation est controversé .: soit cristallisation fractionnée progressive (CARMICHAEL, 1964 ; WOOD 1976, 1978),
soit refusion partielle de la croûte inférieure (0'NIONS et PANKHURST,
1973). Il semble cependant exclu qu'un processus de mélange magmatique
intervienne de façon dominante. La relative abondance de basaltes porphyriques à bytownites par rapport aux laves plus évoluées suggère que les
phénomènes de fractionnement massifs de plagioclases interviennent dans
les réservoirs ; mais ils seraient fréquemment interrompus par de nouvelles arrivées de magma profond.
2.1.4. Jiep£oblème jtel^jri¿ined^sbjisaltes :
Les hypothèses du Hot Spot (MORGAN,) puis du Mantle Blob
(SCHILLING) ont
été les plus souvent avancées. Indépendamment des argu-
ments géodynamiques avancés pour les justifier, c'est surtout sur la composition et l'abondance des magmas que se fondent les partisans du "Mantle
Blob". Deux types de magmas sont distingués :
-
des tholeiites appauvries en LIL, typiques des R.M.O.
(MORB) issues du manteau supérieur anormal,
- des tholeiites enrichies en LIL (Fe, Ti, K, P) rencontrées sur d'autres Hot Spots océaniques (Hawaï) remontés
du manteau inférieur par un "panache".
34
Ce modèle est critiqué (TREUIL & JORON, 197 5 ; BARBERI et
al, 1982) au profit d'un processus de fusion partielle de degré croissant
le long de la dorsale d'Islande, éventuellement couplé à des hétérogénéités du manteau.
2.1.5. Les_ formations_d¿ IÇraf¿a_:
2.1.5.1. Méthodes d'étude :
L'étude conjointe des autres portions de dorsale
océanique d'une part et des formations volcaniques tertiaires d'Islande
d'autre part, ont permis de grandes avancées dans la compréhension du volcanisme du rift Nord et de la région de Krafla en particulier. Ces études
réactivées
par
des campagnes
de forages
(IRDP) ou de dragage
(IPOD,
FAMOUS) ont beaucoup utilisé la géochimie des roches (REE, isotopes, ...)
sans négliger l'observation et la cartographie géologique (IRDP) comme la
pétrographie et la minéralogie.
A Krafla proprement dit, les travaux sur le risque
et le dynamisme volcanique se sont intégrés à l'étude tectonique du rifting : les deux phénomènes étant indissociables. Parallèlement, l'exploration géothermique de surface et de subsurface (2 forages d'exploration de
1 100 m ont été percés en 1974) conduisait aussi les géologues à préciser
les volumes de magma mis en jeu lors des éruptions récentes, le chimisme
des laves et ses variations, la minéralogie des produits émis et enfin le
modèle d'évolution des magmas de Krafla (GRÖNWOLD et MÄKIPÄA, 1978).
2.1.5.2. JjjB volcanisjne
Le volcan de Krafla est associé à l'un des cinq
faisceaux de dykes du rift Nord Islandais. Sa caldeira s'est formée durant
la dernière période interglaciaire (-120 à -100.000 ans). *Dans la période
post-glaciaire, le volcan a connu deux phases majeures d'éruption : l'une
vers 6 000 ans avec 13 éruptions â Krafla et 8 à Namafjall, l'autre à
2 900 ans avec 7 éruptions à Krafla et 7 à Namafjall. Ces éruptions se
15.
*i
AI 2 O 3
f
+
12
-
CaO
4-
13
-
11
-
10 —
2,5 15
Na 2 O
2,00.4-
14
-
13
0,3K2O
0,20,3-
12
11
0,2— MnO
0,1-
2,5 -
TiO2
0,2-
U
1.5 -
4-
P2O5
0,1-
i
6,0
5,0
7,0
o
(wr-%)
M
7!o
MgO
MgO (wt-%)
8,0
(wf-%)
^7 DECEMBRE 1975
+
SEPTEMBRE 1977
-
ECHANTILLON
•
AVRIL 1977
*•
SEPTEMBRE 1977
-
MOYENNES DE LAVES
•
SEPTEMBRE 1977
-
DE LAVE
FORAGE
FIG. 18 : EVOLUTION DES LAVES ACTUELLES DE LA ZONE DE KRAFLA
36
», ^ J .
*• i
(bouche d eruption)
HVERAGIL
(fissure emissive)
M T KRAFLA
LEIRHNJUKUR (cratère)
CHAMBRE MAGMATIQUE
FIG. 19
SCHEMA DU VOLCAN CENTRAL DE KRAFLA
ET DE LA CHAMBRE MAGMATIQUE SOUS-JACENTE
37
sont réparties surtout vers le Sud de la caldeira (pas au-delà de 5 km au
Nord. La majorité des produits est évidemment basaltique mais les roches
intermédiaires sont présentes sous forme de coulées (Fig. 18). Des éruptions sous-glaciaires siliceuses ont donné de larges dômes dans et autour
de la caldeira. Des cratères de mars sont également signalés.
Actuellement, au moins un réservoir situé à 3 km
(Fig. 19) sous la caldeira stocke le magma qui arrive à la vitesse de 5
m^/sec.
Jusqu'à présent, 3,9 x 10^ m^ de magma ont pénétré le système de failles
N-S de Krafla ; "seulement" 2,4 x lO^m^ ont été produit au cours des trois
éruptions. Les intrusions profondes (plus de 1 000 m) sont souvent de
nature plutonique (diabases, dolérites, granophyres, •••) comme en témoignent les sondages (Fig. 20).
Ces
intrusions
forment
l'ensemble
des
terrains
jusqu'à 1 500 - 1 600 m de profondeur. Vers 1 100 - 1 300 m un sill multiple est signalé tandis que les dykes demeurent fréquents jusqu'à -400 m.
En-dessous de 800 - 900 m, les terrains sont formés de laves aériennes et
au-dessus, le substratum du volcan est principalement constitué de hyaloclastites.
Les laves produites
par
ces éruptions
récentes
sont très vitreuses et de composition assez variable (7,4 ¿ MgO ÏS 5,2 % ) .
La température du magma varie entre 1 150 et 1 200°C avec une fÛ2 de
10-8,^7.
38
NW
KG-8
KG-IO
KJ-II KJ-7KJ-9 KW-I
0(480 Uli
Forage
Lave basaltique
altérée
| T T T ) Lave basaltique
" ' " fraîche
t\V-'.l Hyaloclastite
^.','Tj Brèche riche en basalte
|+
+| Dolente
jjf^l Granophyre
>
PROFONDEUR EN m.
Dykes
FIG. 20
COUPE GEOLOGIQUE DE LA ZONE DE FORAGE DE KRAFLA
( d'après KRISTMANNSDOTTIR 1978)
39
2.2. -
LE VOLCANISME DE L'AFAR
L'évolution du contexte géodynamique de l'Afar est jalonné par un
volcanisme varié étroitement lié aux épisodes et aux structures tectoniques (Fig. 21).
2.2.1.
Les trapps éthiopiens et yéménites émis durant l'Eocène et
l'Oligocène ont une composition variable : alcaline ou tholéiitique, basaltique ou différenciée (rhyolite ou phonolite). Leur dynamisme demeurait
fissurai.
• Les rhyolites miocènes (épisode Mabla) affleurent au Sud
du Ghoubbat et dans les Monts Goudda. De chimisme siliceux hyperalcalin ou
alcalin, elles sont produites par cristallisation fractionnée dans des réservoirs magmatiques oblongs de faible profondeur. Leur mode d'éruption
est fissurai et elles se présentent sous forme de nappes d'ignimbrite ou
de dômes-coulée. De rares coulées basaltiques y sont intercalées. A la même période (entre -25 et 10 M.A.) des stocks granitiques se mettent en
place dans le même contexte et avec un chimisme identique.
. Les basaltes du Dalha (8 à 3 M.A.) forment surtout des
entablements de coulées, très épais ("trapps"), de part et d'autre du Golfe de Tadjoura et jusque dans la zone Nord Ghoubbat. De nature plus alcaline, ces basaltes sont entrecoupés de nappes de ponces et roches différenciées. Cet épisode se clôt par la formation de plusieurs dômes rhyolitiques ("Ribta") à la croisée de structures tectoniques.
. Le volcanisme stratoïde (de 3 à -1 M.A) forme l'ensemble
le plus volumineux de l'Afar Central. C'est lui qui constitue le substratum des séries du rift à Asal (forages). Son chimisrae souvent transitionnel trahit l'apparition d'une croûte océanique dans cette région. Ses produits sont souvent différenciés formant des dômes rhyolitiques imposants
(Egeraleyta, Unda-Hemed au SW du Ghoubbat).
40
FIG. 21 : CARTE GEOLOGIQUE SIMPLIFIEE DE L'AFAR (d'après BARBERI et al 1975)
a) Chaînes axiales b) Centres marginaux c) Structure transverse
d) Serie stratoide e) Basaltes du Dalha f) Rhyolites miocènes
g) Granites miocènes h) Socle i) Zones étudiées
41
. Les basaltes de bordure du Golfe se mettent en place lors
de l'ouverture du Golfe de Tadjoura entre -4 et -1 M.A. (leurs âges suivent la progression de la déchirure depuis la zone d'Oboc à celle du
Ghoubbat Nord). Ce sont des basaltes pauvres en K2O à affinité tholéiitique. A mesure que l'on se déplace vers l'ouest, les basaltes sont de plus
en plus primitifs. Ce que l'on peut traduire comme une accélération du
phénomène d'expansion vers l'ouest. Le degré d'évolution des magmas de
cette série se limite aux ferrobasaltes : les conditions de stockage sont
donc intermédiaires entres les rides océaniques classiques et les chaînes
axiales (cf. infra) (BIZOUARD, RICHARD, 1980). La minéralogie confirme la
nature transitionnelle de ces roches et la cristallisation dans des conditions superficielles.
. Les chaînes volcaniques axiales de l'Afar Central traduisent l'océanisation de certaines zones du rift. Ces volcans initialement
fissuraux évoluent
en appareils
centraux
("boucliers"), la plupart du
temps avec des séries complètes de différenciation ("basalte transitionnels-pantellerite). Cela suppose l'individualisation de chambres magmatiques peu profondes (- 3 km). L'étude isotopique laisse penser que le matériel originel du manteau n'est pas homogène.
. Les alignements volcaniques transverses soulignent par
leur chimisme alcalin et leur origine profonde des tendances transformantes.
. Les centres siliceux marginaux traduisent quant à eux un
volcanisme de type rift continental (toujours actif dans le rift éthiopien) sur les marges mêmes du rift Afar.
Des contrastes apparaissent dans ce volcanisme :
- le caractère fissurai largement dormant
- l'abondance des produits appartenant â la lignée des basaltes transitionnels (ou faiblement alcalins ou de tendance tholéiitique)
- l'abondance relative des produits différenciés siliceux
(pour une zone d'ouverture).
Cela traduit un régime global de fusion du manteau assez stable
(avec des variations locales ou momentanées) lié à un processus d'ouverture lente.
L'hypothèse d'un "Hot Spot" a ici aussi été émise. Cependant, des
arguments tant tectoniques (la progression en coin vers l'ouest de la dorsale
Aden-Asal par exemple) que géochimiques l'exclue. (C'est à l'aplomb de ceprésumé
"Hot Spot" que se trouvent les laves les plus appauvries en éléments traceurs de
panache mantellique).
2.2.2. Les
2.2.2.1. Méthodes d'investigation :
Après les premières observations géologiques (1930, 1945)
de nombreux travaux de minéralogie, de pétrologie, de sédimentologie, devolcanologie, de géochronologie, et de géochimie furent entrepris par les équipes francoitaliennes (CNR-CNRS) entre 1967 et 1978.
Lors de la réalisation de la carte géo-
logique, le B.R.G.M. d'abord (1970) puis le C.E.G.D. entreprirent quelques analyses et datations. La crise de 1978 fût là aussi l'occasion de réactiver les études
fondamentales sous l'égide du P.I.R.P.S.E.V. de géochimie (R.E.E., isotopes, ...)
et minéralogie (microsonde, inclusions vitreuses ...) notamment.
2.2.2.2. Résultats :
L'ouverture du rift Ghoubbat-Asal date de 1 M.A. Le volca
nisme y est essentiellement fissurai (alignement de "spattercones") même si certains appareils sont d'une taille notable (Bourile Bahari). Néanmoins, les appareils alignés sont décalés de plusieurs mètres par rapport à la faille normale la
plus proche. Le basculement des blocs contraint le magma à suivre une autre voie
que celle du miroir de faille. Le caractère immergé de certaines zones durift
explique la présence de cônes de hyaloclastites de type guyot (Ginni-koma) et cra
tères d'éruption phréatique.
Les
formations
se
caractérisent
d'ailleurs
par
leur mode d'émission :
- subaquatique dans un premier temps (hyaloclastites et laves en pavés) et donc sur les marges du rift.
- subaériennes au-dessus des sédiments lacustres
(diatomites et calcaires coquilliers datés entre 8 500 et 5 300 B.P.) et
vers l'axe du rift. Dans cette dernière période, seules 5 ou 6 coulées ont
été émises ; elles font apparaître une migration des centres émissifs vers
le Nord (le "Haut Central" et le "petit rift") et depuis le Ghoubbat vers
le Lac Asal. Quatre types de lave sont représentés dans le rift AsalGhoubbat.
- Les basaltes picritiques sur les marges externes
du rift.
- Les basaltes s.s. parfois enrichis en phénocristaux de plagioclase sur les marges du rift.
- Les basaltes â andésine les plus abondants dans
le rift.
- Les ferrobasaltes issus des dernières coulées
des marges internes et de la zone axiale du rift.
Il existe donc un début d'évolution par cristallisation fractionnée de pyroxene, d'olivine et surtout de plagioclase, sous
faible fo£ et haute température (1 200° C ) , des magmas basaltiques transitionnels d'Asal (Fig. 22). La durée de cette différenciation est d'au plus
5 000 ans. Le sommet du réservoir est le lieu d'accumulation d'une mousse
à plagioclase (STIELTJES et al, 1976).
La dernière éruption de l'Ardoukôba a produit un
magma de même type que les précédents mais issu d'un réservoir indépendant
réalimenté par un magma d'origine moins profonde. Cette régénération est
confirmée par la géochimie des traces (JORON et al, 1980).
•
Laves aphyriqun
o
Laves à phénoenstau«
FIG. 22
EVOLUTION DES LAVES DU RIF ASAL-GHOUBBET DANS LE DIAGRAMME AFM
Les basaltes d'Asal se situent entre les tholeiites franches de la dorsale d1Aden-Tadjoura et les basaltes transitionnels
des chaînes axiales qui n'ont pas atteint le régime permanent des dorsales
océaniques (BIZOUARD et RICHARD, 1980).
La faible profondeur du réservoir (3 km ? ) , la
haute température du matériel fréquemment réalimenté, la largeur de la
zone affectée sont autant de conditions favorables à un flux géothermique
élevé en surface.
2.3. -
SYNTHESE SUR LE VOLCANISME DES DEUX RIFTS
Nord-Islande
Dynamisme
Asal-Ghoubbat
Volcanisme fissurai
associé à
Fissurai pur.
volcanisme central à caldeira.
Chimisme
Tholeiite à olivine à
ferrobasalte.
Différenciation rhyolite.
Magma primaire
Basalte picritique à
à la limite entre le basalte des dorsales (M.O.R.B.)
et le basalte transitionnel
Volume d'une
éruption (la
dernière)
0,0024 km 3
(+ 0,39 km
sous forme
0,016 k m 3
d'intrusion)
Réservoir
Toit à 3 km de profondeur
environ 3 km
magmatique
température entre 1 150 et
de profondeur
1 200° C. fo 2 = 10" 8 » 47
Périodicités
35 éruptions en 6 000 ans
à 1 200° C
5 (ou 6) en 5 000 ans.
FICHE
3
:
HYDROTHERMALISME
3.1. -
LE CONTEXTE HYDROTHERMAL ISLANDAIS
3.1.1. Leflux
En tant que segment de R.M.O., l'Islande connaît un flux
géothermique exceptionnel (56 MW/km) qui peut se décomposer en 3 composantes : (Fig. 23)
- qv chaleur transportée par le volcanisme (21 MW/km)
- qe chaleur dissipée par conduction (21 MW/km)
- qu chaleur apportée par l'activité hydrothermale (14 MW/
Km) (PALMASON, 1973).
Ce flux n'est pas réparti uniformément : il se concentre
dans la zone de rifting et plus précisément dans quelques zones de haute
température (dix-sept)
coïncidant avec des volcans centraux à produits
siliceux (Fig. 24)
Le flux varie ainsi 80 mW/m 2 (Islande Orientale) à 300
mW/m 2 (dans la zone active Reykjanes-Langjökull).
L'extension lithosphérique par injection de dykes est le
processus dominant invoqué pour expliquer cette anomalie thermique au niveau de la dorsale islandaise. L'élévation du gradient dans la zone active
est, quant à elle, due à la circulation hydrothermale jusqu'à une profondeur de 3 km au moins.
3.1.2. A.s_p_ec_ts_ t^yd_rog^ol_
L'origine des eaux géothermales islandaises est généralement météorique (ARNORSSON, 1976) à l'exception de la zone de Reykjanes.
Les abondantes précipitations que reçoivent les montagnes de l'intérieur
de l'île en sont à l'origine. Les eaux sont conduites le long des horizons
stratiformes et/ou des failles et dykes. Les aquifères se localisent surtout au contact de 2 ou plusieurs unités lithologiques (laves + hyaloclas
Flux advectif du á l'activité
de l'eau á basse température
Flux advectif du à l'activité
thermique de l'eau
s haute température
Flux de conduction
Volcanisme
Puissance
mécanique
Capacité
therm ¡ que
Transfert -de chaleur
magmatique
pour le mouvement
de la pla'qiï
aqûTl
Zone d'activité
hydrothermale
15
1
•Intrusions
\
Chaleur provenant
de la désintégration radioactive
dans la croûte et le manteau
supérieur
Fluxadvectif
du au magma
23
Flux conductif et advectif
provenant de la montée de la
phase solide
SCHEMA DU FLUX ENERGETIQUE POUR L'ISLANDE
24.
l
18*
22»
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66°.
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VESTMANNAEYJAR
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Laves dépassant 0.7M.A.
[ Zone néovolcanique
A
Champ géothermique de haute température
FIG. 24 : REPARTITION DES CHAMPS GEOTHERMIQUES DE HAUTE ENERGIE EN ISLANDE
50
tites notamment) (TOMASSON et al, 1975). La circulation hydrothermale provoque l'auto-colmatage
de certaines formations ; le métamorphisme d'en-
fouissement ou de contact (à proximité d'une intrusion) peut également
jouer ce rôle "minéralisateur".
3.1.3.
L'histoire hydrothermale de l'Islande est particulièrement
bien développée : le volcanisme s'est toujours accompagné d'une abondante
minéralisation secondaire. Celle-ci a permis d'enregistrer les différents
événements thermiques dans l'espace et dans le temps.
Ces réservoirs hydrothermaux associés aux volcans centraux
tertiaires, ont atteint jusqu'à 1 000 km-^. La durée de vie d'un système
convectif a été estimé à 10^ voire 2 x 10^ ans
3.2. -
L'HYDROTHERMALISME DU CHAMP DE KRAFLA
3.2.1. Méthode d. ' ëtuçte :
Dès 1960, G.P.L. WALKER mettait en évidence le métamorphisme d'enfouissement que subissait les coulées anciennes, au moyen d'une zonéographie minéralogique des zeolites de surface.
Le développement de l'exploration géothermique et, parfois
même avant, le développement de certains champs, ont apporté de nouvelles
données. Une campagne de forages de gradient (100 m a l
500 m) a été menée
vers 1970 assez systématiquement à travers l'Islande. Pour préciser le
flux régional, des études de conductivité des formations ont été réalisées
par K0N0N0V et al ; PALMAS0N et al (1979) ont obtenu des résultats de mesure du flux thermique, proches des courbes théoriques concernant les dorsales océaniques.
51
Les premiers forages profonds de Krafla
(et de 6 autres
zones) ont permis, grâce à l'équilibre trouvé entre la température et les
minéralisations in situ, d'avancer une zonation minérale type des aires de
haute température en Islande (KRISTMANNDÖTTIR, 1975).
Les argiles (smectites, chlorite), les zeolites et l'épidote sont les cibles traditionnelles de ces analyses.
En 1978, plus de 120 forages d'une profondeur supérieure à
1 000 m avaient été effectués dans la croûte islandaise. A Krafla, 23
trous ont été forés entre 1974 et 1983.
3.2.2.
Les gradients exceptionnellement élevés que l'on trouve à
Krafla (la plus haute température jamais enregistrée dans un forage islandais y a été trouvée : 345° C à 2 km de profondeur) sont dûs à la grande
activité volcanique de cette zone.
Les roches de la formation de hyaloclastites (pillow-lavas,
tuffs, ...) sont entièrement recristallisées et les laves très altérées :
une zonation des minéralisations apparaît (cf. KRISTMANNDÖTTIR, 1975) ;
vers 800 m se produit la transition d'un métamorphisme à faciès "zéolite"
au faciès "schiste verts" (Fig. 25).
Les principales manifestations de surface (sources chaudes,
fumerolles, cratères d'explosion) sont localisées au centre de la caldeira
(Leirhnjukur) et dans sa partie SE (gorge de Hveragill). La zone marquée
par les manifestations hydrothermales couvre une surface de 35 km^ et se
situe dans la zone d'extension reconnue du champ.
Leur cartographie détaillée montre qu'elles sont clairement
reliées à des réseaux de failles et de fissures ouvertes qui jalonnent la
caldeira.
52
FIG. 25 : DONNEES DU LOG N° 10 A KRAFLA
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PRINCIPAUX MINERAUX
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I
2OO0
53
FIG. 26
MODELE SIMPLIFIE DU CHAMP GEOTHERMIQUE DE KRAFLA
CIRCULATION DES FLUIDES GEOTHERMAUX
PROFIL DE TEMPERATURE
100
ISO
200
250
i
i
i
i
500 S50»C
i
i
-500
-0
-500
-1000
--1000
-1500 -
-2000-
-1500
. ' ' " V a p e u r y Eau ,
magmatique
degazee
250
500
750 m
-2000
Le champ de Krafla comporte deux aquifères productifs (Fig.
26)
- le premier de 200 jusqu'à 1 100 m est "à eau dominante" à
environ 200° C
- le second entre 1 100 - 1 300 m et au moins 2 200 m à
fluide mixte (eau - vapeur - CO2) à des températures
allant de 300 à 350° C.
Ces deux aquifères communiquent.
La production actuelle s'effectue à partir du deuxième réservoir dont l'eau est moins chargée et qui peut donner après un certain
temps de la vapeur sèche.
3.3. -
LE CONTEXTE HYDROTHERMAL DU S.E. DE L'AFAR :
L'étude des différents aspects liés à l1hydrothermalisme en Afar
s'est surtout réalisée en liaison avec l'exploration géothermique ; c'est
pourquoi nous nous limiterons à la République de Djibouti.
3.3.1.
Les mesures du flux géothermique ont débuté par 17 forages
de gradient allant de 50 à 180 m lors de la campagne de 1972-73. Pour des
raisons d'accessibilité, seule la partie SW du rift fût explorée.
Un survol de radiométrie infrarouge a été effectué en 1969
et 1971 dans les zones du Ghoubbat, d'Asal, de Garabaïs et du Lac Abhe en
République de Djibouti.
La campagne CNR-CNRS s'est également intéressée aux manifestations géothermales de l'Afar central (Dalhol, Lac Giulietti, Plaine
de Sardo-Tendaho, ...) entre 1968 et 1970.
55
L'étude des sources chaudes et fumerolles des environs du
Lac Asal a été entreprise en 1973-74 (LOPOUKHINE, 1973) puis reprise en y
incluant la zone Nord Ghoubbat en 1981.
La cartographie des dépôts de travertin hydrothermaux a été
entreprise en 1970 (STIELTJES, 1970) et reprise en 1981 (FABRIOL et al,
1981). La réalisation des 2 forages en 1974-75 a permis une connaissance
directe du réservoir géothermique. L'étude approfondie du fluide géothermal et de son comportement en production a été faite en 1981.
Enfin, l'étude des minéralisations hydrothermales du forage d'Asal-2 a été
réalisée en 1982 (ROCHER, 1982).
3.3.2. Résultat^ :
. Gradient géothermique
: la zone d'Asal-Ghoubbat
comme
d'autres portions de l'Afar central présente une anomalie thermique importante du même type que celles des dorsales océaniques voisines.
Les valeurs du flux obtenues dans le Golfe d'Aden sont de
2
3,9 Mcal/cm /s et pour la Mer Rouge de 3,4 Mcal/cm2/s.
Le gradient obtenu dans le champ d'Asal est de 25°/100 m
(contre 12° dans le graben de Hanle et 3°/100 m comme moyenne mondiale).
Dans la moitié SW du rift, les valeurs les plus élevées
du gradient superficiel se situaient au pied de l'escarpement sud (gradient de 2,9 à 5,9° C/lOm). Le centre du rift est parcouru par de l'eau de
mer circulant dans les fractures et abaissant le gradient superficiel.
. Hydrothermalisme actif (cf. fiche Géochimie) : les sources chaudes se répartissent sur le pourtour Est du Lac Asal (aux points
d'émergence de la circulation d'eau de mer du Ghoubbat), SE et NE (où les
eaux météoriques des hauteurs participent au mélange hydrothermal).
56
• Caractéristiques du réservoir : localisé entre 1 000 et
2000 m dans des laves de la série stratoïde, le réservoir géothermique
couvre une superficie d'environ 15 km .
La température mesurée au fond est de 2 58°C à 1 037 m, le taux de minéralisation de 110 g/1. Cela donne pour la production du puit Asal 1 un d-ébit
total (eau + vapeur) de 135 tonnes/heure avec 15O-16O°C pour 6 bars et
220° pour 15 bars. On estime atteindre 20 MW en puissance installée avec
une durée de vie de 25 ans. Le potentiel total du champ serait d'environ
300 MW.
Il est envisagé d'obtenir de la vapeur sèche dans la partie centrale du réservoir, les forages réalisés n'atteignant que la marge
sud du gisement (Fig. 27).
Un autre aquifère à 150° C se situe au-dessus de ce réservoir entre - 400 et - 500 m dans les rhyolites "stratoîdes"
. L'activité fumerollienne se concentre dans des zones de
"horst" : au sein du rift sur l'axe du bombement NS et dans la zone Nord
Ghoubbat au bord sud du horst de Moudou'oud. Ces zones fumerolliennes
coïncident bien avec d'autres anomalies et signalent la surface des circulations profondes de haute température. Les fumerolles du rift se situent
pour l'essentiel sur le flanc sud du Haut Central et à la limite Nord du
champ géothermique : elles marquent le début d'une zone de fuites du réservoir.
. Hydrothermalisme fossile : les minéralisations sont rares
à l'affleurement. Hormis la zone Nord Ghoubbat où existent des dépôts de
travertin, le rift d'Asal-Ghoubbat contient peu de traces d'hydrothermalismé ancien. L'étude des cuttings et carottes du forage Asal 2 souligne
l'intérêt des argiles comme traceurs thermiques (Fig. 28). La présence de
certains couples de minéraux permet de définir assez précisément des
intervalles de température (hématite-dolomite pour 170° C et albite-épidote pour 240- 250° C ) . Les zeolites sont absentes.
57
-
_- A S A L
j Zone o vapeur domíname possible
jzone â vopeur dominante probable
J Zone a" eou(saumures) dommonte
COUPE A
O
_ Nnaav statiguc
(•ou M mar)
.1000m
FIG. 27 : MODELE DE CHAMP GEOTHERMIQUE A ASAL
^>*v>s>^
^^^v^.^^
^ - » ^ ^
linéraux
hydro thermaux
Températures de 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 220 230 240 250
stabilité en
°C
^^^«^^^
^^^^
Montmorillonite
mel.int.montm.illites
illites
pyrite, chalcopyrite
hématite
dolomite
•
•
épidotes
albite
FIG.28 : DOMAINES DE STABILITE THERMIQUE DES PRINCIPAUX MINERAUX HYDROTHERMAUX
DANS LE CHAMP GEOTHERMIQUE D'ASAL (données du forage d'Asal 2)
00
59
3.4. -
SYNTHESE SUR LES CONDITIONS HYDROTHERMALES DES DEUX RIFTS
Nord-Islande
Flux-gradient
Origine
200 à 300 mW/m2
Météorique
Asal-Ghoubbat
25°C/1OO m
Marine + météorique
Nature
Vapeur dominante +
Eau dominante
fluide
eau dominante
(+ vapeur dominante ?)
Minéraux
Zeolites + épidotes
Argiles + épidotes
traceurs ther-
abondants
plus rares
Manifestations
Abondantes sources chaudes
Sources et fumerolles
hydrothermales
et fumerolles localisées à
plus rares.
l'extension du champ
Sources localisées au
miques en forage
niveau hydrostatique
(Asal et fumerolles à la
limite du champ et de la
zone active.
Réservoir
géothermique
Laves + hyaloclastites
Laves fracturées
60
FICHE
A - METHODOLOGIE
DE L'EXPLORATION
- Gravimétrie
- Magnétisme
- Méthodes électriques
- Sismique
GEOPHYSIQUE
61
6«'_
-64
LEGENDE !
Laves plus anciennes que 0,7 M.A.
Tone néovolcanique
champ géothermique de haute température
Figure 29 - Carte générale de l'anomalie de Bouguer de l'Islande, modifiée
d'après MAKRIS (1975) et STEFANSSON (1981)
W
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(MIAMCf M KLOMlUMt
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•
L
1
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Ui
H—|SS +
2
p
3
/
I'
l-l.l
\e DONNEES SISMIQUES
1)Pálmason,1971
2)Bott etal.j1971
3)Casten, 1974
Figure 30 - Modèle de densité crustale et mantellique, de la zone
Islande-Faerve, d'après MAKRIS (1975)
O
1
2
3 km
Figure 31 - Anomalie de Bouguerà Krafla (D = 2.3), d'après KARLSDOTTIR et al. (1978)
Légende :
1 - limite du réservoir géothermique de Krafla
2 - bordure de la caldera de Krafla
3 - intervalle des courbes : 1 mgal
585000-
Mynd 6.2
0RKUST0FNUN
¿in ,
T S54
Krollo
F 16 838
Figure 32 - Carte résiduelle de l'anomalie de Bouguer, d'après KARLSDOTTIR
et al. (1978)
Champ régional choisi : 18 + 0.5 y ; intervalle des courbes : 1 mgal
1 - bordure de la caldera ; 2 - limites du réservoir géothermique
4.1.
EXPLORATION
GRAVIMETRIQUE A KRAFLA
METHODES
1. - Approche générale de l'île (1954 à 1974) : mise en évidence
d'une anomalie négative centrale (-30 mgal), attribuée à
une hétérogénéité
du manteau supérieur, siège de fusion
partielle. (EINARSSON, 1954 ; MAKRIS, 1975, fig. 29 et 30).
2. - Approche régionale du Nord de l'Islande (1964 à 1974) : mise en
évidence d'une anomalie négative régionale (5 mgal) au niveau de la partie centrale de la zone volcanique de Krafla.
(SCHLENSENER, 1974 ; SCHLENSENEP et al, 1976).
3. - Approche locale du champ de Krafla (depuis 1975) : approche
spécifiquement
champ
de
destinée
Krafla
à
(environ
l'exploration
120
géothermique
km ) , et
réalisée
du
par
LORKUSTOFNUN. Parallèlement, elle a également servi au suivi de l'épisode de rifting lié â la crise volcanique qui a
débuté en 1975. (STEFANSSON, 1981).
INTERPRETATION
La carte d'anomalies de Bouguer (Fig. 31) met en évidence la juxtaposition de petites anomalies lourdes et légères à l'intérieur de la
caldeira
de Krafla. Si l'on
s'intéresse
uniquement
à
l'anomalie
résiduelle, on remarque une série de petites anomalies lourdes (Fig.
32) :
- soulignant les rebords de la caldeira
- correspondant assez bien à l'extension du réservoir géothermique.
Ces anomalies lourdes sont généralement attribuables à deux phénomènes :
- une densité maximum d'intrusions magmatiques
- un colmatage des pores par des minéralisations hydrothermales .
Les données de forages montrent que ces deux phénomènes coexistent
largement dans le champ de Krafla.
Les mesures gravimétriques ont également permis de suivre en détail
les épisodes successifs d'inflation et de déflation de la caldeira
de Krafla. L'intégration des données géodésiques et gravimétriques
suggère que l'inflation et la déflation de la caldeira sont contrôlées directement par les arrivées et fuites périodiques de magma
dans une chambre magmatique relativement superficielle (3 à 7 km).
65
36*
18.34"
16
38*
¿O*
42'
«V
Niveau de référence H = 0 m
Densité utilisée pour°les
f
corrections p = 2,67 g/çm?.
corrections topoçraphiques
et de Bouguer sphériques
corrections topographiques
utilisant les zones de/
Hayford 1 à 0 2
/
champ normal de gravi/té
calculé avec Four. Itfit. Grav. 1930
o : stations gravimétriques établies par*\
l'Institut de Géopht/sique (Uni. Hambourg) H
A : stations graviméjtriques de
.11D..¿
sources variées
f\
isoliques en [TngaT|
U
100
0
200 km i
projection polyconigue
Préparée par
- J. MAKRIS,
¡, J. ZWME
ZW1MERNAR0N
Inst. de Géophysique
Un. de Hambpurg-^
- P. GOUIN Observatoire
Géophysique de l'Univ.
12
\y Ababa
10'
8*
6*
34*
i
Computed: Rechenzentrum Uni. Hamburg
36*
Drawn M. Eiters
38*
40*
42*
Figure 33 - Carte de l'anomalie de Bouguer du Nord de l'Ethiopie
tirée de MAKRIS (1975)
6*
a*
Figure 34 - Carte gravimétrique du rift d'Asal tirée de CORREIA et al. (1983)
1 - faille ; 2 - zone à nombreuses anomalies locales ;
3 - limite de compartiment ; 4 - emplacement des forages Asal 1 et Asal 2
61
4.2.
EXPLORATION
GRAVIMETRIQUE A ASAL
METHODES
Approche
générale
de Djibouti
: lever
gravimétrique
général
de
l'Afar (MAKRIS, 1975 ; Fig. 33).
Approche
régionale
Asal-Ghoubbat
:
lever
réalisé
par
l'INAG
(DELATTRE, 1973) dans le but de mieux cerner la structure
générale du rift Asal-Ghoubbat dans le cadre géodynamique
régional
; nouvelle campagne gravimétrique
(réitération)
après l'éruption de l'Ardoukoba en 1978.
Approche géothermique locale : lever gravimétrique détaillé de la
zone prospectée, réalisé par le BRGM (BARTHES et al, 1980):
environ 800 points de mesure sur une surface de 120 km ,
définie à partir des résultats de l'approche générale et
régionale.
INTERPRETATION
La cartographie de l'anomalie de Bouguer (Fig. 34) montre une anomalie légèrement négative (-30 à -40 mgal) sur l'ensemble de la zone
Asal- Ghoubbat (environ 120 k m 2 ) .
La direction principale des anomalies est contrôlée par les grandes
directions tectoniques du rift NW.SE. Elle confirme l'extension en
profondeur des grands axes de fracturation observés en surface. La
région centrale du rift, correspondant à la zone principale d'injection magmatique et de volcanisme récent, se caractérise par des anomalies moins légères que dans les autres parties du rift.
Cette cartographie met en évidence une zone allongée (15 km^), caractérisée par une concentration de nombreuses anomalies lourdes et
légères, de faible amplitude. Cette concentration signifie une complexité structurale importante et le caractère superficiel des sources responsables ; ceci peut s'interpréter comme la coexistence de
nombreuses petites unités structurales indépendantes, résultant d'un
système de fracturation très dense.
D'un point de vue géothermique, cette zone semble donc â priori la
plus favorable.
t
N
Myvotn
4 km
CHAMP MAGNETIQUE EN KILOGAMMA
intervalle entre les contours
0.5 Kilogamma
Bord de la caldera
Limife du réservoir géothermique
Figure 35 - Carte aéromagnétique des champs géothermiques de Krafla et Namfjall,
d'après PALMASSON (1975)
69
4.3.
EXPLORATION
MAGNETIQUE A KRAFLA
METHODES
Approche générale et régionale (196 5 à 1973) : mise en évidence
d'une importante anomalie positive régionale correspondant
à l'axe néovolcanique actuel.
Au sein de cette zone néovolcanique, des anomalies négatives de courte longueur d'onde
(1 km) correspondent en
surface à des zones d'émergences haute température et de
dépôts hydrothermaux (SERSON et al, 1968 ; BECKER, 1980).
Approche locale des champs de Krafla et Namajfall (1970) : lever aéromagnétique sur une surface de 180 km^, réalisé par l'Université des Sciences Islandaises.
INTERPRETATION
Mise en évidence d'anomalies négatives très prononcées dans
la caldeira de Krafla, définissant une orientation NW-SE.
qui coïncide exactement avec l'extension du champ géothermique (Fig. 35 )•
Le champ de Namajfall est également
caractérisé par des
anomalies négatives prononcées.
Ces anomalies négatives sont interprétées comme résultant
de l'altération hydrothermale des minéraux magnétiques (démagnétisation) sous
l'action
des
fluides
haute
tempéra-
ture.
Ces anomalies négatives
sont bien
connues dans d'autres
champs géothermiques (KARLSDOTTIR et al, 1978 ; STEFANSSON,
1981).
70
Figure 36 - Carte des anomalies magnétiques en République de Djibouti et
en Ethiopie. La frontière de plaques est indiquée pntre 44°E
et 40°20'E. La zone de Mak'arrasou est indiquée par une ligne
interrompue. La limite entre zone magnétique océanique et
zone magnétique calme est figurée par une ligne sinueuse épaisse.
Les deux panneaux du levé correspondent respectivement à une
altitude de 2 000 m (Ouest-Terre) et 600 m (Est-Mer). D'après
COURTILLOT et al. (1980).
m
\
fW
o
Figure 37 - Carte du champ magnétique réduit au pôle du rift d'Asal-Ghoubbet.
1 - intervalle en kilogamma ; 2 - possible zone de fracturation transverse ;
3 - axe principal du rift ; 4 - emplacement des forages Asal 1 et Asal 2 ;
5 - faille
72
h.h.
EXPLORATION
MAGNETIQUE A ASAL
METHODES
Approche générale et régionale : premier lever aéromagnêtique général de la région, réalisé par l'Université
de Newcastle
(GIRDLER et al, 1970) ; second lever plus détaillé réalisé
en 78 par la CGG, pour le compte de l'IPGP et du BRGM : altitude de vol 2 000 m, espacement des lignes de vol 5 km,
superficie couverte supérieure à 40 000 km 2 (COURTILLOT et
al, 1980 ; BARTHES et al, 1980).
Approche locale de la zone Asal-Ghoubbat : interprétation des données du lever aéromagnétique général, non destiné spécifiquement à l'exploration géothermique.
INTERPRETATION
Compréhension du cadre géodynamique régional : structure et extension du
failles
rift océanique
jusqu'au
lac
transformantes, détermination
Asal, mise
du
taux
en
évidence de
d'expansion
moyen
1 cm/an), ... (fig. 36).
Mise en évidence du plancher interne du rift et des flancs externes
du rift, c'est-à-dire des zones hors des injections magmatiques et
de l'activité sismique importante. Une forte anomalie positive centrale définit l'axe principal de remontée magmatique ou la concentration d'intrusions est maximum (fig. 37).
Un décalage de l'axe de cette anomalie centrale suggère l'existence
d'une possible zone de fracturation transverse, perpendiculaire au
rift, et coïncidant avec une zone d'anomalies gravimétriques.
73
SHMBS
zone des trapp s
"cb ballte
¿one de naute terperature
M=
SH zone
, „ T néoc
volcanique
zcre ces
trapps de basalte
7 station tellurique
T station macpétotellurique
i riEsurs de dipôle
Ohm
Les narbres sont; des rásistivités en Sin
(
l'échelle horizontale est la mare que l'échelle de proiundeur sous 1 km
Figure 38 - Schéma de répartition des résistivités au
niveau du champ géothermique de Namafjall
selon une section perpendiculaire à la zone volcanique
basé sur des données de sondages Schlumberger,
dipôle et magnétotellurique ; tirée de PALMASON (1975)
CHAMP GEOTHERMIQUE DE KRAFLA
RESISTIUITE A 600 m DE PROFONDEUR
tN
ooo
LEGENDE
Zone de faible résistivité
Résistivité inférieure à 10 On
Résistivité par sondages Schlinfcerger
résistivité en Un
Bord de la caldera
3 km
Figure 39 - Carte de résistivités à 600 m de profondeur du champ géothermique de KRAFLA, tirée de STEFANSSON (1981)
75
4.5.
EXPLORATION
ELECTRIQUE AKRAFLA
METHODES
Approche générale : Depuis 1970, de nombreux sondages électriques et
magnétotelluriques, ainsi que des profils tellurique-magnétotelluriques ont été réalisés. Ils ont permis l'étude générale de la structure électrique profonde (croûte et manteau supérieur) en corrélation avec les données thermiques
régionales et les modèles
sismiques de structure
de la
croûte et du manteau supérieur.
Le principal apport a été la définition d'un modèle thermique de la croûte et du manteau supérieur islandais avec notamment (fig. 38) :
- La mise en évidence d'une anomalie thermique â l'échelle régionale, et non seulement locale (liée au volcanisme récent), résultant d'un gradient de température
anormalement élevé dans le manteau supérieur.
- La faible résistivité (5 à 10 fi .m) à la base de la
croûte (6 à 12 km) dans la zone néovolcanique, attribuable à un processus de fusion partielle.
- L'importance des variations latérales de la résistivité
dans la croûte (entre 3 et 5 km de profondeur), dues
aux processus hydro-thermaux.
Approche locale : nombreux sondages électriques
(quadripole, dri-
pole) réalisés dans la zone de prospection de Krafla et de
Myvatn (1970-71 et 1976-77) ; environ 50 sondages sur 150
km ¿ environ.
INTERPRETATION
Existence d'un terrain conducteur (10
.m) de quelques centaines de
mètres d'épaisseur, localisé dans la partie centrale de la caldeira,
et correspondant bien aux limites du champ géothermique.
La carte de résistivité à 600 m de profondeur se córrele très bien
avec l'aire d'altération hydrothermale en surface (fig. 39).
A des profondeurs plus grandes (au-delà de 800 m ) , l'image de la résistivité devient plus complexe et elle semble augmenter entre 800
et 1 000 m de profondeur.
c
CD
DJIBOUTI
ISORESISTIVITES
APPARENTES
MELOS INCLINAISON
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79
4.6.
EXPLORATION
ELECTRIQUE A ASAL
METHODES
Approche locale
: différentes méthodes ont été appliquées
sur la
zone Asal-Ghoubbat (environ 120 k m ¿ ) , essentiellement pour
l'exploration géothermique et accessoirement â la suite de
l'éruption de l'Ardoukoba en novembre 78 : sondages électromagnétiques MELOS (BRGM, 1972), sondages magnétotelluriques MT5EX (BEICIP, 1981) et MT harmonique (CNRS, 1981),
sondages électriques par dispositif rectangle avec électrodes d'injection distantes de 14 km (BRGM, 1981).
INTERPRETATION
Les sondages MELOS (fig. 40) donnent une image de la répartition des
résistivités à quelques centaines de mètres de profondeur ; ce sont
eux qui ont guidé l'implantation des forages Asal 1 et Asal 2 dans
une zone à faible résistivité (10fi.m) et correspondant à une fracturation importante en surface.
La carte de résistivité
électriques
fait
(fig. 41) obtenue à partir des sondages
apparaître
une
zone
conductrice
présentant
des
maximums locaux très nets. Asal 1 est situé sur le flanc sud de l'un
de ces maximums. Plus au NE, apparaît une autre anomalie très conductrice, correspondant
â une
région
très
fracturée
en surface.
Cette anomalie conductrice épouse le bombement du rift d'Asal, bombement attribué à une remontée de magma vers la surface, responsable
du flux thermique élevé.
Les sondages magnétotelluriques MT5EX confirment bien l'existence de
ces terrains conducteurs en profondeur (fig. 42). Ils fournissent
également (MT harmonique) une image de leur répartition géographique, avec en particulier, la mise en évidence d'un niveau résistant
épais sous l'anomalie électrique décelée par les sondages électriques et confirmée par la MT5EX et les sondages MELOS (fig. 40). Une
interprétation possible de cette distribution de la résistivité est
le passage rapide d'un fluide à l'état de vapeur sèche. Elle est
cohérente avec les gradients thermiques d'Asal 1 et d'Asal 2, qui
laissent présager des températures supérieures à 350° C à partir de
1 500 m.
6S-N44'
1CW48'
0
1
2
3
4
5
o
6
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6S"38-
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zone d 'atté^Z
nustion des
ondes 5 1
I
Figure 43 - Activité sismique associée à l'épisode éruptif du volcan KRAFLA, en septembre 1977, tirée de BRANSDOTTIR
et ELNARSSON (1979)
a - répartition des epicentres dans la région de Krafla-Namafjall ; cercle = epicentre localisé à 0.5-1 km près ;
point = epicentre localisé à moins de 0.5 km près
b - répartition des epicentres selon une section verticale A-B : a été indiqué le forage géothermique
de Namafjall, siège d'une éruption ponceuse mineure
QD
O
81
4.7.
EXPLORATION
SISMIQUE AKRAFLA
METHODES
Approche locale géothermique par sismique réfraction.
Approche locale et régionale lors de l'épisode de rifting.
INTERPRETATION
La sismique réfraction n'a donné aucun résultat probant pour l'exploration géothermique à Krafla. Par contre, les données sismiques
obtenues lors de l'épisode de rifting 1975-1978 ont révélé l'existence d'une chambre magmatique située entre 3 et 7 km de profondeur,
à l'intérieur de la caldeira (fig. 43).
4.8.
EXPLORATION
SISMIQUE
ASAL
METHODES
Approche régionale de la sismicité du rift
: carte de répartition
des epicentres de 1974 à 1977 (LEPINE et al, 1980).
INTERPRETATION
La répartition des epicentres sismiques selon un axe orienté NS et
de 2 km de large, suggère l'existence d'une frontière tectonique majeure et active, recoupant les fractures principales du rift (fig.
17).
C'est justement au niveau de cette intersection que se trouve le gisement attendu, résultant donc de la combinaison entre gradient géothermique élevé (apport magmatique) et fracturation élevée (sismicité active).
82
4.9.
SYNTHESE ET COMPARAISON DES METHODES
D'EXPLORATION GEOPHYSIQUES
Avant de comparer les résultats obtenus, il est utile de rappeler
brièvement les contextes et objectifs de l'exploration géophysique dans
chacun de ces deux champs.
KRAFLA : L'objectif était principalement de caractériser la position
et l'extension d'un réservoir géothermique hautement probable à l'intérieur d'une cible bien délimitée (caldeira) ;
cible qui avait été délimitée d;après son contexte volcanostructural très favorable et d'après l'intensité des manifestations hydrothermales de surface.
ASAL
: L'objectif était plutôt de prouver l'existence et de déterminer l'extension d'un réservoir géothermique dans une zone
à priori favorable ; zone retenue en raison de ces potentialités dues à son contexte structural (proximité d'une
structure de rift en extension avec volcanisme associé)
A)
Méthodes gravimétriques
Dans les deux cas, l'exploration gravimétrique réalisée sur des surfaces équivalentes (environ 120 km^), a abouti à la sélection de deux
zones de taille équivalente (environ 15 à 20 km), caractérisées par la
juxtaposition de petites anomalies lourdes et légères.
Cependant, la signification et surtout leur interprétation en terme
de probabilité de la ressource géothermique ne sont toutefois pas équivalentes.
KRAFLA
: Le champ géothermique est associé à un volcan central,
caractérisé par une forte densité d'intrusions magmatiques
et par le développement d'un système hydrothermal important.
83
Le fait que ces deux phénomènes aient une signature gravimétrique claire a permis la localisation de zone assimilable au réservoir (densité maximum d'intrusion et circulation hydrothermale intense).
On constate donc une bonne adéquation entre le contexte
géologique et les méthodes d'exploration gravimétriques.
A SAL
: Le principal résultat de l'exploration gravimétrique a été
de
souligner
l'importance
de
la
tectonique-fracturation
dans la zone prospectée, et donc dans le contrôle de la
ressource géothermique. Elle a d'autre part abouti à la
sélection d'une zone à priori la plus favorable au développement d'un réservoir géothermique en raison de sa complexité structurale et de sa fracturation.
B) Méthodes magnétiques
Une comparaison sur les résultats apportés dans l'exploration de
chacun des champs par les méthodes magnétiques est pratiquement impossible, en raison des divergences d'objectifs et d'échelle de travail.
KRAFLA : Destinées spécifiquement à la prospection géothermique et
appliquées sur une zone réduite, les méthodes magnétiques
ont apporté des
informations
excellentes, les anomalies
négatives cartographiées coïncidant exactement avec l'extension
et
l'orientation
du
champ
géothermique.
Cette
excellente signature magnétique du champ résulte de l'intensité des processus d'altération hydrothermale (démagnétisation) .
ASAL
: Les méthodes magnétiques ont été principalement utilisées
comme méthode de reconnaissance géodynamique régionale, et
non pour l'exploration géothermique.
Et les données générales ont simplement été réinterprétées
au niveau local de la zone prospectée.
84
Leur apport est surtout d'ordre structural, avec la reconnaissance des zones internes et externes du rift, et d'une
zone
de
fracture
transverse
d'ampleur
régionale.
Elles
n'apportent par contre aucune information directe sur la
localisation et l'extension d'un réservoir géothermique.
C)
Méthodes électriques
Dans chacun des deux champs, un certain nombre de méthodes électriques ont été mises en oeuvre. La cartographie des niveaux conducteurs
était destinée principalement à la localisation des zones réservoirs. Elle
est également apparue comme un moyen de préciser les caractéristiques du
réservoir.
KRAFLA : Les anomalies conductrices décelées coïncident bien avec
l'extension du champ. Et leur superficie importante avait
été interprétée comme le signe d'un potentiel géothermique
élevé. Dans le détail, on remarque que la répartition des
résistivités est peut être le reflet des caractéristiques
du réservoir : les anomalies conductrices sont liées à la
présence d'un réservoir supérieur â eau dominante (jusqu'à
800 - 1 000 m) ; à profondeur plus grande, l'augmentation
complexe de la résistivité est peut être à relier à l'existence du réservoir inférieur à vapeur dominante.
ASAL
: De la même façon que pour Krafla, les méthodes électriques
ont été utilisées dans un premier temps pour guider l'implantation des forages dans une zone à faible résistivité.
Par la suite, de nouvelles campagnes électriques ont permis
d'affiner
le modèle de répartition des résistivités, et
plus particulièrement de préciser l'existence d'un niveau
résistant que l'on pourrait interpréter comme le passage
d'un fluide à l'état vapeur. (Analogie avec Krafla).
85
Toutefois, il faut noter "un certain manque de symétrie"
dans l'exploration électrique, puisque la partie nord du
compartiment n'a pas été explorée. Ce manque de symétrie
étant préjudiciable dans l'élaboration d'un modèle.
D)
Méthodes sismiques
Les méthodes sismiques -actives et passives- n'ont pratiquement pas
été utilisées lors de l'exploration de ces deux champs. (L'emploi de la
sismique réfraction n'a donné aucun résultat à Krafla).
Les seules informations utilisées ont été fournies indirectement par
la répartition des séïsmes naturels, liés à l'activité volcanique et aux
épisodes de rifting.
86
FICHE
5 - METHODOLOGIE
DE
L'EXPLORATION
GEOCHIMIQUE
- Exploration géochimique de surface
- Géochimie des fluides de forage
OG-2I
gure
.égen
0
200 400 600 800 1000 m
Légende
CL
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G-23Q
Hrafntinnuhryggur
•B
88
n" d'tchantiUjon
pfujncApaiix gaz pfiiLient en I
nr.
co2
H2S
H2
G-l
KRAG08781078
98.4
0.7
-
-
G-2
KRAG08781075
98.1
1.4
0.3
0
G-3
KRAG08781072
97.5
1.6
-
0.3
G-4
KRAG07781071
96.2
1.3
2.1
0.7
G-5
KRAG07781063
47.7
4.4
7.0
7.6
G-6
KRAG12771210
31.8
0.4
0.7
G-7
KRAG07781068
98.5
1.1
G-8
KRAG07781064
95.7
G-9
KRAG07781066
G-10
o2
PH4
-
concenuiaXAjon dub paz
en van
co2
H2S
239600
1490
24100
397
50300
702
58100
710
0.9
6742
1121
14.0
-
1820
0.3
-
-
84000
863
2.8
1.3
0.2
0.2
39300
. 977
97.2
1.2
0.4
0.6
-
123200
1280
KRAG07781069
98.5
1.1
0.3
-
-
89000
804
G-ll
KRAG08781074
95.8
2.8
-
0.3
-
64800
1160
G-12
KRAG08781077
97.1
1.8
0.4
0.4
-
125100
1920
54.1
Tableau 1 - Composition des fumerolles de la région de Krafla (voir
localisation sur figure 44) ; tirée de GISLASSON et al. (1978)
89
5.1.
EXPLORATION
GEOCHIMIQUE
DE
SURFACE
A
KRAFLA
METHODES
Etude des manifestations de surface (sources chaudes et fumerolles)
dans la zone prospectée, à partir de 1970. (GISLASON et al, 1978 ;
ARNOSSON, 1979 ; STEFANSSON, 1981)
- Analyses chimiques des fluides.
- Analyses des gaz présents dans les fumerolles, et notamment des
gaz magmatiques (H2, H2S> CO 2, Rn, ...) dont la présence est à
relier â la proximité d'un réservoir magmatique.
- Géothermométrie chimique (calcédoine, quartz, Na - K - Ca, Na - K,
INTERPRETATION
L'interprétation des résultats analytiques récoltés dans la zone de
Krafla s'appuie largement sur les connaissances importantes déjà acquis.es sur la géochimie des eaux dans les autres champs géothermiques haute énergie islandais.
- Origine météoritique du fluide d'après leur composition chimique
et isotopique.
- Les températures d'équilibre des fluides (géothermométrie) et la
concentration des différents gaz dans les fumerolles ont permis la
localisation d'un point chaud dans la région de Hveragil où la
température du fluide apparaît maximum :
245 à 285° C (fig. 44,
Tab. 1 ) .
- La présence de gaz magmatiques dans les fumerolles a mis l'accent
sur la présence d'une chambre magmatique superficielle susceptible
de fournir un flux thermique élevé. De plus, la cartographie de
leurs concentrations a permis de sélectionner les zones les plus
favorables à priori.
Figure 45 - Localisation des différentes sources et fumerolles du ri ft
Asal - Ghoubbat. Les flèches
indiquent le sens d'écoulement de l'eau de mer (depuis Ghoubbat vers Asal) et des eaux
meteontiques (de l'extérieur vers le centre du rift);in CORREIA et al. (1983)
•
SOURCE THERMALE
•
FUMEROLLE
A
DEPOT OU ALTERATION
HYDROTHERMAL
91
MODELE VAL7MEMTATI0N VES SOURCES CHAUVES
SW
Collapse
\
Aciual to subaciual
I volcantsm
MOVELE P'ALIMENTATÎOW PU LAC ET VES SOURCES FROIPES
NW
Figure 46 - Modèle d'alimentation des différentes sources du rift
Ghoubbat : d'après BOSCH et al. (1977)
Asal
92
5.2.
EXPLORATION
GEOCHIMIQUE
DE
SURFACE
A
ASAL
METHODES
Etude des manifestations de surface (sources chaudes et fumerolles)
et des dépôts de travertins associés dans la région prospectée AsalGhoubbat, à partir de 1973. (LOPOUKHINE, 1973 ; BOSCH et al, 1977 ;
GADALIA et al, 1982 ; CORREIA et al, 1983).
- Analyses chimique et isotopique des fluides.
- Geothermométrie chimique classique : (silice, Na - K - Ca, Na - K,
Na - Li, . . . ) .
INTERPRETATION
Le principal résultat attendu de ces études de surface était de comprendre les systèmes de circulation des fluides dans la zone AsalGhoubbat.
Les compositions chimique et isotopique des eaux de sources ont permis de différencier deux types de fluide, en relation avec des systèmes d'alimentation différents (fig. 45 et 46 ) :
- Un fluide d'origine superficielle (eau de mer) ayant circulé rapidement et en grande quantité à travers de larges fissures. Il
est caractéristique des sources de faible température (35°) rencontrées dans la zone axiale du rift.
- Un fluide d'origine
météoritique
continentale, ayant percolé
profondément et été réchauffé au contact d'une zone chaude, et
lessivé des formations évaporitiques. Les températures d'équilibre profondes oscillent entre 150 et 200° C. Il est caractéristique des sources chaudes très minéralisées (60 - 80°) rencontrées au NE et au SW du lac Asal.
Seul, ce second type de fluide indique l'occurence possible d'un
réservoir géothermique au sein de la zone prospectée ; le premier semble relié aux phénomènes d'alimentation du lac Asal par
l'eau de mer du Ghoubbat.
93
MODELE SIMPLIFIE DU CHAMP GEOTHERMIQUE DE KRAFLA
Schéma de circulation
HVERAGIL
o
a:
m
500-
100
190 200 290 SOO 390°C
g
-500
\
zone
supériej;
0-
Profil de temoérature
-0
-500-
--500
-1000-
--1000
-1500-
-1500
-2000-
-2000
dégazée
O
Figure 4/
250
500
750 m
- Modèle simplifié du réservoir géothermique de Krafla, montrant
le régime d'écoulement dans les zones inférieure et supérieure,
ainsi que le profil de température : d'après STEFANSSON (1981)
Puits
nombre de jours
KG 10
0
KJ
7
1,9
KJ
B
5 ,4
KJ
9
9,9
KJ 11
11 ,2
remarque
(puits de référence)
eau dégazée
ii
H
Tableau 2 - Age relatif du fluide dans différents puits de Krafla, calculé à partir
des teneurs en radon. Pour KJ7 et KJ6, on obtient un flux de
185 m/jour : d'après STEFANSSON (1981)
94
TABLEAU 3
COMPOSITION; CHIMIQUE VES TLUIVES
VE LA ZONE INFERIEURE VU CHAMP VE KRAFÍ.A
KJ B
KJ 7
KJ 9
KJ 11
KG 12
pression de l'échantillon
Pa
0,98
0,78
1,04
0,22
0,83
enthalpie du flux KJ/kg
1500
1900
1241
1483
2B00
portion de vapeur à Ps
0,37
0,58
0,23
0,44
0,92
8,46/20
7,25/20
9,06/20
9,11/21
6,67/19
13,3 /22
10,2 /21
11,6 /22
10,1 /22
6,6 /21
263
271
269
n° du Puits
pH/°c de la phase liquide
fim/°C de la phase liquide
température de silice °C
279
272
COMPOSITION CHIMIQUE EN MG/KG VU FLt'X TOTAL
STEFANSSOH (79g?;
co 2
6436
17345
1357
5583
19048
H2S
680
1046
75
199
801
H2
8.1
26
1 .4
1 .1
49
CH^
0.18
0.17
0.09
0.09
0.04
SiO2
498
303
513
465
66
Na
95
62
156
132
19
K
16
12
18
22
4.8
Ca
0.79
0.98
1.3
0.95
2.1
Mg
0.006
0.008
0.006
0.006
0.01
S0 u
84
74
175
71
10
Cl
20
43
38
21
21
0.84
0.50
0.62
0.51
0.13
< 0.06
0.21
0.13
0.05
0.15
564
962
852
140
F
Fe
total de solides dissous
831
95
5.3.
GEOCHIMIE
DES
FLUIDES
DE FORAGE
A
KRAFLA
METHODES
Etude des fluides récoltés durant les forages et les tests de production d'une douzaine de puits.
Etude des dépôts dans les puits (STEFANSSON, 1981).
- Compositions chimiques des fluides.
- Détermination des gaz présents (H2, H2S, CO2, •••) ainsi que des 2
éléments volatils comme le mercure ou le radon.
- Mesure des paramètres physiques : T, P, ...
- Géothermométrie chimique.
- Identification des phases minérales formant dépôts.
INTERPRETATION
En fonction des caractéristiques géochimiques des fluides (variation
importante des compositions chimiques dans les différents puits, enthalpie élevée), les Islandais ont été amenés à proposer un modèle
de réservoir géothermique à deux niveaux (fig. 47 et Tab. 3) :
-
Une zone supérieure à eau dominante ; T =
= 200 à 1 100 m.
195 à 215° C ; prof.
+ les températures d'équilibre profondes (S-j^, Na - K,
Na - K - Ca) sont en accord avec les températures mesurées : 200 à 210° C.
+ la concentration des gaz magmatiques dans les fluides
rapports H, / H 2 S , C0 2 /H 2 5) a permis de définir un modèle
de circulation des fluides dans cette zone.
- Une zone inférieure biphasique eau-vapeur ; T = 300 à 3 50° C ;
prof. = 1 100 - 1 300 m à plus de 2 200 m.
+ la composition des fluides a également permis de définir
un modèle de flux dans cette zone
+ les températures maximales enregistrées correspondent aux
zones où le flux de gaz magmatiques en surface est maximum (région de Hveragil)
+ les teneurs en radon ont permis de définir l'âge du fluide et la vitesse de circulation (Tab. 2 ) .
+ une connection entre zone inférieure et zone supérieure a
été mise en évidence au niveau de Hveragil, à partir des
variations de composition chimique et d'enthalpie du
fluide géothermal
+ l'étude des dépôts de colmatage dans la zone inférieure
(FeS, FeS2, SÍO2, Fe3Û4) a montré que ceux-ci étaient
principalement sous le contrôle des venues magmatiques.
96
Zone ó vapeur dominarte possible
Zone S vapeur dominonte probable
Zone 5 eou(soumures) dominonte
COUPE A
_ N N M U »fotioit
(•ou 6* n r l
Om
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*
lu
Cnombr»
maçmotiŒJt
principale
(Set Um )
FIG. A3 : MODELE DE CHAMP GEOTHERMIQUE A ASAL
97
5.4.
GEOCFIMIE
DES
FLUIDES
DE
FORAGE
A
ASAL
METHODES
Etude des fluides récoltés durant le forage et les tests de production d'un seul puits. Etude des dépôts de colmatage. (BARBUT et al,
1982 ; GADALIA et al, 1982 ; CORREIA et al, 1983).
- Compositions chimique et isotopique.
- Mesures des paramètres physiques et chimiques in situ : T, P, Ph,
conductivité, réserve alcaline.
- Identification des phases de colmatage.
INTERPRETATION
Les résultats acquis à partir des données fournies par un seul puit
ne sont pas suffisantes pour établir un modèle précis de réservoir
(fig. 48). Quelques paramètres ont quand même été précisés :
+ un réservoir de type eau dominante a été identifié â partir de 1 000 m de profondeur environ, (fond de trou à
1.150 m ) . La température mesurée oscille entre 2 50 et
260° C)
+ les géothermomètres chimiques (T = 2 50 à 260°) sont en
bon accord avec la température mesurée
+
le modèle hydrogéochimique
fait intervenir
le mélange
d'une eau météoritique avec l'eau de mer, ayant lessivée
des formations évaporitiques et interagie avec les roches
du réservoir
+ la nature des dépôts de colmatage (principalement sulfures et silice) semble en relation avec la température.
98
5.5.
SYNTHESE ET COMPARAISON DES METHODES
D'EXPLORATION GEOCHIMIQUES
Les différences au niveau des contextes volcanologiques, de l'importance relative des méthodes géochimiques dans l'exploration, et du degré
de développement rendent difficile les comparaisons entre les deux champs.
KRAFLA : En raison de l'abondance des manifestations hydrothermales
de surface, les méthodes géochimiques ont eu un rôle prépondérant dans les travaux d'exploration. De plus, la spécificité du contexte volcanologique (présence de gaz magmatiques) a été pleinement utilisée par les Islandais pour
sélectionner les zones les plus favorables.
L'apport de la géochimie des fluides quant à elle, a été
fondamentale dans la modélisation du réservoir, tout en
confirmant
la
fiabilité
des
données
récoltées
lors
de
l'exploration de surface. Elle a eu une incidence importante sur le développement du champ, puisque les forages ont
été concentrés dans la zone de Hveragil où le flux magmatique apparaît maximum.
A S AL
: L'exploration géochimique de surface a surtout apporté des
renseignements sur la circulation des fluides, sans permettre la localisation de zones d'intérêt majeur. Quant aux
données de forage, elles sont trop fragmentaires pour modéliser le réservoir géothermique d'Asal.
99
FICHE
6 - CONCLUSIONS
COMPARAISON DES METHODOLOGIES
D'EXPLORATION DES CHAMPS GEOTHERMIQUES
DE KRAFLA ET D'ASAL
100
6.1.
6.1.1.
KRAFLA
Aspects techniques de l'exploration
L'exploration du champ géothermique de Krafla a été menée essentiellement par des équipes de spécialistes islandais (de
dans le cadre de programmes
nationaux
1'Orkustofnun)
(éventuellement internationaux).
Elle s'est donc appuyée sur une compétence certaine, des moyens suffisants
et une bonne connaissance du terrain qui ont permis une bonne coordination
et continuité des travaux.
En raison sans doute de l'abondance des manifestations hydrothermales à Krafla (et en Islande en général) l'accent a été mis sur cet aspect dans l'exploration (hydrogéochimie, étude des minéralisations,...).
La crise sismique de 197 5 s'est produite alors que le champ était
en cours de développement et a eu pour effet de stimuler et d'affiner les
recherches géothermiques sur la zone de Krafla. Ainsi, alors qu'à Namafjall les travaux d'exploration avaient été insignifiants ou presque, le
champ de Krafla a bénéficié d'une étude systématique dès le départ.
Les problèmes techniques auxquels se sont heurtés les géothermiciens de Krafla n'ont pas altéré leur volonté d'aboutir : que ce soit la
corrosion ou les dépôts importants dus aux gaz magmatiques ou la grande
complexité du système géothermique.
Actuellement 23 puits ont été forés
; la zone de forage s'est
déplacée 2 fois depuis le début du développement du champ à Leirbotuar,
mais l'extension du réservoir semble encore insuffisante pour faire fonctionner les 60 MWe prévus. Les trois zones fournissent pour l'instant 2 5
MWe.
6.1.2.
Aspects économico-politiques
II n'est pas indifférent de noter que l'Islande est un petit pays
avancé qui a choisi de développer ses propres ressources énergétiques.
Disposant d'importantes
réserves hydroélectriques, les gouverne-
ments islandais n'ont cependant pas négligé les ressources géothermiques ;
et cela avant le renchérissement du prix du pétrole et malgré des contraintes
d'ordre
"écologiques"
(protection
des
parcs
naturels
volcani-
ques) .
De plus si cette source d'énergie est extraordinairement abondante
en Islande, son exploitation n'est pas à priori rentable rapidement comme
le prouve l'exemple de Krafla.
101
6.2.
6.2.1.
ASAL
Aspects techniques de l'exploration
Jusqu'à 1981 au moins, les études à finalité géothermique étaient
relativement
marginales.
L'exploration
tournait
vers
la
connaissance
fondamentale (processus de genèse des magmas en milieu de rift océanique
émergé, d'écartement des plaques lithosphériques ...) ; elles ont eu des
retombées sur la géothermie mais celle-ci est restée l'alibi économique de
travaux de recherches scientifiques.
La délimitation moins évidente du champ d'Asal, due à l'absence de
caldeira, la forte salinité du fluide géothermal, et par la suite l'obstruction du seul forage productif nécessitaient pourtant une recherche
propre non négligeable et soutenue. Au lieu de cela, l'exploration a tout
d'abord été menée en 1973-74 de façon accélérée ; longtemps interrompue
(jusqu'en 1981), elle a repris de manière hésitante et parcellisée (zone
Nord Ghoubbat, zone des forages) puis est à nouveau stoppée au moment où
un modèle de champ était malgré tout proposé. Ce manque de continuité des
travaux et de coordination a été préjudiciable.
6.2.2.
Aspects politico-économiques
Le contexte colonial d'abord puis de sous-développement économique
place la République de Djibouti dans des conditions radicalement différentes
de celles de l'Islande.
Les besoins énergétiques de cette région sont
regard de l'extrême
immenses même au
sous-consommation locale actuelle. L'utilisation de
l'énergie géothermique du gisement d'Asal n'allait pourtant pas de soi en
raison de l'éloignement des centres de consommation potentiels et de la
difficulté d'accès et d'installation du site.
102
Les motivations ensuite ont été diverses : à l'époque coloniale la
géothermie devait servir plutôt une image de marque, qu'amener un développement réel du pays.
Après l'indépendance, le soucis des nouvelles autorités a été de
développer la géothermie d'abord, là elle serait la plus rentable ; d'où
l'expectative â Asal en attendant des sites meilleurs.
L'absence de compétence locale a été longtemps la cause d'un manque de suivi, voire de sérieux dans les travaux, ce qui a engendré en
retour une méfiance des autorités de Djibouti à l'endroit
d'oeuvre étrangers en général et français en particulier.
des maitres
103
6.3.
L'EXPLORATION GEOTHERMIQUE EN CONTEXTE DE RIFT
OCEANIQUE EMERGE
Les différences au niveau du déroulement
de chacune de ces
deux explorations sont nombreuses. Elles résultent soit de facteurs économiques et politiques, soit de traditions scientifiques et techniques locales qui amènent à privilégier une méthode d'exploration par rapport
aux
autres.
Et même si dans un cas (Krafla) l'exploration s'est déroulée
dans de relativement bonnes conditions, elle ne peut faire figure d'exemple'.
En effet, le champ de Krafla est lui-même très particulier de
par cette association étroite entre la caldeira et le réseau de fissures,
ainsi que par cette dualité au niveau des réservoirs. Ensuite indépendamment du degré de connaissance, il se différencie sur bien des points du
champ d'Asal (alimentation en eau des réservoirs, importance des manifestations hydrothermales...).
Sur trois points généraux au moins, la similitude des contextes des deux champs a valeur de référence pour les gisements géothermiques
de rift océanique émergé et a donc une incidence méthodologique.
1 - La tectonique dominante est une tectonique d'extension. Elle
peut prendre des formes diverses - pendage, rejet, relation avec le volcanisme -, être traversée par des structures
transformantes
diverses là
aussi, elle s'exprime toujours par des failles normales suivant une direction dominante.
A Krafla la caldeira peut n'être considérée, à la limite, que
comme l'expression la plus intense de la fissuration. Le champ géothermique se situe dans la zone de fracturation la plus intense : cela peut correspondre, soit à la zone de rifting maximum soit à l'intersection d'une
zone de rifting avec une zone transformante.
104
Dans tous les cas l'analyse tectonique de surface doit
une importance majeure dans l'exploration de ce type de zone (de la télédétection, jusqu'à la microtectonique).
2 - Sur le plan géométrique les champs ont à priori une certaine symétrie axiale
(l'axe d'expansion)
: les méthodes
d'exploration
géophysique à petite échelle doivent en tenir compte (à Asal, seule une
partie du compartiment sud a été explorée).
3 - Sur le plan volcanologique,
les produits sont essen-
tiellement des laves, voire des hyaloclastites.
Les appareils émissifs
quant à eux, sont soit de type fissurai, soit des cônes de scories, ce qui
accroît
l'importance
l'éventuelle
zone
de
des analyses géochimiques de laves pour localiser
différenciation
du
magma.
L'étude
des
produits
d'éruptions phréatiques est également à recommander dans la caractérisation des interactions eau-magma (profondeur, température, extension géométrique du réservoir...).
105
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