BUREAU DE RECHERCHESGÉOLOGIQUES ET MINIÈRES

B.R.G.M.

AGENCE FRANÇAISEPOUR LA MAITRISE DE L'ÉNERGIE

A.F.M.E.

DEUX C H A M P S GEOTHERMIQUESDE 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 AGENCE FRANÇAISEGÉOLOGIQUES ET MINIÈRES POUR LA MAITRISE DE L'ÉNERGIE

B.R.G.M. A.F.M.E.

B.P. 6009 27, rue Louis Vicat45060 ORLÉANS Cedex 75737 PARIS Cedex 1 5

DEUX C H A M P S GEOTHERMIQUESDE 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 R E

RESUME

AVANT-PROPOS

INTRODUCTION 1

Fiche 1 : STRUCTURE 3

1.1. - Le rift islandais 4

1.1.1. - Evolution géodynamique 41.1.2. - Les méc'anismes d'accrétion du rift islandais 61.1.3. - La tectonique active du champ géothermique

de Kraf la 11

1.2. - Les rifts de l'Afar 16

1.2.1. - Evolution géodynamique 161.2.2. - Les mécanismes d'accrétion du rift "Aden-Asal".... 181.2.3. - Le champ géothermique d'Asal : aspects tectoniques

25

1.3. - Synthèse sur la tectonique des zones d'Asal et Krafla 29

Fiche 2 : GEOLOGIE 30

2.1. - Le volcanisme islandais et ses produits 31

2.1.1. - Histoire du volcanisme islandais 312.1.2. - La dualité "faisceau de dykes/volcan central" 322.1.3. - Pétrologie des laves d'Islande 322.1.4. - Le problème de l'origine des basaltes 332.1.5. - Les formations de Kraf la 34

2.2. - Le volcanisme de l'Afar 39

2.2.1. - Histoire du volcanisme de l'Afar 392.2.2. - Les formations géologiques de la zone

"Asal-Ghoubbat" 42

2.3. - Synthèse sur le volcanisme des deux rifts 45

Fiche 3 : HYDROTHERMALISME 46

3.1. - Le contexte hydrothermal islandais 47

3.1.1. - Le flux de chaleur 473.1.2. - Aspects hydrogéologiques 473.1.3. - L' hydrothermal i sme fossile 50

3.2. - L'hydrothermalisme du champ de Krafla 50

3.2.1. - Méthodes d'études 503.2.2. - Résultats 51

3.3. - Le contexte hydrothermal du S.E. de l'Afar 54

3.3.1. - Méthodes employées 543.3.2. - Résultats 55

3.4. - Synthèse sur les conditions hydrothermales des deux rifts 59

Fiche 4 : GEOPHYSIQUE 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'explorationgéophysiques 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 géothermiquegéothermiques 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. 1 - Localisation des ensembles structuraux de l'Atlantique Nord .. 5

Fig. 2 - Evolution des zones d'expansion récentes d'Islande 7

Fig. 3 - Localisation des axes d'expansion actuels 7

Fig. 4 - Carte structurale des zones néovolcaniques d'Islande 8

Fig. 5 - Essaim de fissures du rift septentrional 8

Fig. 6 - Modèle d'injection de dykes 10

Fig. 7 - Carte tectonique de la zone de Krafla 12

Fig. 8 - Représentation du bombement et de la subsidence dans la zonede Krafla 15

Fig. 9 - Esquisse des trois grands systèmes tectoniques affectant

l'Afrique orientale et la Péninsule arabique 17

Fig. 10 - Frontières de plaques actuelles de la zone Asal-Golfe d'Aden . 19

Fig. 11 - Processus d'écartement du rift Asal-Ghoubbet 20

Fig. 12 - Coupes schématiques interprétatives des rifts d'Afar etd ' Islande 21

Fig. 13 - Données géochronologiques sur fond géologique simplifié

(alentours du rift d'Asal et du Golfe de Tadjoura) 23

Fig. 14 - Mouvements du plancher du rift d'Asal lors de la crise de 1978 24

Fig. 15 - Coupe transversale du rift d'Asal Ghoubbet 26

Fig. 16 - Bombement longitudinal du rift d'Asal 28

Fig. 17 - Microsismicité du golfe de Tadjoura et des régions avoisi-

nantes de 1974 à 1977 28

Fig. 18 - Evolution des laves actuelles de la zone de Krafla 35

Fig. 19 - Schéma du volcan central de Krafla et de la chambre magmatique

sous-jacente 36

Fig. 20 - Coupe géologique de la zone de forage de Krafla 38

Fig. 21 - Carte géologique simplifiée de l'Afar 40

Fig. 22 - Evolution des laves du rift Asal Ghoubbet dans le diagramme AFM 44

Fig. 23 - Schéma du flux énergétique pour l'Islande 48

Fig. 24 - Répartition des champs géothermiques de haute énergie en Islande 49

Fig. 25 - Données du Log n° 10 à Krafla 52

Fig. 26 - Modèle simplifié du champ géothermique de Krafla 53

Fig. 27 - Modèle de champ géothermique à Asal 57Fig. 28 - Domaine de stabilité thermique des principaux minéraux hydro-

thermaux dans le champ géothermique d'Asal 58Fig. 29 - Carte générale de l'anomalie de Bouguer de l'Islande 61Fig. 30 - Modèle de densité crustale et mantellique de la zone Islande-

Faeroe 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 etNamafjall 68

Fig. 36 - Carte des anomalies magnétiques en République de Djiboutiet en Ethiopie 70

Fig. 37 - Carte du champ magnétique réduit au pôle du rift AsalGhoubbet 71

Fig. 38 - Schéma de répartition des résistivités au niveau du champgéothermique de Namafjall 73

Fig. 39 - Carte de résistivité à 600 m de profondeur du champ géother-mique 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 riftAsal-Ghoubbet 90

Fig. 46 - Modèle d'alimentation des différentes sources du rift

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 inférieuredu 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 con-

textes 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'ex-

tension 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 pro-

cessus 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'ouvertu-

re (fissuration, basculement de blocs), et le volcanisme s'exprime

uniquement sous forme fissurale.

Le champ d'ASAL, situé à la croisée de 2 directions tectoniques

majeures, correspond â une anomalie thermique résultant de la coïn-

cidence entre fracturation tectonique importante et gradient ther-

mique élevé.

Dans le même temps, ont été comparées les différentes méthodologies d'exp-

loration (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 hydrotherma-

les de surface, (2) leur localisation au sein d'une structure déli-

mitée (caldera).

- B - L'exploration du champ d'ASAL a été dominée par les travaux scien-

tifiques 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 délimi-

tant 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 réfé-

rence, et donc une incidence sur la méthodologie de l'exploration.

1 - La tectonique d'extension est toujours dominante et l'analyse

structurale doit donc avoir une place privilégiée.

2 - Les champs géothermiques y ont une certaine symétrie axiale

(l'axe d'expansion), dont doivent tenir compte les méthodes d'ex-

ploration.

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 lithosphéri-

ques et sur quelques "points chauds"* intra-plaques.

L'essort pris par l'exploration géothermique ces dernières années a plei-

nement conforté cette observation. Néanmoins, si des méthodologies généra-

les d'exploration ont été élaborées et développées sur divers champs indé-

pendamment de leur contexte géodynamique, les stratégies de, recherche di-

vergent souvent en fonction du pays ou de l'organisme chargé de l'explora-

tion géothermique. L'un mettra davantage l'accent sur les apports de l'hy-

drogéochimie, l'autre sur ceux de la volcanologie et le troisième insiste-

ra sur les aspect géophysiques. Le Département Géothermie du B.R.G.M.

s'est efforcé depuis plusieurs années déjà de mettre au point une méthodo-

logie 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 Géother-

mie 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 ty-

pes de contextes tectoniques en privilégiant certains critères. Ainsi

les rifts océaniques ont-ils été individualisés par de nombreuses pro-

priétés 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 ; . . . ) , dynamisme fissurai, formations

souvent sous-marines associant 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 géologiques nous

permet d'entamer une comparaison des deux champs.

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 â la fin du

crétacé ( 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 Fäeroe-

Ecosse, 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'in-

tersection 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 Islande-

Fäeroe 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 médio-

océanique migre vers l'ouest, entraînant une réorganisation de la direc-

tion 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*'

W / 1 ^ ?"%&#'"«—N^ fy

FIG.1 : LOCALISATION DES ENSEMBLES STRUCTURAUXDE L'ATLANTIQUE NORD

ECHELLE : 12 500 000

elle doublée vers 1,5 M.A. d'un segment de rift NE-SW prolongeant la nou-

velle branche Nord. C'est vers 0,7 M.A. que la situation du rift se stabi-

lise en l'état actuel.(Fig. 2)

La portion islandaise de la ride médio-atlantique est déli-

mitée 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 apparaî-

tre 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 : celles-

ci 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 décrochementI i Accretion depuis 4.5M.A.^ y Axe d1 expansionI \ Volcanisme actif

Ë Z 3 Zone fracturéeSynclinalTaux d'expansion absolu

< 1cm/an "^~— Direction de l'expansion

1cm/an B) Actuel

0 SC 100 ISC

1cm/an

en accretion depuis <.,Q a 1,0 H .A .

67»c

accretion depuis 1.0M.A.

FIG. 2

EVOLUTION DES ZONES D'EXPANSIONRECENTES D'ISLANDE

Z.F.REYKJANE?,

65'Z.F.

SNAEFELLSNtí

1cm/an

lé'cen accretion depuis 1.5M.A.

accretion négligeable

2BT

0 1ÇI0 200 km

2C JE_

FIG. 3 : LOCALISATION DES AXES D'EXPANSION ACTUELS

H *

- t a *

- 6 Í «

II«

< y Zone neovolcanique ê<"-^ —- lbrunhes-cO,7M.A.)

= » ^ Zone du Rift latéral• " Essain de fissures

Volcan central ou complexe voieC l d ialdeira

issure vole, ou bouclier de lave-"5*" Lineament décrochant

Champ géothermique de H TEHZ3 Couverture de moraines .laves

Laves tertiaires M H . A . ILaves pliopléistoeêne (0,7 - 3 M . A .

FIG. U : CARTE STRUCTURALE DES ZONES NEOVOLCANiaUES D'ISLANDE

i16- F1G. 5 : ESSAIM DE FISSURES

DU RIFT SEPTENTRIONAL

O

Zone néovolcanique

Laves ptio-pléisfocènes

Laves tertiaires

Essaim de fissures

Lineament décrochant

Volcan centralou 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 gran-

de 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 cen-

trale (surmontant un réservoir magmatique Intracrustal) Fig. 5 et corol-

lairement 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'impor-

tantes variations suivant l'époque (en une même zone productive) et sur-

tout 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, augmen-

tant 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 sur-

charge lithostatique de l'empilement de laves et à la fois par l'effondre-

ment de la zone de surface dans les fissures surmontant les dykes.

10

FIG. 6

MODELE D'INJECTION DE DYKESET WALKER , 196/,

( BODVARSSON

axedu,Rift

HI- Q J

S rm o Ol

oc3<U

-aao 1.0

1.5

\\ —'

\\

\

~ — •

\

Intrusions(dykesll

1 1

zS y y y y

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 tech-

niques, 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 fais-

ceau de dykes n'a pas donné lieu à une exploration systématique de la ré-

gion. 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 géophy-

siques essentiellement). Les forages ont amené des données supplémentaires

12

IN

Parois de la CaldeiraFaille ou

•^fissure ouverteQ à Zone géothermale> Sites d'éruption (1975-

1977)

O i t 9 4 Ban

FIG. 7CARTE TECTONIdUE DE LA ZONE DE KRAFLA

(CALDÊÎRÂ ET~ESSÄIM-DE:FISSURES)

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 pleine-

ment 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 sis-

miquement.

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 dia-

mètre 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 cal-

deira

- une phase d'injection de dykes ou de sills s'accompagnant éventuellement

d'épanchements superficiels.

A l'issue d'un cycle, de nouvelles aires géother-

males 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 dé-

croît 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 subsi-

dent (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 concen-

tration de magma comme l'est la caldeira, les puits et les installations

évitent la zone de fracture médiane où se concentrent les derniers épiso-

des 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.

IBord "Sela Caldeira

A) Représentation des mouvements moyensde bombement-subsidence (mars 1976 juillet77

0 I 2 3 4 5 km

IfSO1

_ J

B) Subsidence en octobre31,1977 (mm )

• . . - •

C) Vitesse de bombementjuin-juillet 1977 (mrn/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 ré-

gion 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 injec-

tion 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 Yémé-

nites (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. 9ESQUISSE 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 ensem-

ble 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 rif-

ting est délocalisée : simultanément à la zone d'effon-

drement 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'océanisa-

tion se concentre dans le segment de rift "Asal-

Ghoubbat".

L'histoire tectonique de l'Afar donne des exemples de for-

mation 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 lithosphé-

rique (COURTILLOT, 1980) vers l'Ouest s'effectue vraisemblablement de fa-

çon 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"". .1L 'V -H vallées axiales

V/////A failles transformantes

FIG. 10 : Frontières de plaques actuelles de la zone Asal - Golfe d'Aden(d'après les données géophysiques)

2U

1000 m11

3 k m

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

A F A R S

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 pro-

cessus s'initie â partir d'une croûte continentale déjà amincie et injec-

tée de dykes depuis le Miocène ; un premier épisode d'effondrement se pro-

duit accompagné d'importantes émissions basaltiques (type Dalha). Une

phase de "calme" volcanotectonique suit généralement 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 (comme à Arta) (ROBINEAU,

1979) soit s'exprimer par un système de 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 vi-

tesse 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 (1973-

78) 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 derniè-

re crise soit située dans la partie en cours d'océanisation (Asal-

Ghoubbat), elle a également affecté le Golfe de Tadjoura.

ZONE DEMAK'ARASSOU

10 km

N3

FIG 13-DONNEES GEOCHRONOLOGIQ.UES SUR LE FOND G E O L O G I Q U E S IMPLIF IE (alentours du Rift d ' A S A L et du G O L F E DE T A D J O U R A ^ fTOies géo log iques sont cel les de la carte de l 'Afar du S u d - E s t . C N R - C N R S , 1 9 7 5 , revis ions mineures de 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 Ribta5)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'années9)Sédiments quaternaires

SW

24

115 cm

' t ' 3 5 c n

4020

20/, 5 30 ,0 / ,3 40

UHJ A"i \ «i

1- 1Ä'2Oa3O

V..5a X) 10

in I10

T P M ^ K ) Sa io w "i» i» •mm155 cm

5M.; « \ •. : •. •• ' '

_1 > 80cm

Coupes topographiques avec les failles activesx \^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 considéra-

tions 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 CNR-

CNRS pour qu'une étude tectonique de la zone "Asal-Ghoubbat" (entre au-

tres) soit entreprise. A partir des données de terrain, des photos aérien-

nes (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 géother-

mique de la région d'Asal par le B.R.G.M. en 1970 a suscité un premier le-

ver géologique au 1/100.000e en 1975 par le C.E.G.D.

Dès 1973, un premier réseau géodésique s'est ins-

tallé. Diverses campagnes de géophysique, bathymétrie et draguage d'échan-

tillons montrent incontestablement la nature de dorsale émergée du segment

de rift Asal-Ghoubbat (années 1970 à 76). Une étude de modélisation tecto-

nique conduit à une caractérisation la zone de Mak'arassou (VARET, TAPP0-

NIER, 1974).

La crise sismo-volcanique de Novembre 1978 a été

l'occasion de réactiver l'étude du rift d'Asal-Ghoubbat : des mesures géo-

désiques sont effectuées (KASSER et al, 1979), une étude des effets tecto-

niques (R0BINEAU, 1979), des études minéralogiques (BIZOUARD et RICHARD,

1979) et pétrologiques (DEMANGE, VARET, 1979 ; CLOCCHIATTI, 1979), la géo-

chronologie 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 d'exploration où les méthodes géophysiques

(gravimétrie, diverses M.T ) apportent des données nouvelles pour la

connaissance des structures du rift.

SW

-100 Jm0J

ZONE AXIALEHaut Central

-"Petit Rift"

l#xff&l Détritique B B | Laves aériennes subactuelles |ji ji ¡i| Calcaire lacustre - Diatomite

[A A Al Laves sous.aquatiques récentes I»'I'll Hyoloclastile | I Série "stratoïde " alcaline

NE

ON

FIG. 15 : COUPE TRANSVERSALE DU RIFT D'ASAL - GHOUBBET

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 con-

centre l'essentiel du processus d'extension ; néanmoins un petit rift

situé au NE est encore le siège d'une tectonique active et les murs bor-

diers 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'écarte-

ment) 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 comporte-

ment 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 géo-

thermique 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

GHOUBBATAL

O KHARAB

rx. dernière« couleei de lovei

^* autour de laxe du bombement

ttns d'écoulement de lo lave

FIG 16 : BOMBEMENT LONGITUDINAL DU RIFT D'ASAL

-12°N

». e «

s oe a

i i r42so 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 INDIQUEESPAR DES GRANDS CARRES PLEINS ET PAR LEUR SIGLE.

29

1.3. - SYNTHESE SUR LA TECTONIQUE DES ZONES DE KRAFIA ET D'ASAL

Rift Nord Islandais Rift Asal-Ghoubbat

Evolutiongéodynamique

Développé à partir d'unedorsale océanique pré-existante.

Développé dans l'avancéed'une dorsale parmi unecroûte continentale amin-cie et transformée,(position intermédiaire)

Large zone affectée par le rifting à la suite de ladélocalisation, saut, rotation de l'axe d'expansion etde sa convergence passée ou présente avec d'autresrifts.

Processusd'extension

Contrôlé par l'intrusionde magma.

Contrôlé par une tectoni-que d'ouverture (fissura-tion, basculement deblocs...

Zones d'ac-cretion

Quelques faisceaux enéchelon dans un rift peuaccentué. Ces faisceauxsont centrés sur desappareils volcaniques quifocalisent la plus grandepartie de l'activitétectonique et magmatique.

Zone axiale essentielledans un rift très marquée

Dans les 2 cas la déformation est non cylindrique(champs de contraintes hétérogènes).

Zones trans-formantes

Mal localisées, système defailles normales.

Idem, mais interfère avecla zone de rift.

Position duchamp géo-thermique

Intersection d'un faisceau(intrusion + fissures) etd'une caldeira.

Intersection de 2 struc-tures majeures : mur bor-dier et accident trans-formant profond.

Vitessed'expansion

1 à 2 cm/an. Une crise par siècle.

Age 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 pro-

duction 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 siliceuses. Les études

récentes tant dans les formations volcaniques tertiaires de 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 do-

minées 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" oc-

cupent 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 plutoni-

ques, 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 pyroclasti-

ques.

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 km).

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 ré-

seaux de fissures

- basaltes alcalins dans les zones à fracturation profonde

de la croûte.

L'Islande possède une proportion plus grande de roches évo-

luées que les autres R.M.O. Les roches intermédiaires (icelandites, ...)

et acides (rhyolites, comendites ...) se cantonnent au niveau des appa-

reils 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 cris-

tallisation 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 porphy-

riques 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 nouvel-

les 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 com-

position 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) rencon-

trées 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 hétérogé-

néités 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 vol-

canisme 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 rif-

ting : les deux phénomènes étant indissociables. Parallèlement, l'explora-

tion 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.

AI2O3

13 -

TiO2

15

14

13

12

11

2,5 -

1.5 -

*if +

4-

5,0 6,0

MgO (wt-%)

i7,0

12 -

- CaO

11 -

10 —

2,5 -

Na2O2 , 0 -0 .4 -

- 0 , 3 -K 2 O

0 , 2 -0 , 3 -

0 , 2 -— MnO

0,1-

0 , 2 -U P2O5

0,1-(wr-%)

o

4-

M 7!o 8,0

MgO (wf-%)

7 DECEMBRE 1975 + SEPTEMBRE 1977 - ECHANTILLON DE LAVE

• AVRIL 1977 * • SEPTEMBRE 1977 - MOYENNES DE LAVES

• SEPTEMBRE 1977 - FORAGE

FIG. 18 : EVOLUTION DES LAVES ACTUELLES DE LA ZONE DE KRAFLA

36

», ^ J . *• i HVERAGIL(bouche d eruption) (fissure emissive)

LEIRHNJUKUR (cratère)

MT KRAFLA

CHAMBRE MAGMATIQUE

FIG. 19SCHEMA 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 érup-

tions 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 témoi-

gnent 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 multi-

ple 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 hyalo-

clastites.

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 K G - 8 KG-IO KJ-II KJ-7KJ-9 KW-I PROFONDEUR EN m.

0(480 Uli

ForageLave basaltiquealtérée

| T T T ) Lave basaltique" ' " fraîchet\V-'.l Hyaloclastite

^.','Tj Brèche riche en basalte

| + +| Dolente

jjf^l Granophyre

> 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 tectoni-

ques (Fig. 21).

2.2.1.

Les trapps éthiopiens et yéménites émis durant l'Eocène et

l'Oligocène ont une composition variable : alcaline ou tholéiitique, ba-

saltique 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 ré-

servoirs 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 mê-

me 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 Gol-

fe de Tadjoura et jusque dans la zone Nord Ghoubbat. De nature plus alca-

line, ces basaltes sont entrecoupés de nappes de ponces et roches diffé-

renciées. Cet épisode se clôt par la formation de plusieurs dômes rhyoli-

tiques ("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 substra-

tum des séries du rift à Asal (forages). Son chimisrae souvent transition-

nel trahit l'apparition d'une croûte océanique dans cette région. Ses pro-

duits 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 transversed) Serie stratoide e) Basaltes du Dalha f) Rhyolites miocènesg) 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 sui-

vent la progression de la déchirure depuis la zone d'Oboc à celle du

Ghoubbat Nord). Ce sont des basaltes pauvres en K2O à affinité tholéiiti-

que. 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 condi-

tions superficielles.

. Les chaînes volcaniques axiales de l'Afar Central tradui-

sent 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 transition-

nels-pantellerite). Cela suppose l'individualisation de chambres magmati-

ques peu profondes (- 3 km). L'étude isotopique laisse penser que le maté-

riel originel du manteau n'est pas homogène.

. Les alignements volcaniques transverses soulignent par

leur chimisme alcalin et leur origine profonde des tendances transfor-

mantes.

. Les centres siliceux marginaux traduisent quant à eux un

volcanisme de type rift continental (toujours actif dans le rift éthio-

pien) 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 ba-

saltes transitionnels (ou faiblement alcalins ou de ten-

dance 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, devolcano-

logie, de géochronologie, et de géochimie furent entrepris par les équipes franco-

italiennes (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 analy-

ses 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 cer-

tains appareils sont d'une taille notable (Bourile Bahari). Néanmoins, les appa-

reils 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 (hyaloclas-

tites 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 Asal-

Ghoubbat.

- Les basaltes picritiques sur les marges externes

du rift.

- Les basaltes s.s. parfois enrichis en phénocris-

taux 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 cristalli-

sation fractionnée de pyroxene, d'olivine et surtout de plagioclase, sous

faible fo£ et haute température (1 200° C), des magmas basaltiques transi-

tionnels 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 tholei-

ites 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

Dynamisme

Chimisme

Différenciation

Magma primaire

Volume d'une

éruption (la

dernière)

Réservoir

magmatique

Périodicités

Nord-Islande

Volcanisme fissurai

associé à

volcanisme central à cal-

deira.

Tholeiite à olivine à

rhyolite.

Asal-Ghoubbat

Fissurai pur.

Basalte picritique à

ferrobasalte.

à la limite entre le basalte des dorsales (M.O.R.B.)

et le basalte transitionnel

0,0024 km3

(+ 0,39 km sous forme

d'intrusion)

Toit à 3 km de profondeur

température entre 1 150 et

1 200° C. fo2 = 10"8»47

35 éruptions en 6 000 ans

0,016 km3

environ 3 km

de profondeur

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 compo-

santes : (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/m2 (Islande Orientale) à 300

mW/m2 (dans la zone active Reykjanes-Langjökull).

L'extension lithosphérique par injection de dykes est le

processus dominant invoqué pour expliquer cette anomalie thermique au ni-

veau de la dorsale islandaise. L'élévation du gradient dans la zone active

est, quant à elle, due à la circulation hydrothermale jusqu'à une profon-

deur de 3 km au moins.

3.1.2. A.s_p_ec_ts_ t yd_rog ol_

L'origine des eaux géothermales islandaises est générale-

ment 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 sur-

tout au contact de 2 ou plusieurs unités lithologiques (laves + hyaloclas

Flux advectif du à l'activitéthermique de l'eaus haute température

Flux advectif du á l'activitéde l'eau á basse température

Volcanisme Flux de conduction

Puissancemécaniquepour le mouvementd e la pla'qiïaqûTl

Capacitétherm ¡ que

Transfert -de chaleurmagmatique

1•Intrusions

15Zone d'activitéhydrothermale

\

Chaleur provenantde la désintégration radioactivedans la croûte et le manteausupérieur

Fluxadvectifdu au magma

Flux conductif et advectifprovenant de la montée de laphase solide

23 SCHEMA DU FLUX ENERGETIQUE POUR L'ISLANDE

-66*

¿

-65

24. 22»

REYKJAVIK^JT

REYKJANES * ^ | — w A v ,

24"i

SVARTSENGI 1 ,KRISUVIK

22«1

^ r\XAKUREYRIv

s. v v y ^ TORFAJOK

VESTMANNAEYJARi

l18*

í VATNA

¿y

i

AKRAFLA\ANÁMAFJAI

• ASKJ/lA

JÖKULL / - ^

i66°.

XW

i

I v W ^ I 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 pro-

voque 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 métamorphis-

me d'enfouissement que subissait les coulées anciennes, au moyen d'une zo-

néographie 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 me-

sure du flux thermique, proches des courbes théoriques concernant les dor-

sales 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'épi-

dote 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 islan-

dais 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

KRAFLA.Forage Ne 10

ai3

géol

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500

1000

1500

2OO0

53

FIG. 26

MODELE SIMPLIFIE DU C H A M P GEOTHERMIQUE DE KRAFLA

CIRCULATION DES FLUIDES GEOTHERMAUX

-1000

-1500 -

-2000- . ' ' " V a p e u r y Eau ,magmatique degazee

250 500 750 m

PROFIL DE TEMPERATURE

100 ISO 200 250 500 S50»Ci i i i i i

-500

-0

-500

--1000

-1500

-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 ré-

servoir 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 mani-

festations 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 géother-

mal 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 impor-

tante du même type que celles des dorsales océaniques voisines.

Les valeurs du flux obtenues dans le Golfe d'Aden sont de

3,9 Mcal/cm2/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 (gra-

dient 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 sour-

ces 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 minéra-

lisation 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 par-

tie 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 ré-

servoir 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 circu-

lations 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 ré-

servoir.

. 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'hydrotherma-

lismé 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-épi-

dote 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

.1000m

_ Nnaav statiguc(•ou M mar)

FIG. 27 : MODELE DE CHAMP GEOTHERMIQUE A ASAL

^>*v>s> Températures de^ v . ^ stabilité en

^ - » ^ ^ °C

linéraux ^^^«^^^hydro thermaux ^ ^ ^ ^

Montmorillonite

mel.int.montm.illites

illites

pyrite, chalcopyrite

hématite

dolomite

épidotes

albite

50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 220 230 240 250

•

•

00

FIG.28 : DOMAINES DE STABILITE THERMIQUE DES PRINCIPAUX MINERAUX HYDROTHERMAUXDANS LE CHAMP GEOTHERMIQUE D'ASAL (données du forage d'Asal 2)

59

3.4. - SYNTHESE SUR LES CONDITIONS HYDROTHERMALES DES DEUX RIFTS

Flux-gradient

Origine

Nature

fluide

Minéraux

traceurs ther-

miques en fo-

rage

Manifestations

hydrothermales

Réservoir

géothermique

Nord-Islande

200 à 300 mW/m2

Météorique

Vapeur dominante +

eau dominante

Zeolites + épidotes

abondants

Abondantes sources chaudes

et fumerolles localisées à

l'extension du champ

Laves + hyaloclastites

Asal-Ghoubbat

25°C/1OO m

Marine + météorique

Eau dominante

(+ vapeur dominante ?)

Argiles + épidotes

plus rares

Sources et fumerolles

plus rares.

Sources localisées au

niveau hydrostatique

(Asal et fumerolles à la

limite du champ et de la

zone active.

Laves fracturées

60

FICHE A - METHODOLOGIE DE L'EXPLORATION GEOPHYSIQUE

- Gravimétrie

- Magnétisme

- Méthodes électriques

- Sismique

61

-64

LEGENDE !

Laves plus anciennes que 0,7 M.A.Tone néovolcaniquechamp géothermique de haute température

6«'_

Figure 29 - Carte générale de l'anomalie de Bouguer de l'Islande, modifiéed'après MAKRIS (1975) et STEFANSSON (1981)

W

•"•Mr-;

I«

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(MIAMCf M KLOMlUMtf.Hi f>Mi .

1H—|SSL+

2

•

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l-l.l

Ui

p3

\e DONNEES SISMIQUES

1)Pálmason,19712)Bott etal.j19713)Casten, 1974

Figure 30 - Modèle de densité crustale et mantellique, de la zoneIslande-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 Krafla2 - bordure de la caldera de Krafla3 - intervalle des courbes : 1 mgal

585000-

¿in ,

Mynd 6.2

0RKUST0FNUN

T S54Krollo F 16 838

Figure 32 - Carte résiduelle de l'anomalie de Bouguer, d'après KARLSDOTTIRet al. (1978)

Champ régional choisi : 18 + 0.5 y ; intervalle des courbes : 1 mgal1 - 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 ni-

veau 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 destinée à l'exploration géothermique du

champ de Krafla (environ 120 km ), et réalisée par

LORKUSTOFNUN. Parallèlement, elle a également servi au sui-

vi 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 juxta-

position 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 géo-

thermique.

Ces anomalies lourdes sont généralement attribuables à deux phéno-

mènes :

- une densité maximum d'intrusions magmatiques

- un colmatage des pores par des minéralisations hydrother-

males .

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 contrô-

lées directement par les arrivées et fuites périodiques de magma

dans une chambre magmatique relativement superficielle (3 à 7 km).

65

18.34" 36* 38* ¿O* 42' «V

16

U

12

10'

6*

Niveau de référence H = 0 mDensité utilisée pour°les fcorrections p = 2,67 g/çm?.corrections topoçraphiqueset de Bouguer sphériquescorrections topographiquesutilisant les zones de/Hayford 1 à 02 /champ normal de gravi/técalculé avec Four. Itfit. Grav. 1930

o : stations gravimétriques établies par*\l'Institut de Géopht/sique (Uni. Hambourg) HA : stations graviméjtriques de .11D..¿

sources variéesf\ isoliques en [TngaT|

0 100 200 km i

projection polyconigue

¡, J. ZWMEPréparée par- J. MAKRIS, J. ZW1MERNAR0N

Inst. de GéophysiqueUn. de Hambpurg-

- P. GOUIN ObservatoireGéophysique de l'Univ.

\y Ababa

34*

i Computed: Rechenzentrum Uni. Hamburg

36* 38*

8*

Drawn M. Eiters

40* 42*6*

a*

Figure 33 - Carte de l'anomalie de Bouguer du Nord de l'Ethiopietirée de MAKRIS (1975)

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 anoma-

lie légèrement négative (-30 à -40 mgal) sur l'ensemble de la zone

Asal- Ghoubbat (environ 120 km2).

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'injec-

tion magmatique et de volcanisme récent, se caractérise par des ano-

malies moins légères que dans les autres parties du rift.

Cette cartographie met en évidence une zone allongée (15 km^), ca-

ractérisée par une concentration de nombreuses anomalies lourdes et

légères, de faible amplitude. Cette concentration signifie une com-

plexité structurale importante et le caractère superficiel des sour-

ces 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.

tN

Myvotn

4 km CHAMP MAGNETIQUE EN KILOGAMMAintervalle entre les contours0.5 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 néga-

tives 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 aé-

romagnétique sur une surface de 180 km^, réalisé par l'Uni-

versité 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 géother-

mique (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 (dé-

magnétisation) 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 eten Ethiopie. La frontière de plaques est indiquée pntre 44°Eet 40°20'E. La zone de Mak'arrasou est indiquée par une ligneinterrompue. La limite entre zone magnétique océanique etzone magnétique calme est figurée par une ligne sinueuse épaisse.Les deux panneaux du levé correspondent respectivement à unealtitude de 2 000 m (Ouest-Terre) et 600 m (Est-Mer). D'aprèsCOURTILLOT 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 géné-

ral 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 : al-

titude de vol 2 000 m, espacement des lignes de vol 5 km,

superficie couverte supérieure à 40 000 km2 (COURTILLOT et

al, 1980 ; BARTHES et al, 1980).

Approche locale de la zone Asal-Ghoubbat : interprétation des don-

nées du lever aéromagnétique général, non destiné spécifi-

quement à l'exploration géothermique.

INTERPRETATION

Compréhension du cadre géodynamique régional : structure et exten-

sion du rift océanique jusqu'au lac Asal, mise en évidence de

failles transformantes, détermination du taux 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 cen-

trale définit l'axe principal de remontée magmatique ou la concen-

tration 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

SHMBSzone des trapp s

"cb ballte

¿one de naute terperatureM= SH ,„T czone néo-

volcaniquezcre ces

7 station telluriqueT station macpétotelluriquei riEsurs de dipôleLes narbres sont; des rásistivités en Sin (

l'échelle horizontale est la mare que l'échelle de proiundeur sous 1 km

trapps de basalte

Ohm

Figure 38 - Schéma de répartition des résistivités auniveau du champ géothermique de Namafjall

selon une section perpendiculaire à la zone volcaniquebasé sur des données de sondages Schlumberger,dipôle et magnétotellurique ; tirée de PALMASON (1975)

CHAMP GEOTHERMIQUE DE KRAFLA

RESISTIUITE A 600 m DE PROFONDEUR

tN

LEGENDE

Zone de faible résistivitéRésistivité inférieure à 10 On

Résistivité par sondages Schlinfcergerrésistivité en UnBord de la caldera

3 km

ooo

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-magné-

totelluriques ont été réalisés. Ils ont permis l'étude gé-

nérale de la structure électrique profonde (croûte et man-

teau 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 thermi-

que de la croûte et du manteau supérieur islandais avec no-

tamment (fig. 38) :

- La mise en évidence d'une anomalie thermique â l'échel-

le régionale, et non seulement locale (liée au volca-

nisme 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, attri-

buable 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 ré-

sistivité devient plus complexe et elle semble augmenter entre 800

et 1 000 m de profondeur.

c

CD

I

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r— CO

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2.

DJIBOUTI

ISORESISTIVITES APPARENTES

MELOS INCLINAISON

(en Um)

70Hz

GHOUBBET AL KMARAB " - - ^ ^

Principóles froctuves

SondoqfJ

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DJIBOUTI

RES1STIVITES APPARENTESMETHODE " RECTANGLE "

GHOUBBET AL KHARAB

Principals» Itoclvrn

Petition dti electrodej

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i-ineCD

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CO

MAGNETOTELLURIQUE 5 EXCONDUCTANCES LONGITUDINALES

= r_-GHOUBBET AL KHARAB - - " - -

79

4.6. EXPLORATION ELECTRIQUE A ASAL

METHODES

Approche locale : différentes méthodes ont été appliquées sur la

zone Asal-Ghoubbat (environ 120 km ¿), essentiellement pour

l'exploration géothermique et accessoirement â la suite de

l'éruption de l'Ardoukoba en novembre 78 : sondages élec-

tromagnétiques MELOS (BRGM, 1972), sondages magnétotelluri-

ques MT5EX (BEICIP, 1981) et MT harmonique (CNRS, 1981),

sondages électriques par dispositif rectangle avec électro-

des 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 (10 fi .m) et correspondant à une frac-

turation importante en surface.

La carte de résistivité (fig. 41) obtenue à partir des sondages

électriques fait 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 con-

ductrice, correspondant â une région très fracturée en surface.

Cette anomalie conductrice épouse le bombement du rift d'Asal, bom-

bement 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 géographi-

que, avec en particulier, la mise en évidence d'un niveau résistant

épais sous l'anomalie électrique décelée par les sondages électri-

ques 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"38-

16"55

6S-N44' 65-N3r1CW48' 16'W5?0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 0 11 12km g

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65"N46 A16 W467S "0 1 , ? . ? . 1 • ?

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'atté^Z I

QDO

Figure 43 - Activité sismique associée à l'épisode éruptif du volcan KRAFLA, en septembre 1977, tirée de BRANSDOTTIRet 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 géothermiquede Namafjall, siège d'une éruption ponceuse mineure

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'ex-

ploration géothermique à Krafla. Par contre, les données sismiques

obtenues lors de l'épisode de rifting 1975-1978 ont révélé l'exis-

tence 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 ma-

jeure et active, recoupant les fractures principales du rift (fig.

17).

C'est justement au niveau de cette intersection que se trouve le gi-

sement attendu, résultant donc de la combinaison entre gradient géo-

thermique élevé (apport magmatique) et fracturation élevée (sismici-

té 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 proba-

ble à l'intérieur d'une cible bien délimitée (caldeira) ;

cible qui avait été délimitée d;après son contexte volcano-

structural très favorable et d'après l'intensité des mani-

festations hydrothermales de surface.

ASAL : L'objectif était plutôt de prouver l'existence et de déter-

miner l'extension d'un réservoir géothermique dans une zone

à priori favorable ; zone retenue en raison de ces poten-

tialités 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 sur-

faces 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 équiva-

lentes.

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 impor-

tant.

83

Le fait que ces deux phénomènes aient une signature gravi-

métrique claire a permis la localisation de zone assimila-

ble au réservoir (densité maximum d'intrusion et circula-

tion 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 dévelop-

pement d'un réservoir géothermique en raison de sa comple-

xité 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 impossi-

ble, 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'ex-

tension et l'orientation du champ géothermique. Cette

excellente signature magnétique du champ résulte de l'in-

tensité des processus d'altération hydrothermale (démagné-

tisation) .

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 recon-

naissance 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 électri-

ques 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'exis-

tence 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'im-

plantation 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

ON

1

r-j

oDCD

O.CD-ilI—-CX3euXM-3

3

>*•

-J

1

Ot-i.

i-l

CDnri-

O

CD

CL

CD»OOC}—•

CD3CDZ3n-CLCDen •

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cQ.CDCO

>-)CD»OCD•J

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i

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Oh-1

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CDen

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CLCD

K^

1

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M

1

70CD(TOi-)

CL

3Oi-)

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OlOM*

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1

Oi-j

eucrCD'i

CD

aCDX

• Dt—'

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CLCD

7023>

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1—1

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COrru<-O

CLCDCD

mN

CLeuen

CDen

3CD1O>-h—'CDen,—^noM

3:N

on

••

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CL

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1

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CD»>-i

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cl-f

CDenCL

CD»J3

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CLCDCD-tly—'Ct~.

CLCDen

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CO

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CCDgeuXi_"

3C3*•—s

X<cCDi-J

mnM -i—•i—i

• * - ^

Q3'

?;•1

eu-fi

OG-2I 0 200 400 600 800 1000 m

/ 1

Légende

4

5

6

7

k-Vœnlegt vinnslusvœôi

G - 2 3 Q Hrafntinnu-hryggur

•B

88

n" d'tchantiUjon

G-l

G-2

G-3

G-4

G-5

G-6

G-7

G-8

G-9

G-10

G-ll

G-12

nr.

KRAG08781078

KRAG08781075

KRAG08781072

KRAG07781071

KRAG07781063

KRAG12771210

KRAG07781068

KRAG07781064

KRAG07781066

KRAG07781069

KRAG08781074

KRAG08781077

pfujncApaiix gaz pfii

co2

98.4

98.1

97.5

96.2

47.7

31.8

98.5

95.7

97.2

98.5

95.8

97.1

H2S

0.7

1.4

1.6

1.3

4.4

0.4

1.1

2.8

1.2

1.1

2.8

1.8

H 2

-

0.3

-

2.1

7.0

0.7

0.3

1.3

0.4

0.3

-

0.4

Lient en I

o2

-

0

0.3

0.7

7.6

14.0

-

0.2

0.6

-

0.3

0.4

PH4----0.9

-

-

0.2

-

-

-

-

concenuiaXAjon dub pazen van

co2

239600

24100

50300

58100

6742

1820

84000

39300

123200

89000

64800

125100

H2S

1490

397

702

710

1121

54.1

863

. 977

1280

804

1160

1920

Tableau 1 - Composition des fumerolles de la région de Krafla (voirlocalisation 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 ac-

quis.es sur la géochimie des eaux dans les autres champs géothermi-

ques 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 flèchesindiquent le sens d'écoulement de l'eau de mer (depuis Ghoubbat vers Asal) et des eauxmeteontiques (de l'extérieur vers le centre du rift);in CORREIA et al. (1983)

• SOURCE THERMALE

• FUMEROLLE

A DEPOT OU ALTERATIONHYDROTHERMAL

91

MODELE VAL7MEMTATI0N VES SOURCES CHAUVES

S W

\

Collapse

Aciual to subaciualI volcantsm

MOVELE P'ALIMENTATÎOW PU LAC ET VES SOURCES FROIPES

N W

Figure 46 - Modèle d'alimentation des différentes sources du rift AsalGhoubbat : d'après BOSCH et al. (1977)

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 Asal-

Ghoubbat, 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 com-

prendre les systèmes de circulation des fluides dans la zone Asal-

Ghoubbat.

Les compositions chimique et isotopique des eaux de sources ont per-

mis de différencier deux types de fluide, en relation avec des sys-

tèmes d'alimentation différents (fig. 45 et 46 ) :

- Un fluide d'origine superficielle (eau de mer) ayant circulé ra-

pidement et en grande quantité à travers de larges fissures. Il

est caractéristique des sources de faible température (35°) ren-

contrées 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'équili-

bre profondes oscillent entre 150 et 200° C. Il est caractéris-

tique des sources chaudes très minéralisées (60 - 80°) rencon-

trées 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 pre-

mier 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

m500-

0-

-500-

-1000-

-1500-

-2000-

o

a:

HVERAGIL

zonesupériej;

g

\

dégazée

O 250 500 750 m

Profil de temoérature

100 190 200 290 SOO 390°C

-500

-0

--500

--1000

-1500

-2000

Figure 4/ - Modèle simplifié du réservoir géothermique de Krafla, montrantle régime d'écoulement dans les zones inférieure et supérieure,ainsi que le profil de température : d'après STEFANSSON (1981)

Puits

KG

KJ

KJ

KJ

KJ

10

7

B

9

11

nombre

1

5

9

11

de jours

0

,9

,4

,9

,2

remarque

(puits de réfé-rence)

eau dégazée

ii H

Tableau 2 - Age relatif du fluide dans différents puits de Krafla, calculé à partirdes teneurs en radon. Pour KJ7 et KJ6, on obtient un flux de185 m/jour : d'après STEFANSSON (1981)

94

TABLEAU 3

COMPOSITION; CHIMIQUE VES TLUIVES

VE LA ZONE INFERIEURE VU CHAMP VE KRAFÍ.A

n° du Puits

pression de l'échantillonPa

enthalpie du flux KJ/kg

portion de vapeur à Ps

pH/°c de la phase liquide

fim/°C de la phase liquide

température de silice °C

KJ B

0,98

1500

0,37

8,46/20

13,3 /22

279

KJ 7

0,78

1900

0,58

7,25/20

10,2 /21

272

KJ 9

1,04

1241

0,23

9,06/20

11,6 /22

263

KJ 11

0,22

1483

0,44

9,11/21

10,1 /22

271

KG 12

0,83

2B00

0,92

6,67/19

6,6 /21

269

COMPOSITION CHIMIQUE EN MG/KG VU FLt'X TOTAL

STEFANSSOH (79g?;

co2

H2S

H2

CH

SiO2

Na

K

Ca

Mg

S0u

Cl

F

Fe

total de solides dissous

6436

680

8.1

0.18

498

95

16

0.79

0.006

84

20

0.84

< 0.06

831

17345

1046

26

0.17

303

62

12

0.98

0.008

74

43

0.50

0.21

564

1357

75

1 .4

0.09

513

156

18

1.3

0.006

175

38

0.62

0.13

962

5583

199

1 .1

0.09

465

132

22

0.95

0.006

71

21

0.51

0.05

852

19048

801

49

0.04

66

19

4.8

2.1

0.01

10

21

0.13

0.15

140

95

5.3. GEOCHIMIE DES FLUIDES DE FORAGE A KRAFLA

METHODES

Etude des fluides récoltés durant les forages et les tests de pro-duction 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, en-

thalpie 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 = 195 à 215° C ; prof.= 200 à 1 100 m.

+ les températures d'équilibre profondes (S-j^, Na - K,

Na - K - Ca) sont en accord avec les températures mesu-rées : 200 à 210° C.

+ la concentration des gaz magmatiques dans les fluidesrapports H, /H2S, C02/H25) 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 définirun modèle de flux dans cette zone

+ les températures maximales enregistrées correspondent auxzones où le flux de gaz magmatiques en surface est maxi-mum (région de Hveragil)

+ les teneurs en radon ont permis de définir l'âge du flui-de et la vitesse de circulation (Tab. 2).

+ une connection entre zone inférieure et zone supérieure aété mise en évidence au niveau de Hveragil, à partir desvariations de composition chimique et d'enthalpie dufluide 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

Om

-lOOOm J

-2000 *A: ...... x yPact* raarrctaue / ] / ^ c

la»role(íóiKml/ *O I I l u Cnombr» maçmotiŒJt

principale(Set Um )

_ N N M U »fotioit(•ou 6* nrl

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 produc-

tion 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 par-

tir 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 sul-

fures 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'impor-

tance 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 pré-

pondérant dans les travaux d'exploration. De plus, la spé-

cificité du contexte volcanologique (présence de gaz magma-

tiques) 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 importan-

te sur le développement du champ, puisque les forages ont

été concentrés dans la zone de Hveragil où le flux magmati-

que apparaît maximum.

A S AL : L'exploration géochimique de surface a surtout apporté des

renseignements sur la circulation des fluides, sans permet-

tre la localisation de zones d'intérêt majeur. Quant aux

données de forage, elles sont trop fragmentaires pour modé-

liser 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. KRAFLA

6.1.1. Aspects techniques de l'exploration

L'exploration du champ géothermique de Krafla a été menée essen-

tiellement par des équipes de spécialistes islandais (de 1'Orkustofnun)

dans le cadre de programmes nationaux (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 hydrother-

males à Krafla (et en Islande en général) l'accent a été mis sur cet as-

pect 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 Namaf-

jall 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 géothermi-

ciens 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 fonc-

tionner 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 cont-

raintes 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. ASAL

6.2.1. 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'obs-

truction 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 immenses même au

regard de l'extrême 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 dévelop-

pement 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 man-

que de suivi, voire de sérieux dans les travaux, ce qui a engendré en

retour une méfiance des autorités de Djibouti à l'endroit des maitres

d'oeuvre étrangers en général et français en particulier.

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 écono-

miques et politiques, soit de traditions scientifiques et techniques loca-

les 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'exem-

ple'.

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 indépendam-

ment du degré de connaissance, il se différencie sur bien des points du

champ d'Asal (alimentation en eau des réservoirs, importance des manifes-

tations hydrothermales...).

Sur trois points généraux au moins, la similitude des contex-

tes 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 volca-

nisme -, être traversée par des structures transformantes diverses là

aussi, elle s'exprime toujours par des failles normales suivant une direc-

tion dominante.

A Krafla la caldeira peut n'être considérée, à la limite, que

comme l'expression la plus intense de la fissuration. Le champ géothermi-

que se situe dans la zone de fracturation la plus intense : cela peut cor-

respondre, 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 télé-

détection, jusqu'à la microtectonique).

2 - Sur le plan géométrique les champs ont à priori une cer-

taine 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 des analyses géochimiques de laves pour localiser

l'éventuelle zone de différenciation du magma. L'étude des produits

d'éruptions phréatiques est également à recommander dans la caractérisa-

tion des interactions eau-magma (profondeur, température, extension géomé-

trique du réservoir...).

105

BIBLIOGRAPHIE DES FICHES

"STRUCTURE", "GEOLOGIE" ET "HYDROTHERMALISME".

S. ARNORSSON, K. RAGNARS, S. BENEDIKTSSON, G. GISLASON, S. THORALLSSON,

S. BJORNSSON, K. GRONVOLD et B. LINDAL. 1975.

"Exploitation of saline high temperature water for space heating pro-

ceedings, 2nd U.N. Symposium on the development and use of geothermal

resources."

pp. 2 077-2 082, Lawrence Berkeley Laboratory, University of Califor-

nia.

F. BARBERI, G. FERRARA, R. SANTACROCE et J. VARET, 1974.

"Structural evolution of the Afar triple junction" in "The Afar depres-

sion of Ethiopia".

Pilger et Rosier eds, Sweizerbart, Stuttgart pp. 38-54.

F. BARBERI et J. VARET, 1979.

"The Afar rift junction" in E.R. Neunmann et I.A. Rauberg eds "Petrolo-

gy and Geochemistry of continental rifts".

Reidel, Dordrechts, Holland, pp 55-69.

F. BARBERI, R. SANTACROCE et J. VARET, 1982.

"Chemical aspects of rift magmatism" pp. 193-222.

Continental and oceanic rifts, edit, by G. PALMASSON

Geodynamics series vol. 8 I.U.C.G., A.G.U. et G.S.A.

H. BIZOUARD, 0. RICHARD, 1980.

"Etude de la transition dorsale océanique rift emerge : Golfe de

Tadjoura, Asal, Afar Central. Approche pétrographique et minéralogi-

que".

Bull. Soc. Géol. France (7), t. XXII, n° 6.

S. BJORNSSON, 1970.

"A program for the exploration of high temperature areas in Iceland".

Geothermics, spec. Issue 2, vol. 2, 1 050-1 054.

106

A. BJORNSSON, K. SAEMUNDSSON, P. EINARSSON, F. TRYGVASON et K. GRONVOLD ;

1977.

" Current rifting episode in north Iceland" Nature, 266, 318-323.

A. BJORNSSON, G. JOHNSSEN, S. SIGURDSSON, G. THORBERGSSON, E. TRYGVASON ;

1978.

"Rifting of the plate boundary in north Iceland 1975-1978".

CANN, 1970.

"Geological processes at mid oceans ridge crests".

Geophys. J., J_5 ; 331-341.

JUTEAU T, 1980

"La naissance de la croûte océanique"

La recherche n° 117, vol. 11, pp. 1 374-1 385.

I.S.E. CARMICHAEL, 1964.

"The petrology of Thingmuli", a tertiary volcano in eastern Iceland.

Journ. Petrol., 5, 43 5-460.

H. CORREIA, J. DEMANGE, R. FABRIOL, A. GERARD et J. VARET, 1983.

"Champ géothermique d'Asal : synthèse des données disponibles au 1er

Janvier 1983". Rapport B.R.G.M. 83 SGN 022 GTH.

COURTILLOT, V. (1980).

"Opening of the Gulf of Aden and Afar by progressive tearing".

Phys. Earth. Planet. Inter., 21, 343-3 50.

R.W. DECKER, P. EINARSSON et P.A. MOHR, 1971.

"Rifting in Iceland : new geodetic data, Science, 173, 530-532.

G. DELIBRIAS, G. MARINELLI et L. STIELTJES, 1975.

"Spreading rate of the Asal rift : a geological approach", pp. 214-221,

Afar depression of Ethiopia vol. 1, A. Pilger et A. Rosier (eds.) ; E.

Schweizerbart1sehe Verlagsbuchandlung, Stuttgart.

107

J. DEMANGE, L. STIELTJES et J. VARET, 1980.

"L1eruption d'Asal de novembre 1978"

B.S.G.F. (7), t. XXII, n° 6.

K. GERKE, 1969 "Measurement of recent crustal movement in Iceland" in

"Problems of recent crustal movement", pp. 237-246 Académie des Scien-

ces de l'U.R.S.S. Moscou.

K. GERKE, 1974.

Crustal movements in the Myvatn- and the Thingvallavatn-area, both

horizontal and vertical.

In : Geodynamics of Iceland and the North Atlantic area.

L. KRISTJANSSON, ed. pp. 263-275. Dordrecht-Boston : D. Reidel

K. GERKE, 1977.

Über neuere horizontale und vertikale Krustenbewegung in Island.

Mitteilungen der Technischen Universität Carolo-Wilhelmina zu Brauns-

chweig, XII.» Heft III/IV.

F. GASSE, 0. RICHARD, D. ROBBE, P. ROGNON et M.A.J. WILLIAMS, 1980.

"Evolution tectonique et climatique de l'Afar Central d'après les sédi-

ments plio-pleistocènes".

B.S.G.F. (7), t. XXII, n° 6.

B. GRELLET, 1983.

"Rôle et influence du contexte géodynamique sur les structures et

l'évolution des rifts. Exemple de l'Islande et des Afars".

Bull. Centre Rech. Explor. Prod. Elf Aquitaine, 7, 1, 191-200.

K. GRONVOLD, H. MAKIPAA, 1978.

"Chemical composition of Krafla lavas 1975-1977".

Nordic Volcanological Institute ; University of Iceland.

HARRISON CG.A., 1974

"Tectonics of mid ocean ridges"

Tectonophysics, 22, pp. 301-310.

108

J.F. HERMANCE, 1982.

"Magnetotelluric and Geomagnetic Deep Sounding Studies in Rifts and

Adjacent Areas : Constraints on Physical Processes in the Crust and

Upper Mantle" pp. 169-192.

Continental and Oceanic rifts, Edit, by G. Palmason.

Geodynamics series vol. 8. I.U.C.G., A.G.U. et G.S.A.

S.P. JAKOBSSON, J. JONSSON et F. SHIDO (1978).

"Petrology of the Western Reykjavic Peninsula", J. PETROL.

J.L. JORON, TREUIL M., JAFFREZIC H. et VILLEMANT B., 1980.

"Etude géochimique des elements en traces dans les séries de roches

volcaniques du rift d'Asal. Identification et analyse des processus

d1accretion".

B.S.G.F. (7) t. XXII n° 6.

M. KASSER, J.C. LEPINE et J.C. RUEGG, 1979.

"Mise en évidence de mouvements d'extension sur la dorsale émergée

d'Asal-Ghoubbat en République de Djibouti".

C.R.A.S. Paris Série D, 288, 469-472.

R.C. LILWALL, 1982.

"Seismicity of oceanic rifts" pp. 63-80

In Continental and Oceanic Rifts, edit, by G. PALMASSON ; Geodynamics

series vol. 8.

KAY R., HUBBARD N.J. and GAST P.W., 1970.

"Chemical characteristics and origin of oceanic ridge volcanic rocks".

J. Geophys. Res. 75, 1 585-1 613.

V.l. K0N0N0V et B.G. POLAK, 1978.

"Geothermal activity of Iceland as a reflection of its geological

structure".

Tectonophysics, 46, pp. 135-157.

109

KRISTMANNDOTTIR, H ; 197 5

"Hydrothermal alteration of basaltic rocks in icelandic geothermal

areas".

Prox. 2nd U.N. symposium on the development and use of geothermal

resources, S. Francisco, vol. 1, pp. 441-445.

P. MORGAN, 1982.

"Heat flow in rift zones" pp. 107 à 122.

In Continental and Oceanic Rifts edit, by PALMASSON ; Geodynamics

series vol. 8.

0. NIEMCZYK, 1943.

"Spalten auf Island".

Verlag K. Wittwer, Stuttgart. 180 p.

R. K. O'NIONS et R.J. PANKHURST (1974).

"Petrogenetic significance of isotope and trace element variations in

volcanic rocks from the Mid-Atlanctic".

J. Petrology, 15, 603.

OXBURGH E.R. et TURCOTTE D.C., 1968.

"Mid-ocean ridge and geotherm distribution during mantle convection".

J. Geoph. Res. 73, 2 643.

G. PALMAS0N, 1973.

"Kinematics and heat flow in a volcanic rift zone with application to

Iceland".

Geophys. J.R. astr. Soc. 33, pp. 451-481.

G. PALMAS0N, 1980.

"A continuum model of crustal generation in Iceland ; kinematic

aspects".

J. Geophys. 47, 7-18, 1980.

0. RICHARD, 1979.

"Etude de la transition dorsale océanique, rift emerge : le golfe de

Tadjoura (République de Djibouti)".

Thèse 3e cycle Université de Paris Sud/Orsay.

110

B . ROBINEAU, 1979.

"La zone d'Arta et le rift d'Asal Ghoubbat : leur étude intégrée dans

le contexte géodynamique de l'Afar".

Thèse 3e cycle U . S . T . L . Montpellier.

J . C . RUEGG, J .C . LEPINE et C . VINCENT, 1980.

"Sismicité et microsismicité de la dorsale de Tadjoura, tectonique et

frontière de plaques".

B . S . G . F . (7) t. XXII n° 6.

K . SAEMUNDSSON, 1974.

"Evolution of the axial rifting zone in northern Iceland and the

Tjörnes fracture zone".

Geol. Soc. of Am. Bull. v. 85, pp. 495-504.

K . SAEMUNDSSON, 1978.

"Fissure swarms and central volcanoes of the neovolcanic zones of

Iceland" ; v. 10, pp. 415-432.

K . F . SCHEIDEGGER, 1973.

"Temperatures and compositions of magmas ascending along mid ocean

ridges" .

J . G . R . 78, 3 340-3 355.

J.G. SCHILLING, 1982.

"Evolution of the Iceland Hot Spot", Nature, vol. 296, pp. 313-320.

A. SCHLEUSENER and W. TORGE, 1971.

Investigations of secular gravity variations in Iceland. Zeitschrift

für Geophysik, J7_, 679-701.

H. SPICKERNAGEL, 1966.

Höhenmessungen in Nord-Island.

Mitteilungen aus dem Markscheidewesen, J3_, pp. 139-152.

Ill

V. STEFANNSSON, 1979.

"The Krafla geothermal field, Northeast Iceland".

Rapport, Orkustofnum.

M. TALWANI, X. LE PICHÓN et M. EWING, 1965.

"Crustal structure of the mid—ocean ridges, 2. Computed model from gra-

vity and seismic reflexion data".

J.G.R., 70, pp. 341-352.

P. TAPPONNIER et J. VARET (1974).

La zone de Mak'arassou en Afar : un équivalent emerge des "failles

transformantes" océaniques.

C.R. Acad. Sei. Paris, ¿Zi» 209-212.

M. TREUIL et J.L. JORON, 1976.

"Etude géochimique des éléments en traces dans le magmatisme de l'Afar.

Implications pétrogénétiques et comparaison avec le magmatisme de

l'Islande et de la dorsale médio-atlantique."

In : Pilger, A. et Rosier, A. (edit), Afar between continental and oce-

anic rifting. Stuttgart (Schweizerbart).

E. TRYGGVASON, 1976.

"Ground movement in north Iceland during the earthquake swarm of 197 5-

1976".

Naturufraedingurinn, 46, 177-198.

E. TRYGGVASON, 1978 b.

"Distance measurements in 1977 in the Krafla-Myvatn area and observed

ground movements".

Nordic Volcanological Institute, rapport 7810, 47 p. Reykjavik.

E. TRYGGVASON, 1978 a.

"Tilt observations in the Krafla Myvatn area 1976-1977".

Nordic Volcanological Institute, rapport 7802, 45 p. Reykjavik.

112

E. TRYGGVASON, A. BJORNSSON, G. JOHNSEN, S. SIGURDSSON, G. THORBERGSSON,

1979.

"Rifting of the Plate Boundary in North Iceland 1975-1978".

Jour. Geoph. Res. vol. 84 n° 86.

E. TRYGGVASON, 1980.

"Subsidence events in the Krafla area".

1975-79, J. Geophys. 47, 141-153.

J. VARET, M. TREUIL, 1973.

Critères volcanologiques, pétrologiques et géochimiques de la genèse et

de la différenciation des magmas basaltiques : exemple de l'Afar.

Bull. Soc. Geol. France (7), J_5» 506-540.

F. J. VINE et D.H. MATTHEWS (1963).

"Magnetic anomalies over oceanic ridges".

Nature, 199, 947-949.

G.P.L. WALKER, 1960.

"Iceland's volcanoes".

The Times Science Review Quarterly n° 51, spring 1964, 4-5.

G.P.L. WALKER, 1975.

"Excess spreading axes and spreading rate in Iceland".

Nature, vol. 255, pp. 418-471.

A.B. WATTS, 1982.

"Gravity anomalies over oceanic rifts" pp. 99 à 106.

In Continental and oceanic rifts edit, by PALMASON, Geodynamics series,

vol. 8.

D . A . WOOD, J. TARNEY, J. VARET, A . D . SAUNDERS, H. BOUGAULT, J .L . JORON, M .

TREUIL et J .R. CANN (1979).

"Geochemistry of basalts drilled in the North Atlantic by IPOD Leg 49

implications for Mantle heterogenerty.

Earth. Planet. Sei let., 42, 77-97.

113

BIBLIOGRAPHIE DES FICHES

"GEOPHYSIQUE" ET "GEOCHIMIE1

H. ARMANNSSON, T. HAUKSSON, 1980.

Krafla, Samsetning gass i gufuaugum. rep. ORKUSTOFNUN n° 0580027/JHD 16

S. T. ARNORSSON, 1979.

Hydrochemistry in geothermal investigation in Iceland.

Techniques and application. Nordic hydrology, p. 191-224.

J. BARBUT, A. CLOT, F. IUNDT, A. MENJOZ, J. VARET, 1982.

Report on project DJI 78/005. Testing on geothermal fluids, lac Asal

(République de Djibouti), phase 2.

Rapport B.R.G.M. 82 SGN 018 GTH.

V. BARTHES, A. GERARD, J. VARET, 1980.

Champ géothermique d'Asal. Synthèse des données disponibles au 1er juin

1980.

Rapport B.R.G.M. 80 SGN 525 GTH.

H. BECKER, 1980.

Magnetic anomalies ( z) in N.E. Iceland and there interpretation.

Joui. Geophys. 47, 43-56, 1980.

B. BOSCH, J. DESCHAMP, M. LELEU, M. LOPOUKHINE, A. MARCE, C. VILLET, 1977.

The geothermal zone of lake Asal (F.T.A.I.).

Geochemical and experimental studies.

Geothermics, vol. 5, p. 165-175.

B. BRANDSDOTTIR, P. EINARSSON, 1979.

Seismic activity associated with the September 1977 deflation of the

Krafla Central Volcano in north eastern Iceland.

J. Volcanol. Geotherm. Res. 6. 197-212.

H. CORREIA, J. DEMANGE, R. FABRIOL, A. GERARD, J. VARET, 1983.

Champ géothermique d'Asal. Synthèse des données disponibles au 1er

janvier 1983.

Rapport B.R.G.M. 83 SGN 022 GTH.

114

V. COURTILLOT, 1980.

Opening of the Gulf of Aden and Afar by progressive tearing.

Phys. Earth. Planet. Inter., 21, p. 343-350

J.N. DELATTRE, A. GERARD, C. MENNECHET, J. VARET, 1980.

Etude des variations du champ de pesanteur entre 1973 et 1979 dans la

région de l1 Ardoukoba, République de Djibouti.

In colloque Rift d'Asal. 23-29 fév. 1980. ISERT-INAG-PIRPSEV.

Tr. EINARSSON, 1954.

A survey of gravity in Iceland.

Soc. Sei. Islándica 30 Reykjavik.

A. GADALIA, F. IUNDT, R. FABRIOL, 1982.

Exploration géologique et géochimique de la zone Nord-Ghoubbat.

Rapport B.R.G.M. 82 SGN 022 GTH.

R.W. GIRDLER, 1970. :

An aeromagnetic survey of the junction of the red sea, Gulf of Aden and

ethiopian rifts. Preliminary report in Phil Trans. Roy. Soc, London.

A 267, p. 359-368.

G. GISLASON, H. ARMANSONN, HAUKSSON H., 1978

Krafla Hitaastand og gastegundir i Jardhitakerfinu.

R. KARLSDOTTIR, G.V. JOHNSEN and al., 1978.

Jardhitasvedid vid kröflu, Orkustofnun.

Report OS JHD 7847.

J.C. LEPINE, J.C. RUEGG, ANIS ABDALAH, 1980.

Sismicite du rift Asal-Ghoubbat pendant la crise sismo-volcanique de

nov. 1978.

B.S.G.F. tome 22 n° 6, pp. 809-816.

M. LOPOUKHINE, 1973.

Etude géochimique de la région du lac Asal.

Rapport B.R.G.M. 73 SGN 140 GTH.

115

J. MAKRIS, 1975.

Afar-Iceland a geophysical comparison in : Colloq. Afr. Geol. Abstr ;

Leeds, 379-391.

G. PALMASON, 1971.

Crustal structure from explosion seismology. Visindafelag Islendinga

(Soc. Scient. Island) XL Reykjavik : leitftuo 1971.

G. PALMASON, 1975.

Geophysical methods in geothermal exploration in Proc. Second. U.N.

symposium on the development and use of geothermal ressources, vol 2,

P. 1 175-1 184, US. gov. print, office, Washington.

A. SCHLEUSENER, 1974.

Gravity measurraents in N. Iceland between Eyjaford and Vopnafjord.

NATO adv. Study Inst. geodynamic of Iceland and north Atlantic Area.

Reykjavik.

A. SCHLEUSENER, W. TORGE and H. DREWES, 1976.

The gravity field of northern Iceland.

J. Geophys, 42, 27-45.

Ph. SERSON and al, 1968.

Magnetic Anomalies over Iceland Science V 162, p. 355-3 57.

V. STEFANSSON, 1981.

The Krafla geothermal field, Northeast Iceland.

In Geothermal Systems. Principles and case histories.

Ed. by Rybach and Muffler, John Wiley and sons. pp. 273-293.