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Synthése géologique sur les pyroclastites
Notion de magma
Le magma est essentiellement constitué de liquide à haute température (au minimum 600°C) qui donne par refroidissement et solidification des roches endogènes pluto-volcaniques. Dans le magma, on distingue deux phases principales:
– une phase fluide (liquide et gaz) provenant de la fusion partielle des matériaux parents;
– une phase solide où tous les cristaux sont stables aux températures et pressions de formation du magma.
La classification des magmas peut se faire en fonction de plusieurs critères:
– 1er critère: la composition chimique du magma;
– 2e critère: la nature du matériel parental;
– 3e critère: l’évolution géochimique.
Le magma fluide est de type basique, alors que le magma visqueux est de type acide. Il est appelé lave lorsqu’il se retrouve à la surface de l’écorce terrestre.
On distingue quatre types de volcanisme:
– un volcanisme de type explosif avec une prédominance de gaz;
– un volcanisme de type effusif avec une prédominance de magma basique;
– un volcanisme de type extrusif avec une prédominance de magma acide;
– un volcanisme de type mixte où l’on retrouve les trois types de volcanismes déjà cités (Cas et al., 1988).
Les roches pyroclastiques se forment lors des volcanismes de type explosif et extrusif. Par contre, elles se forment très rarement lors d’un volcanisme de type effusif.
Les pyroclastites
Les pyroclastites qui tirent leur nom de « pyro ou feu et de clastos ou fragments » sont des fragments de roche ou de lave projetés dans l’eau ou dans l’air lors d’une éruption volcanique explosive. Ces fragments, de taille variable, se déposent et forment les roches pyroclastiques après leurs transports par le vent ou par l’eau. Ils peuvent également se déposer par simple gravité autour de l’appareil volcanique. La nature des pyroclastites varie suivant les éléments constitutifs (Fisher et al., 1970):
– si les éléments constitutifs proviennent directement du magma, les pyroclastites sont de nature juvénile;
– s’ils proviennent d’un même appareil volcanique, dans ce cas, elles sont de nature accessoire;
– enfin, elles sont de nature accidentelle, lorsque les éléments constitutifs proviennent de la fragmentation des roches volcaniques encaissantes lors de l’éruption volcanique. On les considère ainsi comme des lithoclastes.
Classification des pyroclastites
La classification des pyroclastites peut se faire en fonction de plusieurs critères : la lithologie, la chimie, la genèse, la minéralogie et la température de fusion.
Critère génétique
Selon Cas et al. (1988), il existe trois types de pyroclastites:
– les éléments projetés dans l’air lors des fortes explosions volcaniques se déposent par gravité et forment un dépôt appelé retombées volcaniques;
– les mouvements latéraux de la lave plus ou moins dense donnent naissance aux coulées volcaniques;
– les déferlantes pyroclastiques sont des cas génétiques très particuliers car elles se forment dans un environnement subaquatique. C’est le cas des ignimbrites.
Critère chimique
La composition chimique des pyroclastites dépend de celle du magma qui leur donne naissance. Selon la teneur en silice (tableau 1) du magma, on distingue:
– les laves acides avec une teneur en silice supérieure à 63%;
– les laves intermédiaires où la teneur en silice est comprise entre 52 et 63%;
– les laves basiques où la teneur en silice est comprise entre 52 et 45%;
– les laves ultrabasiques où la teneur en silice est inférieure à 45% (Cas et al.; 1988).
Le degré de saturation en alumine des magmas peut s’expliquer par la substitution des ions silicium (Si4+) par l’ion aluminium (Al3+) dans le site tétraédrique. Le déficit de charge est alors compensé par les ions sodium ou potassium. Ainsi, les roches saturées en alumine sont très riches en feldspaths alcalins ou feldspathoïdes (Cas et al., 1988).
Critères lithologiques
La classification lithologique est basée sur la taille, la forme des fragments et sur le caractère consolidé ou non consolidé (tableau 2). Lors d’une éruption volcanique explosive, les fragments projetés à chaud dans l’air ou dans l’eau, en retombant se lient entre eux (cas des matériels juvéniles) ou sont cimentés par un matériel emprunté au milieu de dépôt (matériels accidentels). Ainsi, selon la taille des fragments, on distingue:
– les cendres (diamètre < 2mm) dont le dépôt forme les cinérites;
– les lapillis (2mm < diamètre < 64mm);
– les brèches (diamètre > 64mm).
Ces formations sont disposées en bandes étroites, allongées NNE-SSW et sont limitées par la chaîne Panafricaine des Mauritanides au Nord et à l’Est par le bassin sédimentaire de Taoudéni. Selon Bassot (1963), les formations de cette boutonnière sont d’âges Protérozoïque inférieur. Le supergroupe de Dialé-Daléma à dominante sédimentaire est constitué par d’importantes formations détritiques et silico-carbonatées recoupées par un magmatisme acide. Dans le groupe de la Daléma, s’est mis en place un important complexe calcoalcalin. Ce groupe est séparé de celui de Dialé par le granite de Saraya. Le supergroupe de Mako est séparé de celui de Dialé-Daléma par un niveau conglomératique de base et est représenté par un volcanisme tholéiitique sous marin à la base associé à des termes hypovolcanique et plutonique, suivi d’un volcanisme calco-alcalin à dominante explosive très localisé et d’ampleur limitée. Ce supergroupe a subi diverses granitisations syn., tardi et post tectoniques avec de grands massifs granitiques syntectoniques orientés NNE tel le batholite composite de Kakadian et de petits massifs granitiques post-tectoniques discordants tel le massif de Tinkoto (Ngom, 1995). Les environnements de dépôts présentent des caractéristiques typiques des zones d’arcs insulaires océaniques de caractères plus continentaux qu’ouverts vers l’océan. Ils seraient compatibles avec le chimisme global des roches basaltiques associées et avec l’existence d’une suite bimodale (tholéiitique et calco-alcalin) reconnue dans cette partie de la boutonnière de Kédougou-Kéniéba (Diallo et al., 1993).
Géologie du secteur d’étude
D’une manière générale, le secteur de Mako (fig. 4) correspond à des coulées de basaltes en pillow. A l’Ouest, ces coulées sont associées à des gabbros largement répandus. Alors qu’à l’Est, elles sont recoupées par un complexe ultra basique différencié et par les granitoïdes de Niéméniké. Dans la partie médiane, on note l’affleurement d’un volcanisme andésitique. Ces formations orientées NS à NE-SW, avec des pendages NW forts à subverticaux sont recoupées par une tectonique cassante NE, NS et NW et les roches affectées sont broyées et mylonitisées (Ndiaye, 2000).
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Table des matières
Chapitre 1: INTRODUCTION
1.1. Introduction générale
1.2. Problématique de l’étude
Chapitre 2: LES PYROCLASTITES
2.1. Synthése géologique sur les pyroclastites
2.1.1. Notion de magma
2.1.2. Les pyroclastites
2.1.3. Classification des pyroclastites
2.1.3.1. Critère génétique
2.1.3.2. Critère chimique
2.1.3.3. Critères lithologiques
2.2. Cadre physique
2.2.1. Cadre géographique
2.2.1.1. Situation géographique de la zone d’étude
2.2.1.2. Climat, végétation et réseau hydrographique
2.2.2. Cadre géologique
2.2.2.1. La boutonnière de Kédougou–Kéniéba
2.2.2.2. Géologie du secteur d’étude
2.3. Petrographie des tufs volcaniques
2.3.1. Genèse et morphologie des tufs volcaniques
2.3.2. Description pétrographique des tufs volcaniques
2.3.2.1. Les tufs volcaniques acides
2.3.2.2. Les cinérites
2.4. Utilisation geotechnique des tufs volcaniques
2.5. Conclusion
Chapitre 3: TERRE STABILISEE
3.1. Définition de la terre stabilisée
3.2. La stabilisation au ciment et à la chaux
3.2.1. Définition des BTC
3.2.2. Description
3.2.3. Classification selon utilisation
3.2.4. Classification selon domaine d`emploi
3.2.4.1. Sollicitations environnementales
3.2.4.2. Sollicitations mecaniques
3.2.5. Caractéristiques mécaniques, hydriques et physiques
3.2.6. Malaxage et moulage
3.2.7. Cure de séchage
3.3. Les blocs de terre stabilisés à chaud ou la stabilisation par cuisson
3.3.1. Définition des briques cuites
3.3.2. Description
3.3.3. malaxage, moulage et production
3.4. Essais sur briquettes cylindriques
3.4.1. Optimisation des paramètres de formulation
3.5. Conclusion
CHAPITRE 4: LA REACTION POUZZOLANIQUE
4.1. Les propriétés pouzzolaniques
4.2. Le cycle de la chaux
4.2.1. Définition de la chaux
4.2.2. Caractéristiques physico – chimiques de la chaux vive
4.2.3. Réaction entre la chaux et les pouzzolanes
4.2.4. Les avantages de la chaux vive par rapport à la chaux éteinte
4.3. Choix de la chaux
4.4. La réaction pouzzolanique
4.5. Les additions pouzzolaniques
4.6. Le phosphogypse
4.7. Conclusion
Chapitre 5: METHODES D’ETUDE DES TUFS VOLCANIQUES
5.1. Introduction
5.2. Essais d’identification des tufs volcaniques
5.2.1 La granulométrie
5.2.1.1. Le tamisage
5.2.1.2. Granulométrie des éléments fins par sédimentométrie
5.2.1.3. La granulométrie des éléments fins par laser
5.2.2. Détermination de la teneur en eau
5.2.3. Détermination des limites d’Atterberg
5.2.3.1. La limite de liquidité (Ll)
5.2.3.2. La limite de plasticité (Lp)
5.2.3.3. Indice de plasticité
5.2.4. Essais d’identification chimiques et minéralogiques
5.2.4.1. Essais chimiques
5.2.4.2. Diffractométrie aux rayons X
5.2.4.2.1. Principe d’analyse
5.2.4.2.2. Préparation de l’échantillon
5.2.4.3. Analyse thermique differentielle (ATD)
5.2.5. Caractérisation physique des tufs volcaniques
5.2.5.1. L’essai Proctor
5.2.5.2. Détermination de la masse volumique et du poids apparent
5.2.5.3. Surface spécifique Blaine (SSB)
5.2.5.4. Conductibilité thermique
5.2.5.5 La porosité ou absorption d’eau
5.3. Potentiel de Chaux Combine
5.4. Activation chimique
5.5. Méthodes de stabilisation avec de la chaux vive
5.5.1. Principe des formulations
5.5..2. Broyage
5.5.3. Malaxage
5.5.4. Moulage
5.5.5. Cure de séchage
5.5.6. Ecrasement des éprouvettes
5.5.7. Etude texturale
5.5.8. Porosité
5.5.9. Capillarité
5.6. Méthode de stabilisation par cuisson
5.7. Conclusion
Chapitre 6: CONCLUSION
