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20/07/2014

La forêt de Thise et sa gestion

Forêt-de-Thise_17-parcelle-56-200-logo.jpgLa forêt de Thise

et sa gestion

 

par André Guyard

 

(dernière mise à jour : mars 2016)

 

Cet article tire ses informations d'exposés et d'explications sur le terrain  de MM. Joachim Hatton, ingénieur ONF et Daniel Moyne agent local ONF de Franche-Comté lors d'une intervention le samedi 22 juin 2014 dans le cadre du comité communal "Environnement". 

 

La forêt de Thise a été jusqu'à la décennie 1950 la seule source de combustible pour le chauffage et l'industrie. Elle fut longtemps exploitée par des travailleurs spécialisés vivant en forêt avec leurs familles : charbonniers et bûcherons.

 

Les charbonniers fabriquaient du charbon de bois pour l'industrie ; c'était un combustible de qualité, donnant beaucoup de chaleur pendant longtemps. Désormais, les communes se tournent vers la production de bois d'œuvre qui constitue une ressource non négligeable.

 

Historique

 

Le lieu-dit la Gruerie à Thise évoque l'administration forestière d'avant la conquête française. Colbert ensuite, par son ordonnance des Eaux et Forêts de 1669, supprime les grueries et réglemente sévèrement l'utilisation de la forêt. Ces exigences sont mal acceptées par les utilisateurs ; ils poursuivent les anciens usages jusqu'à la fin du XVIIIe siècle comme par exemple mener paître les troupeaux dans les forêts avec un risque de surexploitation. Depuis l'ordonnance royale de 1827 qui constitue une grande réformation des forêts voulue par Colbert et qui est une reprise en main des forêts par l'État, celles-ci sont soumises à un contrôle plus sévère et elles sont aujourd’hui mieux gérées. Depuis 1964, c'est l'Office National des Forêts qui propose la gestion des forêts aux communes, ce qui est une bonne chose car on entre dans une nouvelle période où il y a une pression de plus en plus forte sur la ressource.

 

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Une étendue importante

 

Notre bourgade côtoie un ensemble forestier compact de plus de 4000 hectares englobant le massif de Chailluz et son propre massif. La forêt de Thise s'étend sur 446 hectares 06 ares, ce qui représente plus de 47 % de la surface communale.

 

Fig.-01-Forêt-communale-de-Thise-450.jpg

La forêt communale de Thise

 

Cette superficie forestière a évolué au cours du temps.

  • 1804 : 263,20 hectares.
  • 1838 : 383 hectares.
  • De 1899 à 1920, les Communaux du Chemin du Roi l'agrandissent de 17,50 ha.
  • De 1966 à 1970 il y a diminution de près de 10 ha suite à la construction des lotissements.
  • En 1999, la commune se rend acquéreur de 55 ha au Bois du Fays sur la commune d'Amagney.

 

Situation géographique

 

Cette forêt est constituée par un massif principal d'accès facile qui occupe au Nord—Nord-Est du village un plateau à relief peu accusé, parsemé malgré tout de nombreuses dépressions (dolines) plus ou moins profondes (voir également sur ce même blog l'article sur le rôle de dolines dans l'érosion des sols de Franche-Comté). Il est en outre traversé par une légère dépression allongée du Sud-Ouest au Nord-Est, à l'Est de la grande sommière ; elle est marquée par une série de trous profonds dus à des effondrements. Cette dépression correspond à un cheminement souterrain d'une eau qui alimente la source du Paret. Le deuxième massif d'une surface de 6 hectares, occupe le versant Nord du canton de "La Côte des Buis".

 

L'altitude varie de 310 mètres au Sud du canton du "Coutelot et Grand Cotard", à 420 mètres au Nord du canton de "la Gruerie", à proximité de la ferme de Rufille. La forêt de Thise jouit d'un climat relativement doux. Une moyenne établie sur 76 ans donne une température moyenne annuelle de 10°1 et des précipitations égales à 1 100 mm par an.

 

D'une façon générale, la forêt constitue un écosystème complexe où le climat et le sol ont une grande importance (voir l'article qui paraîtra prochainement dans ce même blog : la forêt de  Chailluz). Le schéma ci-dessous montre l'importance des flux d'énergie qui traversent l'écosystème forêt. Pour plus de détails, on pourra consulter en ligne le cours de Jean-Yves Massenet ou l'ouvrage[1] de Sylvain Gaudin : Quelques éléments d'écologie utiles au forestier.



[1] édité dans le cadre du BTSA Gestion forestière Module D41 du CFPPA/CFAA de Châteaufarine (Besançon Doubs)

 

Flux-de-chaleur-dans-l'écosystème-forêt-450.jpg

L'assise géologique

 

L'assise géologique est essentiellement calcaire. En série subhorizontale, on rencontre le Bajocien, le Bathonien, le Callovien, l'Oxfordien et le Rauracien.

 

Fig.02-Carte-géol-Chailluz-Thise-Rolin-450.jpg

Assise géologique de la forêt de Chailluz-Thise

(d'après P. Rolin)

 

Rolin_Coupe-géol-Chailluz-nord-sud-450.jpg

Coupe géologique du plateau de Chailluz et des Avants-Monts

(d'après P. Rolin)

 

Le sol

Avec le climat, la nature du sol constitue l'un des deux facteurs essentiels qui régissent la fertilité du sol. Sans renseignements précis sur les sols forestiers de la commune de Thise, le lecteur pourra consulter l'article dédié aux sols de la forêt de Chailluz dans ce même blog.

On peut se permettre de dire que les sols forestiers de Thise sont en général de bons sols plus ou moins évolués. Leur fertilité dépend de leur épaisseur variable selon les endroits et de l'exploitation.

 

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Aperçu du climat de la Basse Franche-Comté

 

Les principales essences forestières

 

Nous n'aborderons pas ici la flore herbacée qui se développe sous l'ombrage des arbres, ni des champignons que les mycologues et surtout mycophages débusquent dans les sous-bois. La flore de la forêt de Thise est en général calcicole. Toutefois, certains îlots ou placages siliceux, de décalcification ou de transport, permettent à la flore calcifuge de se développer.

 

La répartition des essences arborées comporte 80% de feuillus (hêtre principalement, chêne, frêne, merisier, érable, charme,) et 20 % de résineux (épicéa, sapin, pin).

 

Deux essences sont dominantes :

 

Le chêne (23 % en nombre) peut atteindre un diamètre de 0,60 m à 1,30 m du sol vers l'âge de 130 ans. Il est de qualité variable selon la fertilité de la station qu'il occupe.

 

Le hêtre ou foyard (20 %) atteint couramment un diamètre de 0,60 m à 10 ans. Il donne un bois tendre et blanc de bonne qualité qui se vend au cours le plus élevé pratiqué dans la région.

 

Le charme, constitue principalement le taillis, essence dominée, quelquefois réservé en futaie, il n'atteint jamais un gros diamètre et il est dominé par les autres essences et rejeté vers les stations les plus pauvres. Charme, tilleul et érable champêtre représentent 42 % des essences.

 

Parmi les essences disséminées, on rencontre le frêne, les érables (érable sycomore, érable plane, érable champêtre), les alisiers (blanc et torminal), le merisier, le bouleau, le tremble, le tilleul et le robinier faux-acacia (appelé acacia dans notre région) (7 %).

 

Parmi les résineux, on trouve quelques bouquets de pins et épicéas à l'Ouest de la forêt (7 %). Le sapin a été introduit dès 1927 dans le canton "La Gruerie". Il forme actuellement une futaie qui fournira des produits appréciés (poteaux, sciage). Son introduction devra néanmoins rester très localisée.

 

Ajout de janvier 2015 : la croissance du hêtre et de l'épicéa s'accélère en Europe depuis cinquante ans.

 

En 2014, une équipe allemande a pu montrer que la croissance du hêtre et de l'épicéa s'accélère en Europe depuis cinquante ans. Pour arriver à cette conclusion, Hans Preztech et ses collègues de l'université technique de Munich se sont appuyés sur la plus longue série d'observations de parcelles expérimentales de forêts en Europe, série commencée en 1872. Ils ont ainsi constaté que la vitesse de croissance des hêtres avait augmenté de 77 %, et celles des épicéas de 32 % par rapport à leurs niveaux de 1960. Plusieurs facteurs avancés : l'élévation des températures, rallongement de la période de croissance (le nombre de jours dans l'année dont la température dépasse 10°C), la hausse de la teneur en CO2 dans l'atmosphère et l'augmentation des dépôts azotés, qui ont tous deux un rôle fertilisant.

 

Attention cependant : une équipe franco-allemande a montré que la reforestation avec les conifères favorise le réchauffement du climat. La forêt européenne a gagné 1 200 000 km2 depuis 1750 avec le changement du mode de chauffage et le bond de la productivité de l'agriculture, qui ont provoqué le reboisement d'énormes surfaces agricoles. Malgré les vertus climatiques régulièrement attribuées à la reforestation, cette situation s'est en fait traduite, selon une modélisation publiée par cette équipe, par un réchauffement local d'environ 0,12°C (modeste, mais pas négligeable). "Depuis un siècle, beaucoup de conifères ont été plantés, qui se sont substitués aux feuillus", indique Aude Valade, de l'Institut Pierre-Simon Laplace, cosignataire de l'étude. Plus sombres, ils absorbent plus de rayonnement solaire. Un phénomène surtout marqué dans les zones enneigées où les forêts de feuillus et les champs, blancs tout l'hiver, sont très froids, et se réchauffent nettement une fois plantés de conifères." Sans compter que les feuillus transpirent plus de vapeur, et sont donc "rafraîchissants". "Reboiser ne suffit pas, conclut Aude Valade. Il faut tenir compte des essences et de la façon d'exploiter les parcelles." Plus de détails ici.

 

 

Forêt-de-Thise_14-parcelle-41-résineux-450.jpg

Forêt d'épicéas dans le canton de la Gruerie (parcelle 41)

 

Généralités sur l'économie forestière et le traitement des forêts

 

II n'est point de fonction de l'écosystème sylvestre qui n'intéresse l'Homme. La réduction primaire nette (toutes matières végétales) ainsi que la production secondaire nette (gibier) ont été les plus exploitées. La récolte du bois s'est progressivement accompagnée d'une technique de régénération des arbres qui est devenue la sylviculture ; la chasse a évolué vers la cynégétique.

 

Dans les pays industrialisés, l'homme infléchit certains processus de l'écosystème sylvestre afin d'en tirer le maximum d'avantages ; il lui fait donc subir un traitement. Le traitement est l'ensemble des opérations que l'on pratique dans le but d'obtenir de la forêt, de façon soutenue, les services les plus adéquats ; production de bois, de gibier, de fruits, protection du sol et des eaux, loisirs, utilités sociales. Le mode de régénération caractérise le régime (taillis, taillis sous futaie, futaie).

 

Le traitement comprend deux séries d'opérations bien distinctes : la régénération (coupes, ensemencement naturel, plantation) et les soins culturaux (dégagement des espèces nobles de la compétition des espèces non économiques, élagages, éclaircies). Parmi ces derniers, l'éclaircie est l'opération la plus importante ; elle n'influence pas la production totale, mais modifie favorablement le diamètre des arbres. Elle permet de produire des fûts de grosses dimensions en un temps court. Les éclaircies se font à des intervalles plus ou moins réguliers dans le même peuplement ; c'est la rotation (de 4 à 8 ans).

 

On distingue ainsi la futaie, régénérée naturellement par les semences ou artificiellement par semis ou plantation, le taillis, qui après coupe se rajeunit naturellement par rejets de souches ou par drageons (chêne, charme, érable, frêne, bouleau), le taillis sous futaie ou taillis composé, qui comprend un taillis surmonté d'une strate arborescente d'espèces nobles (chêne, frêne, hêtre) se régénérant par semences (futaie) À l'heure actuelle, les régimes du taillis et du taillis sous futaie sont abandonnés, car ils ne répondent plus aux besoins de l'économie contemporaine.

 

Quelle que soit la forme des peuplements — régulière (peuplement équienne) ou irrégulière (peuplement d'âges multiples), les arbres se répartissent en classes sociales : dominants, codominants, intermédiaires, dominés. Les peuplements d'âges multiples sont constitués d'arbres d'âges variés, donc de tailles diverses. Les peuplements équiennes sont composés d'individus de même âge ; ils sont le plus souvent artificiels et réguliers (plantations d'épicéa, de pin).

 

Dans ces types de peuplement, on distingue le fourré, constitué de jeunes sujets dont les branches voisines se rejoignent et forment massif : le gaulis, constitué de gaules de moins de 10 cm de diamètre à 1,30 m au-dessus du sol ; le perchis, composé de perches de plus de 10 cm de diamètre ; la futaie, lorsque les arbres ont plus de 20 cm de diamètre et ont à peu près leur forme définitive.

 

La régénération d'une futaie équienne peut se faire au moyen d'une coupe unique (blanc étoc) suivie de plantation, par exemple pour l'épicéa. On peut également procéder à la régénération par la méthode des coupes progressives comportant : une coupe d'ensemencement qui desserre les cimes pour favoriser la fructification ; des coupes secondaires qui réduisent le couvert de la futaie au-dessus des jeunes semis et en favorise la croissance ; une coupe définitive qui enlève les derniers arbres de la futaie qui ont donné la semence, lorsque toute la surface est régénérée. Cette technique de rajeunissement, qui s'étend sur 20 à 50 ans, convient bien à la sapinière et à la hêtraie.

 

La révolution est le temps écoulé entre la naissance et la coupe des arbres mûrs ; elle est d'environ 60 à 100 ans pour l'épicéa, de 150 ans pour le hêtre, de 180 ans et plus pour le chêne.

 

La futaie jardinée est une forêt d'âges multiples présentant des arbres de tous âges et de toutes dimensions confusément mélangés (sapinière des Vosges, pessière du Jura). Elle est irrégulière et particulièrement esthétique. Le traitement consiste à parcourir la surface totale de la forêt et à enlever, ça et là, des sujets exploitables, soit pour éclaircir, soit pour régénérer. La régénération est permanente par petits bouquets. La futaie jardinée normale (en équilibre) comprend une gradation harmonieuse des classes de dimensions.

 

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Flux d'énergie à travers les réseaux trophiques de la hêtraie jardinée

 

L'aménagement des forêts consiste en la réglementation des opérations culturales et d'exploitation en vue de donner au bénéficiaire un revenu annuel soutenu. En général, la superficie de la propriété forestière est divisée en un certain nombre de coupes (secteurs de forêt). Chaque année, on coupe ou l'on récolte dans une ou plusieurs coupes selon un plan à long terme (plan d'aménagement, règlement d'exploitation).En raison de la longévité des arbres et des arbustes, la masse végétale ou biomasse d'un habitat forestier est élevée. La valeur de la production ligneuse fluctue en fonction de son accroissement et des pertes qu'elle subit.

 

Matériel sur pied

 

La biomasse des hêtraies et des chênaies d'Europe est de l'ordre de 500 à 1000 tonnes à l'hectare. (Elle peut atteindre de 4000 à 6000 tonnes à l'hectare dans la forêt montagnarde du Jura, des Alpes, de Bohême à Picea excelsa et Abies alba, conifères qui peuvent attendre 50 m).

 

En économie forestière, on ne considère que le matériel « fûts sur pieds », soit la partie la plus utile à l'homme. Ce matériel est alors représenté par des valeurs plus modestes évaluées en mètres cubes. Le tableau 5 rassemble quelques données pour des jeunes peuplements créés artificiellement en Europe, où l'on voit que la masse peut approcher 800 m3. Des volumes exceptionnels se trouvent au Japon dans un peuplement de Cryptomeria japonica de 139 ans (2 806 m3), et sur la côte pacifico-américaine dans un massif de douglas de 87 m de hauteur (3 695 m3).

Forêt-de-Thise_15-parcelle-50-résineux-Douglas-450.jpg

Population de douglas dans la parcelle 50 de Thise

 

Productivité primaire et production de bois utile

 

Les végétaux croissent et se développent en relation avec les processus de photosynthèse ; la biomasse n'est donc pas rigoureusement stable. D'une part, elle s'accroît de nouvelles matières sous la forme de tissus et d'organes ; d'autre part, elle subit dans le même temps des pertes par mortalité d'organes : les houppiers accroissent leur sommet, mais en même temps perdent des rameaux et des branches à leur base ; des arbres naissent, tandis que d'autres dépérissent. La productivité primaire nette, processus cumulatif irréversible, comprend donc, en principe, non seulement la différence des biomasses entre deux temps donnés, gain restant acquis à la structure, mais également la fraction caduque ou prélevée (feuilles, rameaux, individus dépéris, récoltes, consommation par herbivores). La production primaire nette des forêts peut ainsi varier de 4 à 30 tonnes de matières sèches par hectare et par an. Les chênaies d'Europe occidentale produisent environ 12 tonnes (P. Duvigneaud, 1980).

 

L'économie forestière actuelle s'intéresse presque exclusivement à la productivité en bois de fût, soit une petite fraction de la productivité primaire nette (2 tonnes de bois de fût sur 12 tonnes de matières sèches totales.

Matériel-sur-pied-dans-peuplements-équiennes-450.jpg

Le tableau ci-dessus donne les productions en bois de fût d'un certain nombre de peuplements équiennes européens. Elles varient de 5 à 14 m3 par hectare et par an. Ce sont les feuillus à bois dense (densité : 0,70) qui produisent le moins de volume, le hêtre se montrant supérieur au chêne. Les résineux à bois dense (pin sylvestre) produisent un volume voisin de celui des feuillus. Par contre, les conifères à bois léger et à fût se prolongeant haut dans le houppier (densité : de 0,45 à 0,50) produisent de 11 à 14 m3. Le douglas, espèce nord-américaine, donne en Europe des productions supérieures aux essences européennes.

 

Tous les peuplements d'une essence donnée ne produisent pas exactement les quantités de bois indiquées dans ce tableau. La production varie avec les sites et notamment avec la fertilité du sol. C'est la raison pour laquelle on établit des classes décroissantes de productivité. Ainsi, les hêtraies belges se répartissent sur cinq classes (de 1 à V), lesquelles correspondent à des groupements végétaux déterminés : la hêtraie à aspérule se situe dans la classe 1 avec un accroissement annuel moyen de 8,8 m3 ; les hêtraies à myrtille et à Calamagrostis dans les classes IV et V avec un accroissement de 2,8 m3.

 

La gestion de la forêt communale de Thise

 

La production de bois d'œuvre

 

L'effondrement des cours du bois de chauffage suite aux années cinquante incite la commune à se tourner vers la production de bois d'œuvre qui permet de tirer des revenus importants ; même à l'ère du béton armé et du plastique, le bois reste un matériau de première nécessité et beaucoup reviennent à son utilisation traditionnelle. L'industrie a besoin de bois d'œuvre en quantités de plus en plus importantes... Il est clair que la forêt doit être aménagée pour répondre aux besoins.

 

La coupe doit être vidangée pour une date fixe. Les arbres sont alors abattus, le bois d'œuvre mis en grumes et débardés par des bûcherons professionnels. Quant aux houppiers et aux arbres de moindre valeur, ils sont réservés pour l'affouage.

 

La coupe affouagère

 

L'affouage est une vieille coutume, un droit d'usage de la forêt par les habitants. À Thise, l'affouage a été abandonné vers les années 1970 en raison de l'augmentation du nombre d'habitants et surtout le peu d'amateurs pour la hache et la scie. Mais depuis quelques années, avec l'enchérissement du fuel, une cinquantaine d'affouagistes se déclarent en mairie et se partagent des lots d'une importance de 30 stères.

 

Chaque année une estimation de la coupe affouagère est assurée par l'Ingénieur des Forêts et autorisée par le Préfet : au total, une trentaine de parcelles à délivrer à raison d'une par année.

 

La coupe est partagée en deux catégories de valeur différente :

 

— la demi-portion représentée par les taillis et branchages qui donnent la charbonnette et les fagots ;

— la demi-portion constituée par le beau bois, plus apprécié car il "tient" le feu. Elle comprend les "modernes" de 25 ans d'âge, chablis cassés par la tempête ou arbres jugés sans avenir. Ces arbres sont numérotés sur la souche et le tronc à la peinture ou martelés au moyen d'un marteau spécial.

 

Ces deux demi-portions sont réparties en lots estimés par des garants et tirés au sort et partagées entre les villageois qui se déclarent en mairie.

 

Le rôle de l'ONF et l'Aménagement forestier

 

La gestion de la forêt communale est assurée par l'Office National des Forêts (ONF) par le biais d'un Aménagement forestier, c'est-à-dire un plan de gestion rigoureux qui a débuté depuis 1964. Ce document est un plan de gestion d'une durée de 20 ans dont le dernier renouvellement s'est effectué en 2012. Ainsi, l'Aménagement forestier en cours de la forêt communale de Thise se terminera en 2031.

 

L'Aménagement s'appuie sur la consolidation des aménagements passés, il en actualise les orientations stratégiques (poids relatif donné à la production, l'environnement, l'accueil du public). C'est le document cadre de la gestion de la forêt (art. L212-1 du Code forestier) pour une durée de 20 ans. Il est rédigé par l'ONF, validé par arrêté préfectoral et par délibération du conseil municipal. Le respect de l'aménagement garantit une gestion durable de la forêt. L'ONF et la DRAAF sont chargés de veiller à sa bonne application. Sa bonne observance donne droit à un label de certification PEFC (développement durable).

 

Rappelons que l'Office national des forêts (ONF) est un établissement public sous la tutelle de l'État. Il est l'unique gestionnaire chargé de la mise en œuvre du régime forestier dans les forêts de l'État et des collectivités (art. U21-3 et L111-1 du Code forestier).

 

Pour les forêts des collectivités, le régime forestier comprend notamment :

 

—   l'élaboration d'un aménagement forestier en concertation avec le propriétaire ;

—   la proposition de l'état d'assiette annuel des coupes, le marquage des bois et leur mise en vente ;

—   la proposition du programme annuel de travaux ;

—   la surveillance générale de la forêt.

 

Le financement de cette gestion est assuré :

 

— à 20 % par les collectivités propriétaires via les frais de garderie (12 % des recettes) et la taxe à l'hectare (2€/ha) ;

— à 80% par l'État via le versement compensateur.

 

Au-delà de la mise en œuvre du régime forestier, l'ONF réalise des prestations de service dans un cadre conventionnel (réalisation des travaux sylvicoles, maîtrise d'œuvre, assistance technique à donneur d'ordre).

 

Les choix techniques (essences, type de peuplement…) de ce document sont proposés à la commune par l'ONF, mais la commune participe à l'élaboration de l'Aménagement Forestier.

 

En application du régime forestier, la commune est propriétaire de la forêt. Elle décide des orientations stratégiques pour sa forêt, approuve l'Aménagement forestier, approuve le programme des coupes, décide du programme de travaux et accorde les concessions.

 

L'ONF assure la surveillance générale de la forêt communale (police forestière, chasse, nature), élabore l'aménagement, veille à son application, assure le marquage des bois, met en vente les bois, prépare les ventes, contrôle les exploitations.

 

L'ONF propose le programme annuel des travaux et veille à leur cohérence avec l'aménagement.

 

Parmi ces travaux, l'ONF procède à des cloisonnements, c'est-à-dire à des ouvertures au gyrobroyeur tous les 4-5 m de façon à permettre l'accès aux exploitants et affouagistes et par les forestiers pour les dégagements pour enlever des essences indésirables comme le charme qui gênent au développement des essences plus nobles comme le chêne et le hêtre. On recherche par là un peuplement de 100 arbres à l'ha.

 

Dans la forêt de Thise, le mode opératoire du traitement de la forêt qui était fondé sur la futaie régulière passe partiellement en mode de futaie irrégulière (comme le long du lotissement du Fronchot) pour favoriser l'aspect paysager. En futaie régulière, on procède à des coupes de régénération.

 

Programme de gestion spécifique de la forêt communale de Thise

 

—   un diagnostic de la forêt est fait : potentialités, peuplements en place, desiderata de la commune. Partant de ce diagnostic sera établi un

—   Programme d'exploitation.

 

Les objectifs de la gestion de la forêt de Thise sont multiples :

  • produire du bois d'œuvre feuillus et résineux ;
  • assurer le rôle écologique de la forêt en veillant à l'harmonie et à l'équilibre des différents étages de la chaîne alimentaire (production, consommation, prédation, décomposition) ;
  • assurer l'accueil du public (fonction sociale) ;
  • entretenir le paysage.

 

Pour atteindre ces objectifs, certaines zones sont dédiées à certaines fonctions.

 

• Fonctions de la forêt :

 

Fonctions principales

Sans objet

Enjeu faible

Enjeu moyen

Enjeu fort

Production de bois

3,36 ha

18,90 ha

211,70 ha

211.65 ha

Fonction écologique

445,56 ha

Fonction sociale (accueil du public, paysage)

345,56 ha

100 ha

 

En ce qui concerne la production de bois, la gestion utilise différents modes de traitement.

 

• Choix des modes de traitement :

 

1. Futaie régulière (405,82 ha). Sur la forêt de Thise on n'a pratiquement que des peuplements réguliers. Elle se caractérise par des peuplements homogènes avec phase de régénération périodique (80-160 ans).

Parcelle dont tous les arbres ont le même âge, la même hauteur et le même stade de maturité. On passe du stade semis au stade fourré, gaulis, jeune futaie, futaie mûre (parcelles 18-20) dans laquelle on va faire de la régénération. La régénération entraîne la coupe de tous les arbres (coupe blanche) pour revenir au point de départ : le semis. La chronologie de ce type de traitement s'établit selon le schéma ci-dessous :

 

Futaie-régulière-450.jpg

 

  • Groupe de jeunesse (semis) : pas d'arbres adultes.

 

Forêt-de-Thise_11-parcelle-40-groupe-de-jeunesse-450.jpg

Groupe de jeunesse non éclairci (parcelle 40)

 

Forêt-de-Thise_07-parcelle-41-groupe-de-jeunesse-450.jpg

Groupe de jeunesse éclairci (parcelle 41)

 

Forêt-de-Thise_12-ligne-parcelle-41-450.jpg

Un cloisonnement ou layon dans la parcelle 40 permettra la pénétration des engins forestiers

 

 

Entre ce groupe et le prochain, on peut récolter des baliveaux pas encore du bois d'œuvre (diamètre 20-25 cm) pour éclaircir le peuplement (affouage).

 

  • Groupe d'amélioration : arbres déjà exploitables en partie, mais pas de phase de récolte. On retire les arbres en mauvais état (coupes sanitaires), les arbres les moins beaux pour permettre un meilleur développement aux autres (coupes d'amélioration = éclaircies), parcelles 41, 42, 43 = gaulis (20-35 cm de diamètre).

 

  • Groupe de préparation : récolte sanitaire d'arbres dépérissants, équilibrer au niveau des essences les plus intéressantes afin de préparer la phase de régénération.

 

  • Groupe de régénération : stade de récolte qui dure de 10-15 ans. Il y a étalement des récoltes entre les diverses parcelles. En 2015, seront récoltées les parcelles 30i, 31, 37 et 38. Parcelle de régénération : 33.

 

Forêt de Thise_05-parcelle 18-groupe de régénération.JPG

Groupe de régénération (parcelle 18)

 

Groupe de jeunesse (semis)

93,70 ha

Groupe d'amélioration

feuillus

118,73 ha

résineux

48,40 ha

Groupe de préparation

 72,31 ha

Groupe de régénération

72,68 ha

Répartition des groupes en superficie

 

2. Futaie irrégulière (31,41 ha). Elle se caractérise par des peuplements hétérogènes avec processus de régénération en continu.

 

Futaie-irrégulière-450.jpg

Pas de stade ouvert. Le semis de chêne  est désavantagé, car c'est une essence qui réclame de la lumière. (parcelles 26, 30, 31, 32). Ce sont des parcelles périphériques gardées en paysager pour des questions esthétiques. La régénération est difficile.

 

Groupe irrégulier

31,41 ha

Répartition en superficie 

 

La forêt de Thise comporte 57 parcelles. Un inventaire précis fixe tous les 20 ans, par parcelle, le contenu des différentes essences diamètre par diamètre. D'après cet état des lieux, une étude entreprise sur 20 ans définit la régénération d'un nombre donné de parcelles, c'est-à-dire le remplacement des peuplements vieillis ou trop pauvres par de jeunes semis ou des plantations. Les moyens financiers nécessaires pour mener à bien l'opération sont évalués ainsi que l'ordre de passage en coupe pour toutes les parcelles.

 

Forêt-de-Thise_Carte-des-parcelles-450.jpg

Répartition des 57 parcelles de la forêt de Thise

 

L'aménagement de taillis sous futaie ne répondant plus aux besoins humains, on s'oriente vers la production de bois d'œuvre. C'est l'objet de l'aménagement qui a débuté dès 1964.

 

Le programme actuel s'étend de 2012 et se poursuit jusqu'en 2032. Ainsi en rajeunissant le 1/6 de la forêt tous les 20 ans, on peut raisonnablement prévoir que les peuplements de la forêt de Thise seront renouvelés tous les 120 ans sauf pour la population de chênes renouvelée au bout de 160 ans.

 

Actuellement, un essai de production de sapins de Noël va être tenté.

 

Ressources forestières de la commune

 

Chaque année la commune de Thise perçoit des revenus des différentes ventes (résineux et feuillus).

 

Une partie des recettes est investie dans des travaux forestiers (plantations de plants forestiers, travaux de dégagements de plants forestiers ou de semis naturels, travaux divers qui permettent à la forêt de se renouveler.

 

Le traitement des peuplements forestiers se fait sur la durée. Avec le réchauffement climatique, il est probable que d'ici 100 à 160 ans, on ait de fortes chances de procéder à des changements radicaux dans la nature des essences. On doit donc s'y préparer en favorisant des essences résistantes à la sécheresse et le chêne résiste mieux à la sécheresse que le hêtre. C'est une raison supplémentaire pour traiter la forêt en futaie régulière de chênes.

 

Les ventes de bois sont des ventes d'arbres sur pied désignés par martelage ou peinture dans les parcelles. Dans ce cas, l'abattage, le traitement et le débardement des grumes sont à la charge de l'acquéreur.

 

Mais l'ONF procède de plus en plus à la prévente du bois façonné. Dans ce dernier  cas, les arbres sont façonnés par la commune avec l'assistance de l'ONF. Les bois se retrouvent en lots homogènes par essence au bord des routes prêts à être embarqués. Les prix de vente varient entre 80 et 200 € le m3 en fonction de la qualité.

 

Annuellement, les ressources communales issues de la vente des bois se montent à 40-41 000 € nets, déduction faite des programmes de travaux, des frais de garderie de l'ONF (12 %), ce qui paye 20 % de la gestion, les 80 % restants étant assurés par l'État. Depuis 2012, la FNCOFOR (Fédération Nationale des communes forestières de France) et l'ONF ont mis en place une taxe de 2€ à l'ha pour l'ensemble des communes forestières françaises. Les dépenses forestières ne représentent même pas 3 % des dépenses totales.

 

Les dégâts entraînés par l'exploitation et le débardage doivent être réparés par l'exploitant ou l'affouagiste sous risque de condamnation pénale.

 

La faune de la forêt de Thise

 

Il est rare d'apercevoir les mammifères hantant en liberté le massif forestier Chailluz-Thise. Ce sont essentiellement des rongeurs (campagnols, mulots, souris), des lièvres, des insectivores (taupes), des Ongulés (sangliers, chevreuils et même cerfs dans la forêt de Chailluz et chamois dans la côte de Bonnay), des mustélidés (belettes, fouines, hermines, blaireaux), renards, chats sylvestres.

 

En revanche, on peut rencontrer et écouter les chants de nombreux oiseaux : pinsons, merles, mésanges charbonnières, mésanges bleues, mésanges à tête noire, mésanges à longue queue, queues-rouges, rouge-gorge, pics épeiches, pivert, buses etc.

 

Il n'est pas rare de rencontrer des reptiles en particulier la Couleuvre verte et jaune. Les amphibiens se font plus discrets en raison de l'absence de collections d'eau pour la reproduction.

 

Accueil du public

 

La forêt communale est un espace ouvert à tous en respectant certaines règles. En premier lieu, le grand public recherche un espace arboré agréable et reposant, un air vivifiant et une atmosphère éloignée des bruits de la ville et de la circulation urbaine. Parmi les familiers de la forêt, les naturalistes qui consacrent leur vie à l'étude de la flore et de la faune sont enclins à protéger l'écosystème forestier. Les autres usagers : ramasseurs de champignons, chasseurs, pique-niqueurs, randonneurs ou promeneurs à pied ou en VTT sont susceptibles de fréquenter ce milieu avec respect !

 

Routes et chemins

 

L'accès aux différentes parcelles de la forêt doit être facilité par un réseau de routes et de chemins accessibles aux engins de traitement des bois et de débardage. Accessoirement, des sentiers peuvent être aménagés pour les randonneurs, les piétons et les VTT.

 

Chemins actuels

 

Au Nord, la forêt de Thise est longée sur 1500 mètres par l'actuelle RD 486, et traversée sur 2 000 mètres par l'ancienne route royale ou Chemin du Roi.

 

Une grande sommière empierrée partage le massif en deux. Elle est prolongée au Sud jusqu'au village par un chemin également empierré. Ces deux voies traversent la forêt thisienne sur 5 200 mètres. Un chemin traversant le canton "La Gruerie" relie Braillans à la ferme de "Rufille".

 

En 1975, la commune a apporté une amélioration sensible au réseau en élargissant et en goudronnant ce chemin et en le reliant à la grande sommière, par la création d'une route forestière goudronnée sur 0,700 km. Un autre chemin empierré permet d'accéder au Sud du canton "Le Grand Cotard". De plus, des chemins accessibles aux engins de débardage traversent les différents cantons.

 

En 2014, afin de faciliter le débardage des bois part les grumiers, un chemin empierré a été prolongé jusqu'au (40 % de subvention de l'État).

 

Chemins anciens

 

Le chemin du Paret, appelé chemin Perret sur d'anciens plans, se prolonge sur Braillans par le chemin dit "du Facteur" présentant un raccourci jusqu'au bureau de poste cantonal.

 

Le chemin du Fays qu'une erreur de lecture fait appeler le chemin du Fou court vers la nouvelle parcelle achetée en 1999.

 

À la suite du 8e Plan a eu lieu le renforcement de l'empierrement de la grande sommière, l'ancien chemin d'Amagney. En 2012, la Commune a réalisé un sentier botanique en boucle avec des panneaux pédagogiques permettant d'identifier différentes essences. March'en Thise, la section de randonneurs de l'Avenir de Thise a balisé un sentier de randonnées permettant de découvrir un ensemble de dolines. Récemment en 2014, a été réalisé l'empierrement d'un chemin de débardage des bois permettant aux camions grutiers de faire demi-tour à son extrémité.

 

La forêt dans l'éducation

 

La fête de l'Arbre rappelé plus haut est un symbole fort pour routes les générations, en 1927 comme en 1985, année de la plantation place de l'Amitié de deux arbres symboliques :

 

-   par les enfants : l'arbre dit des Droits de L'Homme en mars : un érable sycomore ;

-   par le Bourgmestre de Partenstein, la commune allemande jumelée avec Thise et le Maire de Thise : le chêne provenant du Spessart en Allemagne.

 

La Municipalité a organisé en mars 1980 une sortie "connaissance de la forêt" à l'intention des scolaires et des adultes avec le concours des forestiers.

 

Des sentiers de randonnée sont établis pour les promeneurs, sportifs ou pas :

G.R. 59 Grande randonnée de Pays ceinture de Besançon. Ce parcours passe au Nord-Est du village de Roche-lez-Beaupré à la forêt de Chailluz par le chemin des Vaux et du Paret.

Un chemin a été aménagé qui permet un accès facile et fleuri au monument de la Libération. Une table d'orientation permet d'appréhender le paysage de Thise et de ses environs.

En outre des Circuits V.T.T. (vélo tous terrains) prolongent les sentiers existant en forêt de Chailluz.

Un sentier botanique avec des panneaux indicateurs des essences rencontrées a été inauguré en 2013.

Les randonneurs de la section March'en Thise de l'Avenir de Thise ont tracé un sentier de 12 km dit le sentier des dolines dans la forêt de Thise.

 

La forêt doit avoir une présence constante à toutes les générations. Il s'agit de mieux la connaître, de s'efforcer constamment de la protéger, de l'améliorer ; il est de notre volonté de gérer cet héritage en conciliant écologie et économie.

 

Sources :

  •  Documents fournis par MM. Hatton et Moyne.
  • Thise d'hier et d'aujourd'hui de MM. Henri Masson, Georges Perrin et Claude Proudhon.
  • Ramade F. (1987). - Éléments d'écologie — écologie fondamentale.

 

La forêt face au réchauffement climatique

 

Deux mois après la fin de la COP21 à Paris, un article scientifique[1] paru dans la prestigieuse revue Science, jette un pavé dans la mare : certaines gestions des forêts en Europe n’ont pas été vertueuses pour le climat depuis 1750 ! Mais qu’on ne s’y trompe pas, cet article ne fait que confirmer que toutes les forêts n’ont pas la même capacité d’atténuer le changement climatique, ni tous les modes de gestion. Une preuve de plus que le rôle des forêts dans l’atténuation du changement climatique est plus complexe qu’on voudrait nous le faire croire et une invitation à réfléchir aux orientations futures de la politique forestière.

 

Pour le climat, mieux vaut beaucoup de forêts, et des futaies feuillues !

 

L’article rappelle les grandes évolutions de l’histoire des forêts européennes depuis 260 ans : une forte extension des surfaces forestières, une sylviculture favorisant les futaies (grands arbres utilisés pour des usages à long terme – charpente, etc.) plutôt que les taillis (plusieurs petits troncs poussant sur une même souche, destinés au bois de feu), la mise en gestion de forêts auparavant inexploitées, ainsi que la conversion de forêts de feuillus (chêne, hêtre…) en résineux (pins, épicéa…). Les deux premiers facteurs ont permis d’augmenter le stockage de carbone dans les forêts, compensant ainsi une part des émissions de CO2 responsables du changement climatique. A l’inverse, les deux derniers ont eu un effet contraire, contribuant à aggraver le dérèglement climatique : plus de résineux et plus d’exploitation, la fausse bonne solution pour le climat ! Et dans les produits bois ? Peu d’espoir de ce côté-là, le stockage de carbone est de trop courte durée pour compenser les émissions dues à l’exploitation et au changement d’essences.

 

Il est encore temps d’appliquer une politique vertueuse pour le climat

 

Réjouissons-nous ! En France, les essences feuillues occupent les deux tiers de la surface totale des forêts. Mais cela pourrait bien changer, puisque le Programme National de la Forêt et du Bois, en cours d’élaboration par l’État, promeut notamment la transformation de forêts feuillues en résineux et l’intensification de l’exploitation. Ces orientations visent à satisfaire les demandes de certaines filières industrielles de court terme, qui instrumentent le changement climatique pour justifier de couper les arbres toujours plus jeunes et de planter des résineux, demandés par les marchés. Pour Hervé Le Bouler, pilote Forêt de FNE : « Nous n’avons de cesse de contester ce raccourci que l’on voudrait imposer, et cet article renforce encore nos arguments. De plus, il est en cohérence avec le rapport établi par l’ONERC[2]  et rendu public en 2015, qui prévenait déjà contre les fausses bonnes solutions, ce qu’on appelle la mal-adaptation, ainsi qu’avec d’autres publications scientifiques, toujours plus nombreuses. »

 

Julie Marsaud, coordinatrice Forêt de FNE, conclut : « L’intensification de l’exploitation et la transformation de nos forêts pour satisfaire l’industrie sont des impasses du point de vue du climat. Les solutions doivent être recherchées ailleurs, en luttant contre le fléau de la déforestation, en favorisant le stockage de carbone dans les arbres et les sols plus longtemps, en maintenant les essences feuillues et en augmentant la diversité au sein des écosystèmes forestiers. »

 

Pour Michel Dubromel, Vice-Président de FNE, « Deux mois après avoir réussi à obtenir un accord sur le Climat à Paris, la France ne doit pas relâcher son engagement. Comme toutes les autres activités, la forêt jouera un rôle important : celui du stockage à long terme du Carbone ».

 

[1] Naudts et al. Europe's forest management did not mitigate climate warming, Science 351, 597 (2016)

[2] ONERC. L’arbre et la forêt à l’épreuve d’un climat qui change. Rapport remis au Premier Ministre et au Parlement.

 

Le rôle des dolines dans l'érosion des sols du massif Chailluz-Thise

dolines,thise,forêt de chailluzLe rôle des dolines dans l'érosion des sols

du massif Chailluz-Thise

 

par André Guyard

 

 

L'érosion des sols est un phénomène général qui a partout suivi le passage de la hache et du feu. Chaque année, c'est par milliers d'hectares que des terres sont soustraites à l'agriculture, emportées par l'eau ou le vent. Les seules tornades de la dernière décennie ont arraché dans les plaines de l'Ouest des États-Unis des centaines de millions de tonnes de sols. Des phénomènes dont les vidéos fleurissent sur Internet !

 

En Franche-Comté, le processus est heureusement plus limité, mais les déforestations imprudentes, la topographie, la rudesse du climat ou le surpâturage sont autant de facteurs qui, agissant ensemble ou séparément, sont susceptibles d'entraîner la disparition totale de la couverture pédologique comme dans le Haut-Jura. En outre, nous sommes dans une région karstique. Le lapiaz de Loulle dans le Jura illustre bien cette violence potentielle de l'érosion.

 

Des zones sensibles se rencontrent également dans les bassins limono-sableux de la Saône et de l'Ognon. Dans ces secteurs, il n'est pas rare de voir le bas des champs recouvert par de la terre venue du haut. Parfois, ces matériaux d'apport doivent être réensemencés, les cultures s'y trouvant totalement enfouies à la suite d'une pluie violente.

 

Quand l'entraînement des terres est plus discret, il n'en est pas moins réel et d'autant plus inquiétant qu'il concerne en priorité les particules fines, les plus importantes pour le maintien de la fertilité.

 

Un premier exemple de l'exportation de ces matériaux fins est illustré par les graphiques ci-dessous.

Fig.01_Entraînement-des-argiles-par-les-eaux-de-pluie-450.jpg

Il s'agit d'une évaluation des pertes en argiles par lessivage au cours du temps dans deux sols cultivés du secteur de Pin l'Émagny (Haute-Saône).

 

On remarque tout d'abord que l'intensité du lessivage, évolue parallèlement à l'abondance des précipitations.

 

Mais à l'intérieur de ce rythme climatique apparaît très nettement l'influence du type de pédogenèse : le sol calcique, dont les agrégats soudés par le calcium sont très stables, retient beaucoup mieux ses argiles que le sol limoneux dont la structure est plus fragile. Cette observation devrait nous rassurer sur la stabilité des sols des plateaux jurassiens, argilo-limoneux calciques et couverts presque en permanence par la forêt ou la prairie. Les travaux récents ont pourtant montré que même dans ces conditions favorables se manifestent d'importants mouvements de matériaux, affectant soit des sols entiers, soit des particules fines.

 

Dans les régions calcaires karstiques, les actions de dissolution des roches et les circulations d'eaux souterraines se traduisent en surface par des effondrements généralement connus sous le nom de dolines. C'est le cas du massif de Chailluz-Thise qui est criblé de ces entonnoirs. Des alignements de dolines signifient la présence d'une rivière souterraine dans le karst sous-jacent. La technique du lidar révèle de façon spectaculaire comment le sol de nos forêts est troué de ces formations.

 

Fig.0-Image-radar-de-la-forêt-de-Chailluz-450.jpg

Image Lidar du massif forestier Chailluz-Thise

 

Qu'est-ce qu'une doline ?

dolines,thise,forêt de chailluz

Coupe d'une doline dissymétrique de la forêt de Chailluz

Schéma © Patrick Rolin (cliquer pour agrandir le document)

 

Bizarrement, les dolines sont souvent dissymétriques avec un versant en faible pente du côté nord-est et un versant abrupt du côté sud-ouest. Le fond de ces dolines est relié aux galeries souterraines par des fissures ou des petits conduits verticaux de l'épikarst, souvent obstrués par les argiles. Le schéma ci-dessous explique comment cette dissymétrie peut se justifier.

 

dolines,thise,forêt de chailluz

Évolution d'une doline Schéma © Patrick Rolin

(cliquer pour agrandir le document)

 

Les dolines se développent sur un substratum calcaire massif et épais, à partir de légères dépressions installées sur une zone fracturée, concentrant tes eaux de ruissellement. L'action dissolvante de l'eau de pluie est favorisée par son acidité due à la présence de gaz carbonique dissous. Cette eau en s'infiltrant dans les fractures et les joints des calcaires attaque la roche et creuse des cavités de forme variée. La dissymétrie d'une doline est due à une dissolution plus intense des calcaires à l'Ouest qu'à l'Est.

 

Au niveau des dolines, on a pu mettre en évidence des phénomènes extrêmement originaux, qui se traduisent par un triple mouvement : le remplissage des dolines, le lessivage de leurs sols et l'évacuation des matériaux par le fond.

 

Les dolines sont alimentées en matériaux par les ruissellements

 

Au fond des dolines, on retrouve en coupe le sol ancien recouvert progressivement par les apports de limons dus au ruissellement.

 

Fig.02_Sol-de-doline-450.jpg

Sol de doline. L'ancienne surface du sol a été enterrée

sous les apports © S. Bruckert

 

Parfois se manifestent des anomalies dans ces dépôts en milieu karstique. Par exemple, dans une doline du massif du Risol, le sol brun jaunâtre profond présentait, à environ vingt centimètres de la surface, une bande grisâtre qui ne pouvait pas s'expliquer par un phénomène pédogénétique.

 

Des lames minces effectuées à ce niveau ont permis de reconnaître de nombreux débris organiques peu transformés, en particulier des tiges et des feuilles de graminées. Des figures identiques se retrouvaient dans les premiers centimètres du sol, permettant d'assimiler les deux niveaux. La bande grisâtre représente donc un horizon atypique, c'est-à-dire la surface d'un ancien sol, enfouie sous des sédiments plus récents dans lesquels s'est réimplantée la végétation actuelle.

 

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Dans l'ancien horizon de surface subsistent des traces de l'ancienne végétation

(tiges et feuilles de graminées mélangées aux limons)

 

On peut également trouver dans le fond des dolines des traces des activités humaines. La coutume millénaire qui incite les bûcherons à allumer leurs feux dans les bas-fonds clairières et bien protégés du vent, a permis une observation intéressante dans une doline de Bonnevaux (La Vieille Citerne). Le sol présente, au-dessous d'un horizon limono-argileux jaunâtre de dix centimètres d'épaisseur, une couche noire de charbons de bois reposant sur une bande rouge brique d'un centimètre (terre cuite). Puis le sol se poursuit par dix centimètres d'un limon jaunâtre et l'on retrouve une couche de charbons plus émiettés, d'un noir moins vif. Enfin, sous une nouvelle couche de limons se trouve un troisième lit de charbons plus petits enrobés de matière minérale.

 

On peut conclure de cette observation que le premier feu, des sédiments ont recouvert la surface charbonneuse et que le deuxième feu a été allumé plus tard à la surface du nouveau sol et ainsi de suite.

 

dolines,thise,forêt de chailluz

Plusieurs générations de charbons se trouvent séparées par des apports limoneux.

La couche la plus profonde a 1000 ans.

 

Ces feux, qui ont duré suffisamment longtemps pour cuire la terre et abandonner de nombreux charbons, ont accompagné les phases d'exploitation de la forêt.

 

Pour préciser cette hypothèse, des charbons de chacune des couches ont été datés par la méthode au carbone 14. Les résultats donnent pour les plus profonds un âge absolu de 1030 ± 190 ans. Ceci pourrait correspondre aux premiers défrichements importants des XIe et XIIe siècles. On en déduit que le sol de la doline s'est épaissi par apports successifs de trente centimètres en mille ans.

 

Près de Besançon, des poteries romaines ont été retrouvées dans une doline sous soixante centimètres de sol, ce qui correspond à un remplissage du même ordre.

 

Les sols des dolines sont lessivés

 

Les sols profonds qui occupent le fond des effondrements karstiques reçoivent, en plus de l'eau de pluie, les eaux de ruissellement de leur bassin d'alimentation et sont donc soumis à un lessivage intense.

 

dolines,thise,forêt de chailluz

Fond d'une doline. On aperçoit l'exutoire qui communique

avec le réseau karstique

 

Dans les conditions normales d'un sol de plateau, rappelons que le lessivage se traduit entre autres par un appauvrissement en cations et en argiles dans la partie supérieure du sol et un enrichissement en ces mêmes éléments dans la partie profonde. L'arrivée d'argiles en suspension provoque autour des unités structurales de l'horizon profond un dépôt très fin, très régulier, d'argiles "orientées" qui enrobent les polyèdres de pellicules irisées appelées argilanes. Ces dépôts se distinguent à l'œil nu grâce à l'aspect satiné qu'ils confèrent aux polyèdres mais sont particulièrement spectaculaires au microscope. Sur des lames minces de sol, il est possible de reconnaître les différentes phases de lessivage, leur intensité et leur nature (argiles seules ou argiles et matière organique par exemple).

 

Qu'en est-il dans les sols de dolines ?

 

L'analyse indique un lessivage de cations. Le calcium, le magnésium, le potassium sont deux à cinq fois plus abondants dans l'horizon profond que dans l'horizon moyen (l'horizon de surface étant légèrement enrichi par les "remontées biologiques", c'est-à-dire par la bioturbation due à la faune du sol (vers de terre en particulier).

 

L'observation du profil permet de déceler des argilanes dans l'horizon profond, mais ces dépôts ont un caractère inhabituel. Ils sont irréguliers et parfois ponctués de petites cupules. Au microscope, on en distingue plusieurs générations. Les premières sont cassées et brassées dans le matériau, tandis que les plus récentes semblent encore fonctionnelles, mais présentent des anomalies que nous décrirons plus loin.

 

L'analyse granulométrique apporte cependant une surprise de taille : il n'y a pas d'enrichissement en argiles en profondeur ! Le profil tout entier présente à cet égard une remarquable homogénéité. Par exemple, dans une doline du Massif du Risol, on a même un horizon profond dont tous les caractères morphologiques sont ceux d'un niveau d'accumulation et qui est le plus pauvre en argiles. Or sous cet horizon on a découvert l'exutoire de la doline en débarrassant un empilement de pierres et de blocs. Ce trou de quelque vingt centimètres de diamètre, en relation avec les conduits profonds du karst, laissait même s'échapper un courant d'air capable d'éteindre la flamme d'un briquet !

 

Ce cas très démonstratif illustre bien la situation particulière des sols des dolines, disposés sur une sorte de passoire et prêts à s'échapper par les trous.

 

Les sols s'évacuent par le fond

 

L'érosion des argilanes

 

Si l'on regarde attentivement les argilanes déposés dans les horizons profonds, on peut remarquer l'irrégularité du dépôt. Certaines plages montrent des creusements qui ont repris et usé un dépôt antérieur dont il ne reste que des becquets témoins. Ceci explique pourquoi l'horizon dit d'accumulation ne contient pas plus d'argiles que les autres. Il constitue en réalité un horizon de transit dans lequel l'appel au vide dû au soutirage karstique sous-jacent crée l'effet tourbillonnaire qui érode en cupules les faces des polyèdres.

 

dolines,thise,forêt de chailluz

L'érosion a enlevé ce que le lessivage avait apporté. Il ne reste que des becquets témoins

 

La répartition des charbons et des concrétions

 

Les charbons de bois sont toujours abondants dans les sols de dolines. À côté de ceux qui proviennent de feux allumés dans les bas-fonds, on trouve également ceux qui ont été apportés par les eaux de ruissellement grâce à leur faible densité. Or ces "traceurs", témoins des apports, ne sont pas seulement concentrés en surface, mais se trouvent disséminés à toutes les profondeurs.

 

Il en est de même des concrétions ferrugineuses patinées qui constituent la majorité des "sables" des dolines de basse altitude.

 

C'est donc le profil tout entier qui est concerné par les apports et ces apports s'enfoncent à mesure que l'exutoire avale les horizons profonds.

 

L'absence de matériau ancien dans les dolines

 

Un certain nombre de sols de la Forêt de Chailluz ont fait l'objet d'études minéralogiques sur les éléments fins inférieurs à 16 µm. Les recherches ont porté sur des "toposéquences", c'est-à-dire des combinaisons réunissant un sol de plateau et celui d'une doline voisine.

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Sur le plateau on met en évidence deux couches bien différenciées : la plus profonde renferme tous les types d'argiles qu'on peut trouver à l'état d'impuretés dans le calcaire du socle et correspond à une argile de décarbonatation. La plus superficielle renferme encore les mêmes minéraux mais aussi — et en quantité notoire — des minéraux (qui n'existent pas dans les calcaires du Jura (feldspaths, plagioclases).

 

Dans les dolines, ces minéraux allochtones se rencontrent dans toute l'épaisseur du profil et on ne retrouve pas la couche d'argile que le calcaire a pourtant libérée en se dissolvant massivement.

 

Dans la logique des observations précédentes, ce sont en effet les matériaux du fond du sol — donc les plus anciens — qui sont les premiers avalés par les exutoires karstiques et le sol subit un enfoncement progressif.

 

La descente des concrétions ferrugineuses

 

Dans les sols anciens de Basse Franche-Comté, on trouve des concrétions ferrugineuses patinées qui sont héritées de phases d'altérations tertiaires et qui ont été redistribuées. On en dénombre environ deux fois plus dans les sols des dolines que dans ceux des plateaux, ce qui s'explique par une concentration sélective lors du départ des éléments fins.

 

dolines,thise,forêt de chailluz

 

Dans la partie supérieure des sols de dolines il se produit, lors du dégel printanier, une phase d'engorgement temporaire qui se traduit par une réduction du fer : l'horizon de surface prend une teinte gris-bleu. Au début de l'été, le sol se ressuie et s'aère ; le fer s'oxyde, se concentre en des points privilégiés et forme soit des cylindres rouilles engainant les radicelles, soit des concrétions à structure concentrique autour d'un quelconque noyau.

 

Lessivés, ces nodules relarguent donc du fer dans les eaux du réseau karstique. Il n'est donc pas étonnant que la nappe phréatique où s'alimentait autrefois la source Marguerite de Thise soit chargée en sels de fer.

 

Cette partie superficielle du sol affectée par le gel et l'hydromorphie (stagnogley) est la seule zone de fabrication des concrétions. Parmi ces dernières, les gaines racinaires sont des formes transitoires qui se font et se défont sur place, selon les conditions physico-chimiques saisonnières. Les concrétions à structure concentrique par contre sont stables. Si elles ne se forment jamais dans les horizons sous-jacents, elles s'y trouvent transportées par les mouvements d'enfoncement du sol. Au cours de la descente le long du profil, elles subissent une transformation progressive et dans l'horizon profond elles ne conservent souvent qu'un noyau ferro-manganique noirâtre tandis que les couches externes sont décolorées et poreuses. À ce niveau en effet, le léger confinement du sol provoque une remise en solution du fer qui abandonne le cortex de la concrétion.

 

Contrairement aux argiles qui peuvent transiter à travers le profil grâce aux solutions gravitaires, les concrétions ne peuvent descendre vers le karst qu'accompagnées par l'ensemble du sol. Leur présence jusqu'au fond, alors qu'elles sont fabriquées en surface, illustre parfaitement ce phénomène.

 

En conclusion, on peut donc affirmer que les sols des plateaux calcaires, malgré leur apparente stabilité, sont en perpétuel mouvement. On peut décomposer leurs déplacements en deux phases. D'abord, comme partout ailleurs, les sols des points hauts ont tendance à être entraînés vers les bas-fonds : ceci se passe d'une façon discrète et continue par la mise en suspension et le transport de certains éléments fins dans les eaux de ruissellement. Lors de la conjonction de facteurs défavorables (déforestation, labour, action des campagnols), suivis d'orages violents, au contraire, le phénomène peut être massif et spectaculaire. Ce ne sont plus les argiles qui se déplacent mais des agrégats intacts et parfois même des masses de sol. Les dolines jouent le rôle de bassins de réception pour tous ces éléments, ce qui explique certains caractères colluviaux de leurs profils : épaisseur, homogénéité, porosité, présence d'éléments hérités (charbons, concrétions).

 

Mais ce qui fait l'originalité de ces zones karstiques, c'est que les bas-fonds ne sont pas que des bassins de réception. Les dolines étant en communication avec les réseaux souterrains, il se crée un appel au vide qui déstabilise perpétuellement le remplissage et tend à l'aspirer vers les profondeurs. Bruckert et Gaiffe ont pu montrer que cette usure par le fond a déjà avalé, à l'étage collinéen, tous les vestiges des sols anciens et que ce phénomène se poursuit.

 

Entre ces deux mouvements, il peut ne pas y avoir une équivalence parfaite. Il est probable qu'un grand nombre d'anciennes dolines à l'exutoire étroit ont reçu plus de matériaux qu'elles n'en ont exportés. De ce fait, elles se trouvent comblées et n'apparaissent plus dans le paysage. On reconnaît leur existence lorsque des travaux de terrassement mettent à jour ces énormes poches de terre.

 

Dans certains cas plus rares, l'exportation vers la profondeur est supérieure à l'alimentation. Il subsiste alors un entonnoir, au fond duquel des cailloux lavés marquent remplacement de la perte. De tels exemples montrent la puissance potentielle de ce type original d'exportation des sols.

 

Actuellement l'érosion reste limitée dans ces secteurs de plateaux grâce à la présence de la prairie qui assure une couverture à peu près complète et une protection efficace du sol. Le phénomène se déclenche cependant chaque fois que la terre est mise à nu : au moment des labours, avec la pullulation des petits mammifères qui bouleversent la surface, avec les exploitations intensives en forêt et les coupes à blanc.

 

Sources :

 

Bruckert S. & Gaiffe M. (1985). — Les sols de Franche-Comté CUER Université de Franche-Comté 142 p.

Rolin P. (2016). — Livre guide d'une excursion géologique en forêt de Chailluz.

Les sols de la forêt de Chailluz

 Les sols de la forêt de Chailluz

(dernière mise à jour : avril 2015)

 

Généralités

 

Au cours des temps historiques, la forêt comtoise était habitée de bûcherons, de charbonniers, de forgerons et de leveurs d’écorces, sans compter les chasseurs, braconniers et simples usagers. Peuplée de jour comme de nuit, théâtre d’une activité intense, elle était largement exploitée.

 

Si la Franche-Comté est aujourd’hui couverte à plus de 40 % de résineux et de feuillus en tout genre, on sait de manière certaine que ce taux était largement inférieur entre la fin du Moyen-Âge et le XVIIIe siècle. Ici comme ailleurs, la déforestation devient massive à partir du XVe siècle pour répondre à la fois aux besoins en énergie et en matériau de construction.

 

« Il ne faut pas oublier que la région est riche d’une tradition industrielle pluriséculaire, rappelle Paul Delsalle, historien à l’université de Franche-Comté[1], et que dès le Moyen-Âge, les usines comptent parfois jusqu’à deux ou trois cents ouvriers ! » Les salines disséminées sur tout le territoire en sont des exemples. Avec près de mille ouvriers au XVIIe siècle, celle de Salins-les-Bains (39) est sans conteste la plus importante. Trois mille cinq cents hommes s’emploient à la fournir en bois régulièrement !

 

L’exploitation de la forêt est soumise à des contraintes et des règles précises, cela des siècles avant le rattachement du Comté au royaume de France en 1678 et l’adoption des règles édictées par Colbert en matière de gestion forestière.

 

Certaines essences étaient réservées à l’industrie, et le droit des habitants se limitait en général au « mort bois » comprenant tilleul, noisetier et charme. Il était interdit de se servir en fruitiers, qui, outre les pommiers, poiriers, pruniers et cerisiers qui abondaient en forêt, comptaient aussi le chêne et le hêtre. Les dossiers de justice fourmillent de condamnations comme celle, au XVIe siècle, de ce Bisontin de retour de Chailluz, arrêté porte de Battant avec un chariot chargé de branches de cerisier. « Mais est-ce que nous ne surestimons pas la présence de ces variétés du fait qu’elles sont régulièrement citées dans les archives ? », se demande Paul Delsalle, qui voit d’un bon œil l’apport d’autres disciplines pour compléter les sources documentaires.

 

Propriété de la ville de Besançon depuis des temps immémoriaux, la forêt de Chailluz s'étend sur 1673 ha formant un massif compact de plus de 4000 ha avec les forêts adjacentes, toutes communales. Parmi les grandes villes françaises, Besançon est la seule à posséder en toute propriété une forêt d'une grande étendue très proche de l'agglomération.

 

La forêt de Chailluz constitue l'essentiel du patrimoine forestier de la cité de Besançon qui offre une étendue exceptionnelle de 2073 ha. Une légende attribue à une "Dame de Chailluz" la donation de cette forêt à la ville, sous réserve que les produits en seraient distribués aux pauvres.

 

La réalité historique est tout autre. Depuis la délimitation du territoire de Besançon en 1442, la propriété de la forêt avait été reconnue à la Ville pour être ensuite contestée pendant trois siècles par les  Ducs de Bourgogne, jusqu'à ce qu'un arrêté du Parlement pris en 1705 mette définitivement fin à cette querelle alimentée par les ressortissants des paroisses voisines. La difficulté à établir de façon précise des limites de propriété à l’intérieur des forêts n’est pas sans générer des tensions qui parfois tournent au pugilat. La forêt de Chailluz n’échappe pas à la règle et les Bisontins du XVIe siècle sont à couteaux tirés avec les habitants de Tallenay, Bonnay, Vieilley, Braillans, Chalezeule ou encore de Chatillon-le-Duc dans la défense de leurs lopins communaux. Une réalité d’autant plus criante que l’exploitation de la forêt est capitale à cette époque. Les habitants de Tallenay plantent même du Gamay sur les coteaux sylvestres en 1609. Mais la vigne s’avère difficile à entretenir, le vin de piètre qualité, et devant une production qu’il juge excessive, le Parlement de Dole ordonne l’arrachage des ceps. Le vin de Chailluz ne sera plus conservé que dans des pages d’archives…

 

Céline Bouvresse[2] est enseignante en histoire et travaille régulièrement sur les forêts comtoises au travers de travaux de recherche universitaires. « Au XVIe siècle, les limites étaient fixées grâce à des points de repères naturels comme la crête d’une colline, ou d’autres plus discutables car potentiellement changeants : le tracé d’un chemin, la pose d’une borne en pierre ou la gravure d’un emblème sur un arbre. Les descriptions n’étaient qu’orales et on apprenait aux enfants à reconnaître les lieux. Il n’est pas rare que les dossiers de justice s’appuient sur les témoignages des anciens du village faisant appel à leurs souvenirs d’enfance pour servir de preuve. » Il faudra attendre le début du XVIIIe siècle pour que les premiers plans apparaissent et limitent les conflits en même temps que les propriétés.

 

Traitée pendant des siècles en "taillis sous futaie" en vue de la production de bois de chauffage (taillis) et accessoirement de bois de construction (futaies = troncs des gros arbres provenant des tiges réservées au moment des coupes périodiques du taillis), cette forêt donnait lieu à l'exploitation annuelle d'une coupe de 42 ha et d'un coupon de 14 ha. Les milliers de stères de bois étaient façonnés par une Régie municipale employant une grand nombres de bûcherons et de voituriers. Les habitations construites aux Grandes Baraques étaient autrefois plus nombreuses et destinées au logement des bûcherons de la Ville. Le régisseur revendait le bois au prix coûtant pour tenter de satisfaire les énormes besoins de la Ville en bois de feu. Cette régie municipale existe toujours, mais elle joue un rôle plus limité, la plupart des coupes étant vendues sur pied à des exploitants ou des industriels du bois.

 

Aurore Dupin est une jeune chercheuse spécialiste en anthracologie, l’étude des charbons de bois. Doctorante au laboratoire Chrono-environnement et rattachée à la MSHE où elle prépare une thèse en archéologie, la forêt de Chailluz s’avère pour elle un excellent terrain d’investigation depuis que la technologie LIDAR (télédétection par laser aéroporté) a révélé les traces d’un millier de charbonnières, dédiées précisément à la fabrication du charbon, dont les résidus permettront d’identifier les essences d’origine.

 

« De nombreuses informations nous proviennent de la forêt de Chaux, où l’on perpétue encore la tradition du travail des charbonniers, explique Aurore Dupin. Pour la forêt de Chailluz, il n’existe plus de mémoire, peu de documents et pas de vestiges d’habitations qui toutes étaient construites en matériaux périssables. » Les méthodes scientifiques aident à pallier ce déficit. La susceptibilité magnétique confirme dans un premier temps les relevés du LIDAR. Elle certifie que l’argile du sol a subi des températures extrêmes. « Lorsque l’on chauffe fortement de l’argile, les minéraux qui la composent s’organisent d’une manière particulière, guidés par le champ magnétique terrestre. » La datation au carbone 14 atteste ensuite l’existence de la majeure partie des vestiges entre le XVIIe et le XIXe siècles. À partir d’infimes résidus, le microscope optique à réflexion est capable de déterminer l’essence du bois grâce à des caractéristiques anatomiques que le charbon présente sur trois faces. Paul Delsalle aura peut-être dans les mois qui viennent des réponses quant à la présence des fruitiers en forêt sur laquelle il s’interroge…


 

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Charbonnière en forêt de Chaux - Le bois était empilé en meule selon une géométrie étudiée, puis recouvert de terre de façon à garantir une combustion « à l’étouffée ». Le feu était surveillé jour et nuit. Une charbonnière atteignait en moyenne six mètres de diamètre  et deux mètres de hauteur, et représentait cinq à six stères de bois. © En direct n° 254 septembre-octobre 2014

 



[1] Paul Delsalle - Aurore Dupin  Laboratoire Chrono-environnement Université de Franche-Comté Tél. (0033/0) 3 81 66 58 74

[2] Céline Bouvresse Tél. (0033/0) 6 83 24 90 78

 

Aperçu sur la flore et la faune de la forêt de Chailluz

 

Poussant sur un sol souvent ingrat, la forêt de Chailluz est relativement pauvre, mais elle a été progressivement enrichie grâce à la vigilance et aux efforts conjugués de la Municipalité et des forestiers.

 

La zone nord-est a été longtemps occupée par des cultures comme le prouvent les vestiges de murets et d'amas d'épierrement. La forêt de Chailluz a donc progressé en superficie comme une hêtraie pratiquement pure. Pendant des siècles, les traitements qui lui ont été appliqués ont favorisé le Charme et le Chêne. De sorte que le Chêne occupe une place importante même dans certaines zones qui ne lui sont pas particulièrement favorables. Il faut dire que cette essence a été longtemps favorisée au détriment du Hêtre grâce à une sélection pratiquée lors des coupes, et que pendant très longtemps on a planté quantités de Chênes. Au début du XXe siècle, on plantait chaque année 10 000 Chênes !

 

Autres espèces arborescentes feuillues rencontrées : du Frêne, des Érables, du Tremble, du Merisier, du Bouleau, de l'Alisier. L'Orme a pratiquement disparu à cause de la graphidiose. Les résineux ont tous été introduits : de l'Épicéa, en grand nombre ainsi que des Sapins et quelques Pins.

 

Les flores arbustive et herbacée caractéristiques des collines calcaires sont bien représentées. Et dans certaines parcelles (parcelles  8 à 16), la présence d'argiles à chailles favorise quelques espèces calcifuges comme le Châtaignier et la Fougère Aigle.

 

La macrofaune comporte des sangliers, des chevreuils, des renards, des blaireaux et une vingtaine d'espèces d'oiseaux.

 

Qu'est-ce que la pédologie ?

 

Les sols constituent l'élément essentiel des biotopes propres aux écosystèmes continentaux. Leur ensemble, dénommé pédosphère, résulte de l'interaction de deux compartiments biosphériques : l'atmosphère et les couches superficielles de la lithosphère. La pédogenèse représente la formation des sols et l'étude des sols est une science qui s'appelle la pédologie. Les ressources de notre environnement n'étant pas inépuisables, on se doit de les utiliser au mieux. Cet impératif passe obligatoirement par une gestion rationnelle des forêts et des terres, ce qui nécessite une connaissance approfondie des qualités actuelles des sols, des mécanismes capables de les dégrader et de les détruire, et des moyens de les conserver et de les améliorer. Les différentes couches de matériaux homogènes qui constituent le sol sont appelées horizons en pédologie.

 

La formation des sols représente un processus complexe consistant en la transformation des roches situées à la surface de la croûte terrestre (roches mères) par l'effet conjugué des facteurs climatiques et des êtres vivants. Il est en réalité impossible de comprendre la genèse des sols si l'on ne prend pas en considération le rôle des organismes : bactéries, champignons et autres cryptogames, plantes vertes, pédofaune.

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L'altération des roches mères commence par un phénomène de désagrégation physique. Celui-ci est provoqué par faction des facteurs climatiques : variations nycthémérales de température, érosion hydrique à laquelle s'ajoute ultérieurement la fracturation du substratum rocheux par les racines des végétaux. Un processus de décomposition chimique qui fait suite, induit par le lessivage qu'effectuent les eaux d'infiltration chargées de substances dissoutes (CO2 par exemple) qui solubilisent la roche et aussi par les sécrétions corrosives de divers végétaux pionniers. L'ensemble de ces processus fragmente la roche mère et la transforme chimiquement en la dissociant en ses composés initiaux.

 

 

En définitive, les sols résultent de l'action extrêmement intriquée et complexe des facteurs abiotiques et biotiques qui conduit à l'élaboration d'un mélange intime de matières minérales et organiques provenant de la décomposition des êtres vivants après leur mort et de leurs excréta (litière, racines mortes, cadavres d'animaux, fèces, etc.)

 

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Le sol met des milliers d'années pour se former. C'est un bien précieux qui peut disparaître avec une facilité et une rapidité déconcertantes. Les exemples ne manquent pas. Dans le monde, des surfaces considérables de terres fertiles sont irréversiblement perdues chaque année par érosion, sur-exploitation ou à la suite d'aménagements inappropriés.

 

Caractères physiques des sols

 

Les principaux facteurs édaphiques sont constitués par la texture et la structure des sols, leur hygrométrie, leur pH et leur teneur en éléments minéraux.

 

Texture des sols

 

Tous les sols comportent deux fractions distinctes l'une minérale, l'autre organique, intimement mélangées en un complexe organo-minéral. La texture dépend de la nature des fragments de roche mère ou de minéraux provenant de sa décomposition que renferme la fraction minérale. L'analyse granulométrique permet de distinguer dans cette dernière des éléments grossiers (cailloux et graviers) ainsi que des éléments fins (sables, limons et argiles).

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Les cailloux sont de taille supérieure à 20 mm, les graviers mesurent entre 2 et 20 mm de dimension maximale, les sables de 2 mm à 20 µm de diamètre, les limons de 20 µm à 2 µm, les argiles moins de 2 µm.

 

La proportion relative des éléments fins constituant la fraction minérale permet de classer selon leur texture les divers types de sols. Elle présente une grande importance agronomique et de façon plus générale pour l'ensemble des écosystèmes terrestres car c'est d'elle que dépend pour une grande part la circulation de l'eau dans les sols.

 

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Structure des sols

 

L'architecture des sols dépend de l'état des particules qui les constituent. Lorsque les particules les plus fines, de nature colloïdale, sont floculées, elles forment des agrégats en cimentant les éléments de plus grande taille entre lesquels existent des lacunes.

 

Si, à l'opposé, elles sont dispersées, les éléments du sol vont rester indépendants et ne délimiteront pas de système lacunaire bien défini. Les sols du premier type sont dits en agrégats, ceux du second type, particulaires.

 

La porosité constitue un autre paramètre édaphique important qui combine les critères propres à la texture et à la structure du sol considéré. La porosité peut se définir comme la proportion du volume des lacunes par rapport au volume total.

 

De cette dernière dépend la circulation de l'eau et des gaz dans les sols dont le rôle est essentiel aussi bien pour assurer le développement des plantes supérieures que celui de la microflore et de la faune édaphique.

 

La porosité décroît lorsque l'on passe de structures en agrégats très lacunaires vers des structures de plus en plus particulaires. Lorsque les sols particulaires sont dépourvus de sable, ils peuvent devenir asphyxiants car ni l'eau ni les gaz ne peuvent y circuler normalement.

 

Formation des sols ou pédogenèse

 

La pédogenèse résulte de l'action des facteurs écologiques abiotiques et biotiques sur les couches supérieures de la lithosphère.

La formation des sols commence par la fragmentation de la roche mère suivie d'une seconde étape marquée par la corrosion des minéraux présents. Celle-ci résulte de processus complexes : oxydation, réductions, hydratation, hydrolyse, etc. Le lessivage provoqué par les pluies et des facteurs topographiques (sols en pente ou sols plus ou moins bien drainés) va mettre en solution les produits de ces réactions chimiques. Le processus est favorisé par l'action des végétaux pionniers. Des cryptogames, tels les lichens exercent par leurs sécrétions une action corrosive intense sur les minéraux constitutifs des roches. De plus, les racines des plantes pionnières, outre qu'elles fissurent le substratum rocheux, accélèrent la dissolution des minéraux par leurs exsudats, conjointement au CO2 dissous dans l'eau d'inhibition.

 

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Si l'érosion des sols est apparemment réduite en Franche-Comté, c'est d'abord le résultat des aménagements judicieux menés pendant des générations, à quelques. La forêt primitive a généralement fait place à un bon équilibre agro-sylvo-pastoral. Les cas d'aménagements mal appropriés proviennent la plupart du temps d'une méconnaissance des qualités des sols et de leur environnement.

 

La monoculture d'une espèce végétale, que ce soit en milieu agricole ou forestier, est toujours néfaste à plus ou moins longue échéance. La monoculture d'une essence forestière diminue obligatoirement l'activité des microorganismes. Ceux-ci en effet se trouvent fortement stimulés quand les aliments proviennent de sources diverses, mais n'apprécient guère le "plat unique". De ce fait, le cycle biologique se ralentit et les éléments nutritifs, les cations notamment, se retrouvent bloqués dans les débris organiques qui se décomposent plus lentement, d'où une acidification du sol.

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Les résineux sont souvent accusés de dégrader les sols : comme nous le verrons plus loin, les feuillus comme le hêtre et le chêne sont tout aussi dégradants s'ils sont cultivés en peuplement pur. La dégradation des terres est en fin de compte liée bien davantage aux propriétés intrinsèques des sols et aux actions d'aménagements qu'aux résineux eux-mêmes.

 

Facteurs édaphiques

 

Formation de l'humus

 

Elle s'effectue par addition de matière organique aux constituants minéraux des sols et représente la troisième phase de la pédogenèse dont la responsabilité est dévolue en premier lieu aux êtres vivants. Ce processus est donc contrôlé essentiellement par les facteurs biotiques.

 

La matière organique incorporée aux sols provient essentiellement de la litière, laquelle est constituée de feuilles mortes, de brindilles et d'autres fragments végétaux. Les branches et les troncs morts et, dans une bien moindre mesure, les excréments des herbivores contribuent à cet apport de matière organique.

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 Par le jeu de la photosynthèse, les végétaux apportent beaucoup plus de matières aux sols qu'ils n'en prélèvent. En tout état de cause, les éléments minéraux absorbés par les racines sont restitués lors de la mort des producteurs primaires. Certains micro-organismes, telles les bactéries fixatrices d'azote, incorporent des nitrates aux sols à partir de l'azote atmosphérique. En conséquence, l'activité des plantes supérieures et de certaines bactéries édaphiques apporte au sol plus de matière qu'elle ne leur en enlève. En outre, cette matière est généralement amenée sous forme de dérivés organiques complexes dont certains ne se décomposent que très lentement.

 

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Les facteurs biotiques vont intervenir de façon déterminante dans la dégradation des matières organiques mortes.

Une première phase est sous la dépendance de nombreuses espèces animales qui vivent à la surface ou à l'intérieur des sols. Celles-ci interviennent directement et (ou) indirectement pour fragmenter la matière organique et pour l'introduire dans les couches profondes.

Certaines espèces, comme les rongeurs terricoles, amènent des résidus provenant de l'accumulation des détritus végétaux à l'intérieur des sols par suite de leur activité de fouissage.

À l'opposé, les invertébrés saprophages jouent un rôle pionnier dans la formation de l'humus en fragmentant la matière végétale morte : litière, branchages, fragments de bois dont ils se nourrissent dans le cas des termites. Il en est de même des coprophages, qui s'alimentent des excréments de vertébrés, en particulier d'ongulés, dont le rôle est essentiel dans les écosystèmes prairiaux (savanes, steppes, etc.).

Par son activité, la faune du sol (pédofaune) disperse dans les couches profondes la matière organique morte présente en surface et ramène dans les couches superficielles leurs excréments contenant les produits de digestion de la litière.

La pédofaune est constituée par une grande variété de groupes taxonomiques d'invertébrés. Parmi ces derniers, on dénombre des arthropodes, des annélides oligochètes, des mollusques, des crustacés isopodes (cloportes) et divers autres phyla ; rotifères, nématodes, protozoaires, etc.

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Principaux types d'organismes saprophages (invertébrés) et décomposeurs (bactéries, champignons) constituant les peuplements de la litière et des sols.

A, B, C, collemboles gen. Tomocerus, Isotoma, Folsomia ; D, larve de bibionide (diptère) : E, diploure ; F, lombric (annélide oligochète) : G, Lithobius (chilopode) : H, Glomeris ; I, iule (diplopodes) ; J, nématode ; K, L. acariens Oribatides gen. Belba et Oribotridia ; M, N, R, champignons phycomycètes (Rhizopus), ascomycètes (Aspergillus) et Pénicillium ; O, streptomycètes ; P et Q bactéries : Cytophaga (cellulolytique aérobie ; Clostridium (fixateur d'azote, anaérobie). D'après Duvigneaud, La synthèse écologique, 2e édition, 1980, mais modifié. Doin, Paris.

 

Par leur biomasse, les oligochètes (lombrics ou vers de terre) et, par leur nombre, les arthropodes constituent les deux groupes dominants. Ces derniers sont représentés par des acariens oribatides, des myriapodes (diplopodes et chilopodes), des aptérygotes (surtout collemboles), des insectes (surtout des larves de diptères et de coléoptères).

 

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En définitive, la biomasse constituée par la pédofaune est aussi considérable que le nombre d'individus qu'elle comporte à l'hectare. Il est par exemple banal de dénombrer dans une forêt caducifoliée tempérée plusieurs dizaines de millions d'arthropodes par hectare. De même, la biomasse de vers de terre, en moyenne de l'ordre de 500 kg/ha, peut atteindre plus de 1 000 kg/ha dans des sols forestiers très riches en matière organique et même dépasser 2800 kg/ha dans certaines prairies tempérées ! Comme le fait remarquer fort à propos Duvigneaud, en Europe occidentale pourtant surpeuplée, la biomasse des lombrics dépasse celle des hommes !

 

Types d'humus

 

La formation de l'humus, conditionnée en premier lieu par l'activité biologique des sols, dépend aussi de facteurs physicochimiques — dont certains ont d'ailleurs une forte interdépendance avec les facteurs biotiques — aération, teneur en eau édaphique (drainage), pH, nature du substratum rocheux, etc. Ainsi le type d'humus constitue-t-il une caractéristique essentielle car il intègre l'influence de l'ensemble des facteurs écologiques propres au biotope considéré.

 

On distingue quatre types d'humus en fonction de la rapidité de dégradation de la litière et de la décomposition des matières organiquesqui en dérivent : les Mull, les Moder, les Mor et les tourbes.

 

La formation des Mull prend lieu dans les sols riches et profonds, frais, bien drainés donc bien aérés. Ici, la décomposition de la litière est très rapide par suite de la grande abondance de la pédofaune, en particulier des vers de terre dont l'activité assure en outre une excellente dispersion de l'humus dans l'horizon[1] supérieur du sol. Les lombrics ingèrent en effet un mélange de fragment de litière et de terre. On estime que pour une densité de 50000 lombrics par hectare, ces annélides "consomment" quelque 2,5 tonnes de feuilles mortes pendant la belle saison mélangées à 25 tonnes de terre. On évalue en moyenne à 42 tonnes par an la masse de déjections produites par ces invertébrés[2]. En une trentaine d'années, les premiers décimètres du sol sont donc entièrement "digérés" par les lombrics. Si l'on ajoute à ces considérations le fait que les sécrétions muqueuses des vers de terre sont indispensables à l'activité de nombreuses bactéries du sol, en particulier de celles qui fixent l'azote, on imaginera bien l'importance écologique capitale de ces invertébrés dans les écosystèmes terrestres tempérés).

Par suite de l'intense activité des lombrics et autres animaux saprophages, l'horizon A1des Mull forestiers est caractérisé par une excellente homogénéisation des matières organiques en décomposition conférant à cet horizon une teinte plus foncée.

 

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Dans les écosystèmes où prédominent les végétaux herbacés croissant sur sol calcaire, il se forme un Mull carbonaté. Ici la décomposition de la litière est un peu moins rapide que dans les Mull forestiers, d'où formation d'un horizon A1, épais et foncé.

 

Les Moder correspondent à des humus très répandus sur les sols pauvres. Comme dans le cas des Mull, il s'agit d'un humus dit coprogène car constitué essentiellement d'une poudre brune provenant des déjections globuleuses de divers invertébrés coprophages, dont le rôle consiste à déchiqueter la litière, à la fragmenter ainsi que les autres débris végétaux dont ces animaux se nourrissent.

Ici, le rôle des arthropodes est prépondérant, en particulier sur sols squelettiques où les myriapodes dominent au détriment des acariens et collemboles. A l'opposé, les lombrics sont moins bien représentés que dans les Mull. En conséquence, la litière non encore décomposée et celle en voie de dégradation sont beaucoup plus abondantes dans les sols à Moder, constituant un horizon A1 bien différencié.

Peu à peu ramollie par l'eau d'imbibition, la litière des Moder est envahie par une multitude de métazoaires inférieurs (rotifères, tardigrades, nématodes), de protozoaires (rhizopodes et flagellés) sans omettre une myriade d'algues microscopiques et de bactéries qui prolifèrent dans le compost ainsi formé.

Ce compost est en outre le siège d'un intense développement fungique, un abondant feutrage mycélien envahissant la matière organique en voie d'humification.

 

Les Mor constituent un autre type d'humus dit mycogène car sa production est essentiellement assurée par des champignons saprophytes. Les Mor se rencontrent souvent sur des sols très pauvres, installés sur une roche mère granitique, dans des landes à bruyères ou sous toute autre formation végétale acidifiante (forêt de conifères par exemple), et lorsque les conditions climatiques sont défavorables (froid humide).

Les Mor apparaissent en définitive sur des sots marqués par une faible activité biologique. L'importante accumulation de la litière se traduit par l'existence d'un horizon A0 très épais. Elle résulte de la rareté des animaux saprophages, lombrics et myriapodes en particulier. À l'opposé s'observe une grande abondance de champignons saprophytes qui peuvent représenter en poids jusqu'à 15 % de l'horizon A0 !

À la base de cet horizon s'accumule une couche organique de couleur brun-noir, fibreuse, dénommée "humus brut", superposée directement au sol minéral car l'horizon A1, est peu développé voire inexistant.

Les conditions d'acidité des Mor défavorisent l'activité bactérienne. De la sorte, la matière organique est mal décomposée et l'humification n'est pas menée à terme. Il se forme surtout des acides fulviques, composés phénoliques partiellement solubles qui sont produits par l'altération des membranes cellulaires. Ces acides, entraînés par les eaux d'infiltration, altèrent les colloïdes des argiles et interdisent de ce fait la formation des agrégats propres au complexe argilo-humique.

 

Pour mémoire, car il n'y en a pas en forêt de Chailluz, mais dans le Haut-Jura, les tourbes sont constituées par l'accumulation d'une grande quantité de matériaux organiques incomplètement décomposés, caractérisés par un taux d'humification généralement assez faible. Les tourbes se forment dans des milieux saturés en eau de façon quasi permanente — les tourbières — où apparaissent des conditions d'anaérobiose défavorables à toute activité biologique. Par suite de la quasi-absence de la faune et de la grande pauvreté de la flore bactérienne et cryptogamique, la matière organique se transforme très lentement et s'accumule souvent sur plusieurs mètres.

 

On distingue deux types de tourbes, les tourbes eutrophes qui s'édifient dans les tourbières de fond de vallée, là où la nappe phréatique affleure en permanence et les tourbes acides, quiseforment dans les tourbières de montagne, aux dépens des eaux de pluie qui s'accumulent dans des dépressions, sur sols acides. Dans un cas comme dans l'autre, seuls les horizons superficiels sont partiellement humifiés, lors des périodes d'assèchement de la surface qui en permettent l'aération.

 

Processus biochimiques de la formation de l'humus

 

Ces processus caractérisent la transformation de la matière organique morte par les agents microbiologiques, actinomycètes et bactéries, après qu'elle a transité dans le tube digestif des animaux saprophages. Les composés solubles ou facilement solubilisables qui préexistent dans la litière — dénommés composés hérités — vont migrer rapidement dans les sols, de même que les composés solubles néoformés, provenant en particulier de l'hydrolyse de la cellulose. Après séparation dans l'espace des composés insolubles et solubles, ces derniers vont se mélanger aux éléments minéraux, étape qui représente un des facteurs essentiels de l'humification.

 

Dans les Mull et les Moder, l'action des micro-organismes sur les matières insolubles est différente selon qu'il s'agit de cellulose ou de lignine. En milieu basique, la cellulose est dégradée plus rapidement que la lignine alors que leur vitesse de dégradation est comparable dans les Mull acides et dans les Moder.

 

Dans les Mull neutres ou basiques, la lignine est transformée en humus brun, insoluble. Il s'y constitue en outre des associations stables lignine-protéines. Dans ces mêmes milieux, l'action des bactéries conduit à des formations de composés cellulose-protéine, qui constituent les acides humiques gris, plus stables et résistants que les précédents. D'autre part, la biodégradation de la lignine, mais aussi la néoformation bactérienne de polysaccharides, conduisent à la production d'un ensemble de composés insolubles, de fort poids moléculaire, désignés sous le terme général d'humine. Celleci arrive à représenter en poids plus de 50 % de diverses fractions constituant l'humus.

 

Dans les Mull, et aussi dans une moindre mesure dans les Moder, acides humiques et humine se lient aux argiles colloïdales. Il s'édifie de la sorte, grâceà ces "ciments" humiques, des structures composites, dénommées sous le terme général de complexe absorbant argilo-humique, auxquelles sont également associés divers autres composés minéraux : calcaire actif, allophanes, et cations lourds.

 

On constate que l'activité bactérienne des sols diminue au fur et à mesure que l'humus s'accumule. De la sorte, une certaine quantité des sels minéraux nutritifs (nitrates, phosphates, sels de potassium, etc.) libérés par dissolution et (ou) dégradation de la matière organique deviennent disponibles pour les racines des phanérogames et autres végétaux autotrophes.

 

Enfin, l'humus est peu à peu minéralisé par l'action des microorganismes de sorte que la teneur des sols en matières humiques correspond à un équilibre dynamique entre biosynthèse et dégradation des divers constituants de ces dernières.

 

L'écologie des sols de la forêt de Chailluz

 

La région a été épargnée par les glaciers et possède par conséquent une histoire pédologique longue, datant souvent de l'ère tertiaire. Les roches-mères, au cours des millénaires, se sont altérées de façon continue en fournissant une couche épaisse de matériaux pédologiques. Les roches mères étant diverses, leurs altérites sont également très variées. D'autre part l'altération n'intervient jamais seule. L'érosion s'exerce aussi, avec ses périodes modérées et ses paroxysmes. Certains horizons poreux peuvent ainsi migrer, progressivement ou en masse, vers d'autres positions où parfois ils recouvrent des sols déjà constitués.

Troncatures, transports, recouvrements, affectent inégalement les sols, dont l'histoire devient ainsi non plus une évolution continue mais une succession d'épisodes apportant chacun leur marque. De tels sols formés en plusieurs étapes sont dits polygéniques.

 

Un climat lessivant à peu près constant depuis le tertiaire

 

Au cours de la pédogenèse, le climat joue un rôle considérable. On sait qu'à l'ère tertiaire une longue période d'altération a démantelé des masses énormes de calcaire. Cette décarbonatation intense n'a pu s'exercer que grâce à un fort drainage climatique, ce qui suppose des conditions d'humidité et de fraîcheur proches des conditions actuelles.

 

Mais on a pu mettre en évidence d'importantes fluctuations climatiques. Certaines périodes qui ont permis le développement d'une flore de palmiers et d'espèces méditerranéennes ont été chaudes et sèches. Les minéraux ont subi une altération différente et certains sols ont pris une teinte vive due aux oxydes de fer déshydratés (rubéfaction).

 

Quant aux périodes froides du quaternaire, elles n'ont pas pu rester sans influence sur les sols situés aux marges des calottes de glace. Les alternances de gel et de dégel ont provoqué un brassage par cryoturbation dont certaines traces sont encore bien visibles : nodules d'argiles arrondis isolés dans des limons, fentes en coin remplies d'éléments blanchis (glosses).

 

Enfin le climat actuel est encore très favorable à l'entraînement par lessivage puisque les précipitations remportent sur 1'évapotranspiration potentielle, sauf pendant les mois d'été qui accusent un léger déficit hydrique. L'existence de cette relative sécheresse estivale aura, dans les secteurs les mieux exposés, certaines incidences sur l'évolution des sols (rubéfaction actuelle). On remarque aussi que dans cette région de faible altitude, les températures moyennes mensuelles ne descendent pas en dessous de zéro degré.

 

De nombreux faciès calcaires, à l'origine d'une grande variété d'altérites

 

o     Les argiles de décarbonatation

 

Les roches mères les plus répandues restent à cette altitude les calcaires jurassiques à faciès durs et relativement purs. Leur dissolution laisse de 1 à 10% d'éléments insolubles, surtout de l'argile et quelques grains de quartz. Ces argiles sont un constituant important des sols. Elles donnent les terra fusca (jaunes) et les terra rossa (rouges) qui emplissent les fissures et tapissent les bancs calcaires.

 

Un cas particulier est constitué par les calcaires de l'Argovien. Dans la partie Ouest du Jura, ce sont des bancs très riches en impuretés argilo-limoneuses et en rognons siliceux, de quelques centimètres de diamètre, constituant les chailles. La dissolution du carbonate laisse donc un abondant résidu connu sous le nom d'argiles à chailles, bien que les argiles proprement dites y soient beaucoup moins abondantes que la partie limoneuse formée par une poudre de silice.

 

o     Les limons et sables de décarbonatation

 

Certains faciès argoviens sont des calcaires gréseux formés de grains de silice cimentés par du calcaire. La disparition du ciment laisse alors un résidu limono-sableux fin, très filtrant, formé de silice amorphe (calcédonite) très acide.

 

o     Les limons éoliens ou ruisselés de compositions différentes[3].

 

Les recouvrements de limons occupent des surfaces importantes sur les premiers plateaux jurassiens et dans les plaines alluviales. Leur origine n'est pas partout élucidée mais on peut cependant reconnaître deux catégories :

 

—   les limons éoliens, identifiés par la présence en quantité importante d'éléments minéraux qui n'existent pas dans les calcaires sur lesquels ils reposent. Ils correspondraient à des nuages de poussières déposés par des vents venus du Sud-Est qui auraient arraché des matériaux fins aux moraines alpines, après les glaciations. De tels transferts de poussières s'observent encore de nos jours à une échelle plus réduite : plusieurs fois par an on peut remarquer sur les voitures stationnées en plein air, une couche jaunâtre que les spécialistes attribuent à des nuages de particules d'origine lointaine.

 

—   les limons ruisselés qui peuvent provenir du remaniement des premiers par les eaux de ruissellement, ou bien être déposés lors des crues importantes dans le lit majeur des rivières.

 

Les études au microscope électronique à balayage permettent de déceler sur les grains soit des cupules résultant des chocs entre grains dans le cas de l'éolien, soit des polissages arrondis dans le cas du transport par eau. Mais plus que leur origine, c'est la qualité des limons qui intéresse le pédologue, et celle-ci est extrêmement variable. On n'a encore jamais trouvé en Franche-Comté de limons carbonates. Ils sont donc probablement acides à l'origine et plus ou moins appauvris selon la durée du lessivage auquel ils ont été soumis.

 

o     Les épandages de chailles

 

Les résidus des calcaires à chailles de l'Argovien sont des formations particulièrement mobiles. Ils constituent des boues limono-argileuses et caillouteuses qui se sont beaucoup déplacées au cours du temps. Ramollies par les alternances de gel et de dégel, elles ont glissé, même sur des pentes très faibles. Soumises à l'érosion de leurs particules fines, elles se sont parfois enrichies relativement en chailles. Il en résulte que certains placages sont constitués par une accumulation de ces cailloux siliceux cassés, au cortex patiné par le transport. La pauvreté du substrat est alors aggravée par la compacité de cette formation.

 

Caractères et distribution des sols de la forêt de Chailluz

 

La forêt de Chailluz s'étend sur un plateau et les pentes faibles, les actions pédogéniques s'exercent surtout dans les altérites anciennes acides, extrêmement peu influencées par le calcaire, même si ce dernier se trouve proche de la surface ; les sols ont une longue histoire et sont polygéniques.

 

o     Le paradoxe des calcaires durs : des roches-mères acides

 

Le socle calcaire qui s'étend sur de vastes surfaces porte des sols qui évoluent, de façon totalement indépendante de ce substratum, dans des altérites tertiaires acides.

Dans le Bois des Épesses par exemple (Montfaucon, Doubs), on rencontre des profils de vingt-cinq centimètres formés d'un limon ocre recouvrant un banc massif de calcaire bathonien. On s'attend à un sol neutre ou faiblement acide, bien pourvu en calcium : or, le pH est de 5 et le taux de saturation[4] de 24% !

 

Ce cas, loin d'être isolé, constitue plutôt la règle. Beaucoup de sols forestiers ont des pH de 4 dans l'humus et sont acides dans la plus grande partie de leur profil (Forêt de Chailluz). On comprend combien la présence du socle calcaire peut être trompeuse. Que ce dernier soit recouvert par des apports allochtones ou par ses propres résidus totalement décarbonatés, il intervient très faiblement dans la pédogenèse. La végétation naturelle en forêt n'apparaît d'ailleurs calcicole que dans des zones très restreintes. Le plus souvent elle traduit les propriétés mésotrophes, voire oligotrophes, des humus et des sols.

 

o     Le caractère polygénique des sols

 

La longue histoire des pédogenèses successives est inscrite dans les sols. Le meilleur moyen de la reconstituer est d'étudier les microstructures des différents horizons ce qui permet de reconnaître toutes les étapes qui ont façonné le sol actuel. C'est ainsi que l'on retrouve à peu près partout au contact des bancs calcaires, des argiles de décarbonatation. Elles constituent les matériaux dans lesquels les sols ont pris naissance. Les effets des actions périglaciaires s'y manifestent par la présence de nodules arrondis formés par cryoturbation. Mais les argiles de décarbonatation ont le plus souvent été remaniées et érodées. Ce qu'il en reste a été recouvert par plusieurs générations de limons déposés au cours des périodes interglaciaires. La micromorphologie permet là aussi de détecter très nettement ces apports successifs. Enfin, on retrouve la trace de tous les processus d'évolution, en particulier des phases successives de lessivage des argiles, témoins du caractère polygénique des sols.

 

o     L'évolution générale : brunification et lessivage

 

La plupart des sols de cette région, bien que débarrassés du calcaire, sont tenus à l'abri d'une acidification extrême par la qualité de leurs matériaux minéraux. Il s'agit en effet, à quelques exceptions près que nous signalerons plus loin, de limons toujours en mélange avec des argiles. Or ces dernières par leurs propriétés de colloïdes jouent un rôle fondamental dans la fixation des ions minéraux et la structuration. Elles sont par là un facteur important d'équilibre et de fertilité.

 

Sur ces roches-mères effectives des sols, l'action du climat aboutit à la "brunification", processus pédogénique dans lequel l'altération des minéraux demeure modérée et le fer prend un état cristallisé caractéristique (goethite), responsable de la couleur brune.

 

À pH modérément acide, les argiles ont tendance à se mettre en suspension dans l'eau de pluie qui traverse le profil. Elles migrent et se déposent généralement un peu plus bas. Ce transport s'appelle "le lessivage" et conduit à différencier le sol en trois horizons typiques :

 

A1, organo-minéral grumeleux et teinté par les composés humiques ;

A2, plus minéral et éclairci par perte d'argiles, de fer et d'éléments nutritifs ;

Bt , coloré en brun rougeâtre par le fer associé aux argiles qui revêtent les unités structurales polyédriques (argilanes).

 

o     Les excès de l'évolution : l'hydromorphie et la podzolisation secondaires

 

La brunification et le lessivage mènent aux profils peu différenciés et peu humifères des sols bruns et bruns lessivés caractéristiques de notre climat atlantique tempéré. Mais avec l'âge, le lessivage s'accentue et conduit aux sols lessivés. Le processus poussé à l'extrême tend à acidifier fortement la partie supérieure des profils (pH de 4 en A1 et A2) et à colmater les pores de la partie inférieure (les argiles entraînées s'accumulent en Bt). Selon les cas, les sols lessivés se dégradent en sols à pseudogley ou bien en sols podzoliques. La première voie s'observe dans les matériaux les plus sensibles à la battance et à la dispersion rapide des argiles, la seconde dans les matériaux capables par contre de conserver une grande perméabilité.

 

1.   Les sols lessivés à pseudogley

 

Dans les limons très battants, les argiles dispersées dans les horizons supérieurs se déposent et ferment très vite les vides des horizons inférieurs. L'eau ralentit son infiltration puis marque un temps d'arrêt avant d'être évacuée à la fois par le fond, par écoulement latéral et par pompage dû à la végétation. Mais ces mécanismes ne sont pas synchronisés : quand il pleut beaucoup l'hiver, la végétation n'évapore pas et l'eau s'installe pour un certain temps sur le plancher imperméable, constituant ainsi une nappe temporaire.

 

Au niveau du sol, cela se marque par des transformations de l'état du fer. Dans l'eau stagnante de la nappe, il prend une teinte gris-bleu (état réduit ou ferreux). Quand l'eau se retire, les parties les plus oxydées (trajets des racines, fentes) prennent une teinte rouille (état oxydé ou ferrique). La partie du sol soumise à la présence de la nappe se caractérise par un bariolage de zones grises et rouilles, qui persistent même en période sèche et permettent de diagnostiquer à coup sûr l'hydromophie. Survenant à la suite du lessivage, cette hydromorphie est dite secondaire. Le sol temporairement engorgé est appelé lessivé à pseudogley.

 

Pour la végétation, cette dégradation est évidemment peu favorable. La zone colmatée fait obstacle à la pénétration des racines. Ces dernières ne prospectent plus qu'un volume réduit de terre. En été, la réserve hydrique s'épuise très vite. En forêt, la végétation naturelle évolue vers des groupements d'espèces capables de supporter alternativement l'hydromorphie asphyxiante et la sécheresse, comme certaines laîches et la molinie.

 

2.   Les sols lessivés podzoliques

 

Dans les limons grossiers filtrants, l'acidification s'intensifie rapidement dans les horizons supérieurs lessivés. L'activité des microorganismes diminue par manque d'éléments nutritifs. Les débris végétaux se décomposent incomplètement et produisent des acides organiques capables d'agresser et de détruire les minéraux à l'exception du quartz. Ce dernier donne un résidu blanchi, totalement inerte et infertile. Parmi les éléments lessivés, le fer migre avec des matières humiques à l'état de complexes et va précipiter plus bas. Ces mécanismes constituent la dégradation podzolique.

 

chailluz_pédologie_fig3-450.jpg

Dans le profil, cela se traduit par plusieurs caractères : la litière s'accumule en couche épaisse et fibreuse (humus brut) ; les grains de silice, dans l'humus et au-dessous sont décapés et apparaissent en blanc sur fond noir (horizons A1 et A2) ; sous une bande un peu éclaircie on voit une couche irrégulière correspondant à l'accumulation de produits organiques brun-rougeâtre qui enrobent et colorent les grains de sable (horizon Bh) ; enfin on découvre un horizon ocre vif ((Bfe), témoin de la forte altération des minéraux et de la libération intense du fer.

 

chailluz_pédologie_fig1-450.jpg

De remarquables turricules tricolores qui extériorisent les horizons brun foncé, beige clair et ocre rosé du sol lessivé podzolique sous-jacent. Fontaine Sainte-Agathe, Bois de Chailluz, Doubs (cliché S. Bruckert).

 

Pour la végétation, la dégradation podzolique est extrêmement préjudiciable. L'humus brut freine en effet le recyclage des constituants absorbés par les plantes. Il bloque les éléments nutritifs sous une forme inassimilable. De tels milieux ne peuvent être colonisés que par des espèces végétales peu exigeantes : la callune, le polytric...

 

 Épaisseur des sols de la forêt de Chailluz

 

Au cours de sa thèse consacrée à la Forêt de Chailluz, Catherine Fruchart (2014) a pu estimer l'épaisseur des sols forestiers grâce aux techniques LiDAR.

pédologie,franche-comté,forêt de chailluz

Carte estimative de l'épaisseur des sols forestiers.

Vue LiDAR en modèle ombré

(SIG et DAO C. Fruchart 2014 MSHE C. N. Ledoux)

 

Valeur pédologique et stationnelle des sols forestiers

 

Comme pour les terres cultivées, le classement des sols forestiers tient compte de l'estimation analytique du profil pédologique, des conditions stationnelles et du comportement des essences forestières en place. Les propriétés du matériau et la profondeur du sol constituent dans ce cas aussi des critères de qualité. En revanche, les cailloux et les pentes qui entravent les travaux agricoles, les blocs rocheux qui rendent impossible la mise en culture, ne sont plus ici des contraintes ; ce qui compte au plus haut point, c'est le volume de terre meuble prospecté par les racines : les éboulis et colluviums des pentes donnent naissance la plupart du temps à d'excellents sols forestiers, alors que les bancs rocheux compacts n'offrant qu'une mince couche de terre, ont des potentialités forestières médiocres.

chailluz_pédologie_fig4-450.jpg

Classes de valeurs des sols de la forêt de Chailluz (d'après S. Bruckert et M. Gaiffe 1985)

 

Comme dans l'estimation de la valeur des terres agricoles, la démarche méthodologique employée pour réaliser le document présenté vise à classer les sols comme des objets définis par des propriétés précises. L'échelle des valeurs retenue reste totalement indépendante de l'aptitude des sols à cultiver une essence donnée. C'est au forestier que revient ce choix, compte tenu des exigences édaphiques et climatiques de l'espèce, des conditions de sylviculture et d'exploitation, du contexte économique.

 

L'ENRÉSINEMENT EST-IL UN FACTEUR DE DÉGRADATION DES SOLS FRANCS-COMTOIS ?

 

On admet généralement que les aiguilles de résineux se décomposent plus difficilement que les litières de feuillus. C'est une des raisons qui font mettre au pilori les résineux, souvent accusés de dégrader les sols, c'est-à-dire d'acidifier l'humus et de provoquer un appauvrissement en éléments nutritifs par lessivage. Dans les cas extrêmes, on assimile cette dégradation à de la podzolisation. Qu'en est-il exactement ? Les résineux et les feuillus ont-ils des actions fondamentalement différentes ? Existe-t-il des sols plus sensibles que d'autres à la dégradation ? Les résineux dégradent-ils les sols ?

 

De nombreuses observations faites depuis une dizaine d'années démontrent que les résineux sont loin d'avoir tous la même influence nocive : si l'épicéa est en effet très acidifiant, le sapin et surtout le Douglas, le sont beaucoup moins. Quant aux feuillus, leur action peut être tout aussi dégradante ; le hêtre, le chêne ou le châtaignier fournissent des litières qui résistent longuement aux attaques des microorganismes.

 

On estime maintenant qu'une des premières causes de dégradation est avant tout liée à la monoculture d'une essence forestière, pratique qui se solde inévitablement par une inappétence de la microflore. C'est pour cette raison que les forestiers conservent de plus en plus dans les peuplements un pourcentage de 5 à 15% d'essences secondaires, dans le seul but de maintenir un bon niveau d'activité microbiologique dans l'humus.

Une deuxième cause de dégradation est à rechercher dans les sols. Les matériaux siliceux limoneux ou limono-sableux y sont particulièrement sensibles parce qu'ils ont une faible capacité d'échange cationique et sont inaptes à retenir les cations. Ils sont donc fortement prédisposés à l'acidification.

 

Pour illustrer ce propos, voici deux exemples choisis au Bois de Chailluz :

 

 

Sols à haut risques (Combottes)

Sols sans risques (Montarmots)

Horizon

Profondeur

en cm

Argile*

CEC**

Taux de saturation.*

pH

Argile

CEC

Taux de saturation.*

pH

A1

10

15

10

4.4

4.1

29

25

63

4.9

A2

40

16

7

1.2

4.3

31

25

19

3.9

Bt

60

38

14

2.1

4.4

47

31

60

5.1

IIBt

90

26

8

2.1

4.4

63

33

85

6.0

* en %     ** en milliéquivalents pour 100 grammes

 

Le sol des Combottes qui s'est forme aux dépens d'un faciès gréseux de l'Argovien se distingue par une capacité d'échange et un taux de saturation en cations extrêmement bas : ses caractéristiques analytiques le font ranger dans les sols à hauts risques. En revanche, celui des Montarmots développé dans un limon de meilleure qualité possède une capacité d'échange et un taux de saturation beaucoup plus élevés qui les rangent dans les sols sans risques.

 

Ces observations répétées sur un grand nombre d'échantillons, démontrent que ce sont effectivement ces deux données analytiques qui permettent de diagnostiquer d'une façon simple et sûre la sensibilité à la dégradation. On soulignera au passage que le pH des 40 premiers centimètres ne distingue absolument pas les deux sols.


[1] Les pédologues dénomment "horizons" les strates successives de couleur, texture et structure différentes, dont l'ensemble constitue le profil d'un sol, mis à jour par une coupe verticale.

[2] Compte tenu de la toxicité de la plupart des pesticides pour les lombrics, on est en droit de s'interroger sur les conséquences de leur usage, à long terme, sur la fertilité des terres cultivées.

[3] Rappelons que l'on appelle limons, les particules dont la taille est comprise entre 2 et 50 millièmes de millimètre.

[4] Taux de saturation : proportion des sites effectivement occupés par les cations Ça2+ , Mg2+, K+, par rapport aux sites électro-négatifs potentiels : les sites non saturés sont comblés par des ions H+.

 

Sources :
 
Bruckert S. &  Gaiffe M.(1985). — Les sols de Franche-Comté, Centre Universitaire d'Études régionales, Université de Franche-Comté Éd., 142 p.
 
Ramade F. (1984). — Éléments d'écologie fondamentale. McGraw-Hill Ed. Paris, 404 p.

26/06/2014

Quand Thise était ville d’eaux…

Marguerite_Perrier_logo.jpgQuand Thise était ville d’eaux…

 (Dernière mise à jour : 28/06/2014)

Au début du XXe siècle, le village de Thise exploitait une source d’eau minérale

 

par André Guyard, Claude Proudhon & Jacques Bonet

 

Thise a connu une certaine célébrité dans la première moitié du XXe siècle grâce à l'exploitation d'une source d'eau minérale commercialisée en bouteilles de verre dont la forme caractéristique évoque irrésistiblement le Quart Perrier.En réalité, il ne s’agissait pas à proprement parler d’une source, mais d’un puits de captage dans la nappe phréatique après un sondage réalisé en février 1910. La structure d’exploitation de l’eau a été bâtie à l’aplomb même du puits. Et cet atelier existe toujours : il s’agit de la maison Seiler, un bâtiment situé juste avant le passage à niveau au NE du chemin départemental D. 481 qui conduit vers le CD. 683.

 

Source_Marguerite_situation01-1.jpg
Source Marguerite : situation dans le village de Thise
Vue satellite Spot
 
On peut se fier au témoignage d’Eugène Fournier, une sommité en géologie et minéralogie qui professait à l’Université de Besançon au début du XXe siècle, qui a décrit les cavités souterraines de Franche-Comté et dressé l’inventaire des ressources en eau de notre contrée. Un siècle plus tard, son œuvre fait encore référence.
 
« Un sondage — écrivait le Professeur Fournier en 1919 — a permis de capter une nappe d’eau ferrugineuse, carbonatée, légèrement radioactive, (source Marguerite) qui, grâce à la zone de protection créée, est d’une grande pureté bactériologique et constitue une eau de table excellente ». L’eau est déclarée d’utilité publique en tant qu’eau ferrugineuse. D’où vient le fer : l’oolithe ferrugineuse de l’Aalénien n’est pas loin dont le minerai a été exploité au XIXe siècle dans la vallée du Doubs, notamment à Deluz et à Laissey. Dans cette dernière bourgade subsiste encore une entreprise de fabrication d’outillage métallique, connue longtemps sous le nom des Établissements Bost.
 
D'où provient cette eau ?
 
Les ressources en eaux profondes d'origine karstique sont encore mal connues dans la région : un sondage de 300 m réalisé à l'est de Chalèze a fourni un faible débit (15 m3/h) d'une eau artésienne.
 
Cette nappe profonde est plus abondante en amont, à Novillars où elle est captée dans différents puits pour assurer l'alimentation en eau de la Papeterie du Doubs, ainsi qu'une alimentation partielle de celle du village de Thise et, plus récemment de la ville de Besançon. La nappe semble s'étendre en amont jusqu'au niveau des communes de Deluz, voire de Laissey et en aval jusqu'à Thise. D'après la notice de la carte géologique de Besançon la nappe exploitée par le puits de Chailluz situé au niveau de la faille de la colline des Buis et qui participe à l'alimentation de l'agglomération bisontine semble avoir pour trop-plein la source du Trébignon à Thise au niveau de la voie ferrée ainsi que la source Marguerite, notre fameuse petite source ferrugineuse de Thise.
 
Une hypothèse plus plausible concernant la nature ferrugineuse de l'eau de la source Marguerite pourrait être envisagée par suite de la proximité de la Forêt de Chailluz, installée sur un plateau karstique avec un sol constellée de dolines dominant la "plaine" de Thise. Dans la partie supérieure des sols de dolines, il se produit lors du dégel printanier une phase d'engorgement temporaire qui se traduit par une réduction du fer contenu dans les calcaires du Jurassique moyen. De sorte que l'horizon de surface prend une teinte gris-bleu. Mais au début de l'été, le sol se ressuie et s'aère ; le fer s'oxyde alors, se concentre en des points privilégiés et forme, soit des cylindres rouilles engainant les radicelles, soit des concrétions à structure concentrique autour d'un noyau quelconque (voir à ce propose l'article dans ce blog concernant les dolines de la forêt de Chailluz). La lixiviation de ce fer rouillé par les circulations souterraines pourrait expliquer la nature ferrugineuse de l'eau de la source Marguerite.
 
Source_Marguerite_carte_géologique2-1.jpg
Carte géologique de la région
Les couches ferrugineuses ne sont pas loin. Document BRGM
Thise_géologie_légendes-1.jpg
Légende de la carte géologique
 

Est créée la SOCIÉTÉ ANONYME DES EAUX DE SOURCES NATURELLES ET MINÉRALES DE FRANCHE-COMTÉ qui se rend acquéreur du domaine de la source Marguerite : une propriété de 3 ha. Cette société confie à Joseph Beuque un terrassier thisien le soin de construire un puits pour atteindre la nappe. L’eau est pompée par un simple tuyau qui descend dans le puits. Construit sur le puits même, un bâtiment est édifié en pierres et moellons qui comprend de grandes salles de puisage, d’embouteillage, d’emballage avec des caves en sous-sol.
 
Sur le  cliché ci-dessous, on aperçoit à droite le tuyau allant chercher l’eau dans la nappe phréatique. La couleur rouille des concrétions calcaires indique une forte teneur en fer. La profondeur de ce puits avoisine les 4 mètres.
 
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Le puits de la Source Marguerite est encore visible
 
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La pompe de la Source Marguerite

Le lancement de la production est soutenu par la publicité. En témoigne un encart publicitaire paru dans la Dépêche Républicaine du 4 mai 1912. L’eau de la source thisienne est promue au noble rang d’Eau Pure et Naturelle ! Elle est vendue en pharmacie, et il y a même un dépôt à Besançon et un autre à Paris !
 

Source_Marguerite_Réclame_03-450.jpg

Publicité pour la Source Marguerite
La Dépêche Républicaine du 4 mai 1912.

La Société fait fabriquer des bouteilles de différentes capacités : un quart, un demi et un litre. La bouteille de la Source Marguerite présentait un goulot élancé et un profil ventru.
 
Source_Marguerite_bouteille5-1.jpg
Identification de la Source Marguerite fondue dans le verre
Le ventre de la bouteille annonce
celui de la bouteille Perrier.

Au début de l’exploitation, elle était munie d’une simple étiquette en papier. Puis apparurent six modèles de bouteilles en verre, les premières, ventrues, portent l’indication THISE LEZ ROCHE fondue à même le corps. Cette forme caractéristique des bouteilles est, semble-t-il, un héritage de la Source Marguerite à la Source Perrier.
 
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Différents types de bouteilles
Pierre Seiler trouve encore des bouteilles dans son jardin

Pour en avoir le cœur net, Claude Proudhon, un enseignant retraité qui se voue à l’histoire locale a écrit à la Source Perrier. Malheureusement, sa missive est restée sans réponse.

Louis Barbier né en 1910 et qui a habité avec ses parents dans la maisonnette du Chemin de Fer gardant le passage à niveau, juste à proximité du captage, avait gardé un souvenir précis des activités de l’atelier. L’eau était filtrée puis embouteillée automatiquement. Une énorme citerne qui existe encore construite sous la toiture recueillait les eaux de pluie qui servaient au lavage des bouteilles… et peut-être à diluer l’eau ferrugineuse. Le lavage et l’embouteillage étaient assurés par des ouvrières. Il existait à Thise depuis 1890-91 un atelier de fabrication de capsules métalliques et les bouteilles étaient encapsulées à la façon des bouteilles Perrier.
 
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Les ateliers à l’époque de la Source Marguerite
Carte postale de la collection Claude Proudhon
 

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Avec la mobilisation et la guerre de 1914-1918, l’activité de la source Marguerite entre en léthargie. Cependant, en 1921, la Société Dérédenat et Cie associée aux deux frères Panier rachète l’ensemble des immeubles dans le but de poursuivre l’exploitation de la source.
Les nouveaux propriétaires ont l’idée de diversifier la production avec d’autres boissons : sodas (pur sucre) à trois parfums différents : framboise, citron et pistache livrées dans des bouteilles encapsulées. Deux appareils muraux gazéifiaient à l’acide carbonique le contenu de la bouteille renversée. Puis on passera à des bouteilles de limonade de forme cylindrique munies d’un système de fermeture à bascule.

Masqué en partie par des modifications de la construction, le quai d’embarquement n'est plus visible aujourd’hui. Mais la Source Marguerite ne livre pas ses clients. Contrairement aux maisons concurrentes, comme Gangloff ou Barchel, les cafetiers viennent se fournir sur place.
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Les ateliers visibles avant le dernier aménagement de la maison Seiler
(Cliché Pierre Seiler)

Une affiche publicitaire orne encore les murs de l’atelier même de la source. Mais son ancienneté a rendu son support papier très friable. De toute façon, on ne peut plus la voir en entier car les aménagements ultérieurs des locaux la masquent en partie. Claude Proudhon s’est efforcé de la reconstituer en partant des différents éléments qui la constituaient.
 
Source_Marguerite_Pancarte8-1.jpg
Source Marguerite Thise lez Roche
Pancarte reconstituée par les soins de Claude Proudhon

La durée de la société étant fixée à 9 années, l’exploitation de la source d’eau minérale s’est arrêtée au cours de la décennie 1930. La situation en contrebas du village faisait dire aux mauvaises langues que la source provenait du cimetière et, en plus, l’eau ferrugineuse tachait le linge !

En 1936, l’établissement est transformé en café. M. Boffy, le nouveau propriétaire modifie l’atelier pour en faire une grande salle qui subsiste encore quelques années dans le style du café champêtre : le Café des Amis.

La maison actuelle est la propriété de la famille Seiler qui conserve précieusement quelques échantillons de bouteilles et retrouve régulièrement dans le jardin des morceaux de verre datant de l’époque glorieuse de la Source Marguerite.

"Source" bibliographique

MASSON H., PERRIN G. & PROUDHON C., Thise, d’hier à aujourd’hui, Empreinte Ed. 320 p. 2002.

Remerciements à Pierre Seiler qui nous a généreusement ouvert sa maison et à Claude Proudhon qui nous a confié ses dossiers bien documentés.

20/05/2014

Les anciens méandres du Doubs dans la région de Besançon

Les anciens méandres du Doubs dans la région de Besançon

 

par Patrick Rolin

Maître de conférences en géologie à l'Université de Franche-Comté

 

ARTICLE EN CONSTRUCTION

 

[Cet article constitue un extrait d'un futur guide consacré aux randonnées géologiques dans le Doubs.]

 

Aux environs de Besançon, le Doubs décrit un certain nombre de méandres dont le plus célèbre, la boucle du Doubs est un méandre actuel qui enserre la ville. Au cours de son histoire hydrographique, le Doubs s'est déplacé en fabriquant des méandres qu'il a ensuite abandonnés en les recoupant. On retrouve la trace de ces méandres anciens (paléo-méandres) en observant le paysage.

 

La déformation des anciens méandres

 

En aval de la ville, on peut distinguer différents paléo-méandres dont la topographie et la disposition peuvent surprendre le profane. Les études géologiques de ces méandres montrent qu'ils sont les témoins d’une tectonique récente qui a bouleversé leurs positions. Pour en avoir une idée d'ensemble, il faut commencer l'étude par le panorama offert depuis le fort de Planoise (point 1 sur la carte ci-dessous).

 

Fig 1-Carte-géologique-et-itinéraire-450.jpg

Fig. 1 - Carte géologique du secteur de Rosemont – Planoise et localisation de l’itinéraire conseillé et des points d’arrêts cités dans le texte.

 

Panorama du fort de Planoise

 

Le fort de Planoise (ou fort Moncey) est situé à 462 mètres d’altitude (point 1 de la carte). Il fait partie de l’enceinte fortifiée mise en place par Séré de Rivière. Construit entre 1877 et 1892, il comporte le fort principal et des ouvrages annexes dont 4 batteries destinés à le soutenir.

 

La colline de Planoise appartient au pli de la Citadelle. Celui-ci se poursuit dans la colline de Rosemont (fig. 2). Le pli érodé montre sa combe centrale et ses deux flancs ; à l’arrière, le pli se poursuit dans les collines de Chaudanne puis à la citadelle dont les fortifications reposant sur la courbure des couches calcaires apparaissent au pied de la colline de Bregille (fort allongé dans la verdure) dominée à l’arrière par le village et l’antenne de Montfaucon (second pli anticlinal).

 

Au pied de la colline de Rosemont, la petite colline de la Roche d’Or, en bordure du Doubs est un témoin du flanc sud de l’anticlinal de la citadelle. Elle occupe le pédoncule du méandre de la Roche d’Or. La boucle se raccorde sur la droite en pente douce à la terrasse alluviale actuelle du Doubs, et recoupe les calcaires du flanc de l’anticlinal par les deux cluses de la Roche d’Or.

 

Le méandre de la Malcombe, plus ancien, ceinture la colline de Montoille. Ce pédoncule est un témoin du flanc nord de l’anticlinal de la citadelle. Sur image Lidar [1] obtenue par prospection aérienne par radar le recoupement du paléo-méandre de la Malcombe par celui de la Roche d’Or apparaît très nettement (fig. 2).  De même que l’encaissement dans le substratum plus marqué du méandre de La Malcombe par rapport à celui de la Roche d’Or. Nous verrons sur le terrain que la surface de ce premier est de 4 à 5m de plus basse par rapport à celle du second.


[1] Le Lidar est un système de relevé topographique à l’aide d’un radar aéroporté qui permet de mesurer avec précision l'altitude des différents points de la surface topographique et de générer des images de cette surface ressemblant à des photos aériennes.

 

Fig 3-image-Lidar-des-méandres-entre-Planoise-et-Rosemont-450.jpg

Fig. 2 -  Image Lidar des méandres entre les collines de Planoise et Rosemont. Les zones de même altitude sont repérées par une couleur, les bleues à violettes pour les plus basses et rouges pour les plus hautes. La surface du méandre de la Roche d’Or apparaît nettement en pente.

 

Des datations effectuées par luminescence stimulée optiquement sur des grains de quartz enfouis dans les alluvions des deux méandres (thèse Herfrich) ont donné des âges compris entre 33 000 et 27 000 ans pour les alluvions de la Malcombe et entre 8 100 et 7 800 ans pour celles de la Roche d’Or. Dans ce secteur, on peut ainsi mettre en évidence quatre époques de creusement de la vallée matérialisées par le cours ancien au nord des collines, la boucle de la Malcombe, la boucle de la Roche d’Or et le cours actuel du Doubs.

 

Ces méandres traduisent le déplacement du cours du Doubs pendant ces derniers milliers d’années. Par la simple force centrifuge, le courant creuse la rive concave du méandre, tandis qu’il dépose sa charge sur la rive convexe par diminution de sa vitesse. Il se déplace en aplanissant le pédoncule. C’est très net sur celui de Montoille. Le tracé est symbolisé sur la carte (fig. 3 [a]). Lors d’une forte crue ou à la suite d’apports de matériaux faisant barrage, le cours de la rivière est dévié et recoupe le pédoncule. Le parcours est alors raccourci donnant naissance au méandre de la Roche d’Or, plus court que le précédent, et la rivière abandonne le méandre de la Malcombe, qui devient un bras mort, rapidement asséché. L’eau attaque ensuite les bordures du méandre de la Roche d’Or et finit par recouper son pédoncule. Le Doubs abandonne ce méandre à son tour et coule alors dans son lit actuel. Toutefois, entre la courbure du méandre et le raccord de ses bras avec la terrasse alluviale du Doubs, existe un dénivelé d’une dizaine de mètres. Les bras sont inclinés vers le Doubs montrant une déformation du méandre qui normalement aurait dû rester horizontal. De même un ressaut que l’on devine, le long du chemin de Montoille et que l’on verra plus loin, montre l’enfoncement relatif du méandre de la Malcombe dont les bras eux aussi sont en pente douce vers le Nord-Ouest.

 

Avant de quitter le belvédère, observer sur la droite, vers l’Est (fig. 3), les collines en arrière du Doubs. Le village de Beure se loge dans une petite reculée creusée dans les calcaires du jurassique supérieur du flanc commun à l’anticlinal de la citadelle et au synclinal de la chapelle des Buis. À l’arrière, le pli anticlinal érodé de Montfaucon comporte une combe centrale entourée de deux crêts boisés redressés et allongés. Le premier discontinu repose tectoniquement sur les couches faiblement inclinées de Jurassique supérieur du flanc du synclinal. La combe centrale liasique se ferme à l’approche de Montfaucon.

 

Fig 2-panorama des collines et des paléoméandres vu du fort de Planoise-450.jpg

Fig. 3 - Vue sur la colline double de Rosemont. C’est un mont dérivé dont la voûte anticlinale de calcaires du Jurassique moyen, fortement érodée, est préservée dans les deux cornes de la colline de Rosemont. La combe axiale liasique de Rosemont se poursuit vers nous entre les deux crêts des petites collines de la Roche d’Or, à droite, et de Montoille à gauche isolés dans les deux méandres de la Roche d’Or et de la Malcombe. Elle entaille aussi, à nos pieds, le cœur du pli anticlinal dans la colline de Planoise.

 

L’ancien méandre de la Malcombe

 

Quitter le belvédère du fort de Planoise et aller au point 2 de la carte 1 pour continuer l’itinéraire. Après la deuxième épingle à cheveux, la route entre dans le cirque abrupt qui ferme au SE la combe argileuse liasique de Rosemont. Ce cirque entaille la voûte calcaire du Jurassique moyen du pli assurant le sommet de la colline de Planoise. La pente raide du cirque est drapée de dépôts de groises lités bien visibles dans la cour du n° 10 du chemin du Fort.

 

- L’extrémité du méandre de la Malcombe au pied de la colline de Planoise (point 2)

 

 S’arrêter après le pont qui passe sous la RN 273 au point (2). De ce point (fig. 4 [a]), on observe en face le pédoncule de Montoille et à l’avant le large bras plat du méandre de la Malcombe qui descend faiblement vers la gauche en entaillant les formations jurassiques. Vers la droite, au sud-est, cette surface bute contre un léger ressaut topographique (photo de la fig. 4 [b]) constitué d’argile du Lias (trait noir avec barbule de la carte fig. 4 [a]). Ces argiles isolent ce méandre de celui de la Roche d’Or, elles constituent un seuil (le seuil de la Malcombe) qui sépare ces deux méandres, distant de moins de 100m.

 

Fig-4-méandre-de-la-Malcombe-450.jpg

 

Fig. 4 - Vue sur la fin du méandre de la Malcombe au pied de la colline de Planoise. L’extrémité de ce méandre se termine brutalement contre un ressaut topographique formé par des argiles du Lias. Ces argiles séparent ce méandre de celui, plus jeune, de la Roche d’Or, dont la surface domine celle du méandre de la Malcombe de 4 à 5 m.

 

La surface du méandre de la Roche d’Or domine celle du méandre de la Malcombe de 4 à 5m (fig. 4, coupe [c]) : ce qui est anormal car ce dernier est plus ancien que le premier. Classiquement, un méandre ancien, abandonné par une rivière, est entaillé par l’encaissement de son lit récent, situé à une altitude inférieure à celle de l’ancien lit. De ce fait, la surface d’une ancienne terrasse ou d’un ancien méandre (lit abandonné) domine la surface d’une terrasse ou d’un méandre plus récent. Or c’est l’inverse qui se produit ici : la surface de l’ancien méandre de la Roche d’Or domine celle du méandre plus récent de la Malcombe. Cette anomalie traduit le soulèvement du substratum liasique du méandre de la Roche d’Or au cœur du pli par rapport au substratum jurassique moyen du méandre de la Malcombe.

 

Prendre la piste cyclable qui longe le méandre en direction de Planoise, s’arrêter au bout de 150m (point [b] sur la carte fig. 4) et regarder droit devant la colline Montoille, peu élevée. Cette colline (fig. 5) est irrégulière, sa partie à droite est conique et domine le méandre d’une quarantaine de mètres ; elle domine d’une trentaine de mètres les maisons du lieu-dit de Montoille, installées sur un replat topographique régulier qui se voit très bien sur la partie gauche de la colline (fig. 5). Ce replat est une ancienne surface d’érosion aménagée ici par la rivière qui coulait sur ce plat avant de se déplacer vers l’Ouest et de s’encaisser dans les calcaires pour donner naissance au méandre de la Malcombe.

 

Fig 5-méandre-de-la-Malcombe-450.jpg

Fig. 5 - Vue la colline de Montoille, le replat à gauche de la colline correspond à une ancienne surface d’érosion du Doubs.

 

- L’extrémité du méandre de la Malcombe au pied de la colline de Rosemont (point 3)

 

Se diriger vers Montoille. La route monte sur le replat du pédoncule du méandre, puis descend dans l’autre bras du méandre de la Malcombe. L’arrêt (point 3, fig. 1), au fond de la dépression permet d’observer la terminaison du bras du méandre contre le seuil de Gissey. La surface du méandre est plane, comme dans toute la zone de jeux de la Malcombe, mais ici elle monte en pente douce vers l’est (10m de dénivelé en 200m) et bute sur un ressaut topographique de quelque 20 mètres qui met en contact les alluvions contre les argiles liasiques du seuil de Gissey au cœur du pli anticlinal de Rosemont (fig. 6).

 

Cette disposition n’est pas due à un processus d’érosion (car la surface du méandre, parfaitement plane, n’a pas été érodée), mais semble plutôt correspondre à un basculement vers l’ouest de cette partie du méandre, peut être en relation avec le soulèvement du substratum liasique du méandre de la Roche d’Or au cœur de la combe de Rosemont.

 

Fig 6-fin-du-méandre-de-la-Malcombe-450.jpg

Fig. 6 - La terminaison du méandre de la Malcombe au pied de la colline de Rosemont (point 4, fig. 1). Ce méandre butte contre les argiles du Lias, en relief dans le seuil de Gissey, qui dominent la surface du méandre de 20m.

 

- Le seuil de Gissey (carte 1, point 4)

 

Quitter le point 3 de la carte 1 et poursuivre en direction du rond-point de l’avenue Mitterrand, au premier carrefour (carte 1, point 3b), tourner à droite (chemin de Chamuse) et aller vers Gissey (carte 1, point 4). S’arrêter environ 400m plus loin au niveau des serres (carte 1, point 5). La route suivie domine la dépression du méandre de la Malcombe et le petit cirque marquant la rupture de pente qui la ferme contre les argiles du Lias. À Gissey on se trouve dans la combe de Rosemont occupée par les argiles liasiques au cœur de l’anticlinal de la colline de Rosemont. Ces argiles, recouvertes de prairies, affleurent sporadiquement dans les talus et caniveaux de bas-côté de la route.

 

Les argiles forment un seuil très marqué qui domine d’environ 20m les surfaces des deux méandres, et qui ne pouvait pas exister au moment où le cours du Doubs passait par la Malcombe. Deux hypothèses sont retenues pour l’expliquer : 1) un soulèvement du substratum entre les deux méandres ; 2) un glissement des argiles sur l’ancien cours du Doubs depuis la pente de la combe de la colline de Rosemont. Cette deuxième hypothèse, la plus simple, est très plausible, bien qu’il n’y ait aucune trace de glissement sur les images Lidar (fig. 2) ; la première rend compte des observations effectuées précédemment et explique le décalage vertical entre les deux méandres.

 

Panorama du fort de Rosemont

 

Aux serres de Gissey un sentier monte dans la combe argileuse liasique du cœur de l’anticlinal jusqu’au col de l’Œillet (carte 1, point 6). Le chemin longe des petites mares creusées dans les argiles. Au col, prendre tout d’abord, sur la droite et sur environ 200m, le sentier du Cras Rougeot . Le sentier suit le sommet du crêt sud de Rosemont dans les calcaires du Bajocien redressés. De belles échappées s’ouvrent à droite sur l’autre crêt de Rosemont qui nous domine, puis le paysage (carte 1, point 7) se dégage sur la double cluse de la Roche d’Or et son pédoncule souligné par un témoin du crêt sur lequel nous nous trouvons, la colline de Planoise et sa combe centrale qui se termine au pied du fort. Sur la gauche la vallée du Doubs est bordée par les reliefs de Planoise et d‘Arguel.

 

Revenir au col de l’Œillet et monter au fort de Rosemont établi sur le crêt nord de la colline. Les calcaires bajociens plongent vers le Nord-Ouest et se suivent en contrebas du fort dans une série de petites falaises dominant la vallée. Laissez le fort et continuez quelques dizaines de mètres (carte 1, point 8), un magnifique panorama (fig. 7) s’ouvre sur les reliefs d’Arguel, la vallée du Doubs, la colline de Planoise, le plateau bisontin et les Avant-Monts jalonnés par les clochers de Serre les sapins et de Franois.

 

Fig-7-panorama-vers-le-sud-depuis-le-sommet-de-Rosemont-450.jpg

Fig. 7 - Panorama vers le sud depuis le sommet de Rosemont.

 

À nos pieds se développent les deux méandres de la Malcombe et de la Roche d’Or et en particulier la zone de raccord entre eux (fig. 7). Le ressaut marquant la limite du méandre de la Malcombe au nord et au sud de Montoille est particulièrement net (fig. 8).

 

Au centre, le pédoncule de Montoille est entouré par le méandre de la Malcombe qui dessine une vallée en U, déprimée par rapport au niveau des terrains de Gissey occupés par les serres. Le ressaut qui limite la branche sud (au fond) suit sensiblement le chemin qui joint le pont sous la RN 273 au hameau de Montoille. La branche nord du méandre est bloquée par la route bordée d’arbustes qui part des serres en direction du rocher du premier plan. Les bras du méandre se poursuivent dans la partie surélevée à gauche de la photo.

 

Fig-8-détail-du-ressaut-topographique-de-Montoille-450.jpg

 Fig. 8 - a) Vue de détail sur le ressaut topographique des argiles du Lias des seuils de part et d’autre de la colline de Montoille : ressaut de la Malcombe et seuil de Gissey. b) Corrélation avec l’image Lidar du secteur.

 

La colline de Planoise

 

Devant nous, la colline de Planoise, qui appartient au pli de la Citadelle (fig. 9). L’anticlinal est régulier et symétrique, malgré le petit chevauchement qui affecte son flanc SE (voir carte fig. 9). Le fort de Planoise et ses ouvrages annexes reposent sur la voûte bombé du pli constituée par des calcaires du Jurassique moyen. Le flanc NW de la colline se raccorde au plateau bisontin du côté de Planoise par une rupture de pente très marquée, interprétée comme une cassure induite par une faille inverse profonde masquée (coupe fig. 9). La combe de Rosemont se termine par un cirque très escarpé induit par l’évidement des argiles du Lias au cœur du pli.

 

À l’arrière, le pli de la Citadelle se poursuit au Sud-Est par les collines de Rancenay - Montferrand hors de notre vue.

 

Fig-9-Vue-sur-la-colline-de-Planoise-450.jpg

Fig. 9 - Vue sur la colline de Planoise. C’est un mont dérivé provenant de l’érosion de l’anticlinal de la Citadelle. La combe de Rosemont se termine par un cirque qui l’entaille fortement. Le flanc SE du pli est faillé, recoupé par un petit chevauchement (cf. carte). Notez la rupture de pente au raccord du flanc NW de la colline avec le plateau bisontin de Planoise.

 

L’ancien méandre de la Roche d’Or

 

Revenir aux serres et traverser le hameau de Gissey au carrefour en Y à la sortie des maisons prendre la route à droite et descendre le vallon vers le Cras Rougeot. Au fond du vallon, occupé par deux ou trois maisons, la route recoupe le méandre, puis fait un coude sur la droite au pied de la colline de la Roche d’Or. Suivre la route encore sur 300m jusqu’à un carrefour en T qui domine la nationale RN 273, stationner près du carrefour. Traverser le carrefour et aller au sommet du talus qui domine la RN 273 (Carte 1, point 9). La nationale suit la surface plane du méandre qui se voit bien (a, fig. 10). Cette surface est légèrement inclinée vers le Doubs. La pente se voit bien et apparaît régulièrement inclinée vers la rivière (15m de dénivelé en 500m, voir b et c, fig. 10).

 

Fig-10-bras-sud-du-méandre-de-la-Roche-d'Or-450.jpg

Fig. 10 - Vue sur le bras sud du méandre de la Roche d’Or depuis le point 5 (photo a). La nationale suit la surface plane du méandre, qui est légèrement inclinée vers le Doubs (a et b). La pente de cette surface est régulièrement inclinée vers la rivière (15m de dénivelée en 500m : cf. carte b) et coupe c).

 

Des alluvions à galets siliceux et calcaires, attribuées au méandre de la Roche d’Or, étaient visibles en 2014 le long de la route (fig. 11), quelques mètres au nord-est du carrefour (Carte 1, point 9). La surface du méandre se raccorde en pente douce et régulière avec la basse terrasse actuelle du Doubs, sans aucun ressaut. Il en est de même pour l’autre bras du méandre au nord de la colline de la Roche d’Or (fig. 12).

 

Fig-11-Alluvions-argilo-sableuses-méandre-de-la-Roche-d'or-450.jpg

 

Fig. 11 - Alluvions argilo-sableuses renfermant des galets siliceux (quartz blancs) et calcaires pluri-millimétriques à deux centimètres reposant sur des argiles grises du Lias. Ces alluvions sont attribuées au méandre de la Roche d’Or. (point 5)

 

 

Fig-12-Bras-nord-du-méandre-de-la-Roche-d'Or-450.jpg

 

 Fig. 12 - Le bras nord du méandre de la Roche d’Or, vu dans la propriété de la mission catholique. La surface du méandre plonge vers le Doubs en pente douce et se raccorde sans escarpement à la surface de la basse terrasse du Doubs, visible derrière nous.

 

L’ancien méandre de Velotte

 

Pour compléter la vision sur les cours anciens du Doubs, on pourra se rendre à Velotte puis au petit Chaudanne. Pour observer le paléo-méandre de Velotte, traverser le Doubs au pont, en rive gauche se garer à quelques dizaines de mètres du pont le long de la route de Beure (point 10, fig. 1). Le raccord du méandre de Velotte avec la vallée du Doubs peut se voir en face de ce point.

 

Entre la colline de Rosemont, à gauche et celle de Chaudanne, à droite, apparaissent les deux bras du méandre perché de Velotte séparés par son pédoncule (fig. 13). La surélévation de ces deux bras par rapport au cours actuel du Doubs est très nette, le méandre de Velotte apparaît nettement recoupé par le cours actuel du Doubs, plus encaissé que cet ancien cours.

 

Fig-13-Méandre-perché-de-Velotte-450.jpg

Fig. 13 - Le méandre perché de Velotte. La vue depuis la rive gauche du Doubs (point 10, fig. 1), en face de Velotte permet d’observer les relations entre l’ancien méandre de Velotte et le Doubs. L’ancien méandre et son pédoncule sont recoupés par la vallée actuelle du Doubs. Les calcaires du Jurassique moyen affleurent dans l’escarpement entre l’ancien méandre et la basse terrasse du Doubs.

 

Revenir à Velotte, monter la route en direction du Nord (vers la Grette) qui franchit l’escarpement et circule sur le bras nord de cet ancien méandre (fig. 1). L’urbanisation incontrôlée limite à l’extrême les possibilités de le découvrir (carte 1, point 11). Toutefois son pédoncule et son tracé peuvent se voir en montant dans le chemin du fort de Chaudanne (fig. 14), en haut de la première épingle à cheveux (points 12 et 13, fig. 1).

 

Fig-14-Méandre-perché-de-Velotte-depuis-Rosemont-450.jpg

 Fig. 14 - Le méandre de Velotte vu depuis la colline de Chaudanne (point 12, fig. 1). Au premier plan, la fermeture du méandre vers la ville au second plan, le Petit Chaudanne, le bras nord, le pédoncule de Velotte et le bras sud du méandre. Le méandre apparaît entaillé par la vallée du Doubs au fond. Il est ainsi suspendu au-dessus de la vallée du Doubs.

 

L’encaissement et la déformation des anciens méandres marqueurs du plissement récent de la région (pli de la Citadelle)

 

Plusieurs tracés anciens du cours du Rhin-Doubs ou du Doubs ont été reconnus, ils correspondent à des déplacements du lit de la rivière et à son encaissement dans son substratum. Cet encaissement se traduit par des terrasses alluviales étagées (fragments d’anciennes plaines d’inondation) et des méandres actifs ou abandonnés (fig. 15) qui marquent les différentes étapes de creusement et de remblaiement, des vallées.

 

Fig-15-Carte-des-méandres-du-Doubs-et-du-Rhin-Doubs-450.jpg

 Fig. 15 - carte des méandres et alluvions du Doubs et du Rhin-Doubs. Les alluvions actuelles du Doubs et ses anciens méandres abandonnés traduisent l’encaissement de la rivière dans le pli anticlinal de la Citadelle au cours du quaternaire. Ces alluvions sont constituées essentiellement de roches d’origine jurassienne. Les alluvions pliocènes attribuées au Rhin-Doubs sont constituées de galets issus de roches d’origine alpine et conservés en placages.

 

Les anciennes vallées du Rhin-Doubs ou du Doubs recoupent le mont anticlinal de la Citadelle, profondément érodé, en le découpant en collines (Bregille, Citadelle, Grand Chaudanne, Petit Chaudanne, Rosemont, Planoise) séparées les unes des autres par d’anciennes cluses.

 

Une des plus anciennes vallées du Rhin-Doubs (Pliocène, 5-2Ma) est en partie occupée par l’agglomération bisontine aujourd’hui. Elle suit l’extrémité méridionale du plateau de Besançon de Palente à Montferrand-le-Château, laissant des galets au pont Canot et du sable quartzeux à Montferrand de Château).

 

Des lambeaux d’anciennes terrasses alluviales du Rhin-Doubs se trouvent dans la cluse entre les deux Chaudanne, sur la colline du Bois de Peu et vers Busy (fig. 10). Ils correspondent à des plaines alluviales, plus récentes que la vallée fossile occupée par Besançon, mais à des altitudes plus élevées que cette vallée fossile).

 

Les plaines alluviales plus récentes (Quaternaire, 2-0 Ma), attribuées au Doubs ancien, passent par la boucle de Velotte, puis celle de la Malcombe et enfin celle de la Roche d’Or. Les terrasses correspondant à ces anciennes plaines alluviales, haut-perchées (Velotte), et déformées (la Malcombe et de la Roche d’Or) traduisent le soulèvement récent du mont érodé de la Citadelle.

 

Autrement dit, la migration vers le SE du cours du Rhin-Doubs sur l’anticlinal de la Citadelle au Plio-quaternaire, son encaissement dans le pli au Quaternaire, et la déformation des terrasses qu’il a laissées, sont intimement liés à la formation du pli. Les éléments de datation disponibles (âges approximatifs de 30 000 ans pour la boucle de la Malcombe et de 8000 ans pour celle de la Roche d’Or) traduisent que ce plissement était encore actif récemment. La course entre le soulèvement induit par le plissement et l’érosion s’est traduite par l’encaissement d’une centaine de mètres de la rivière dans le mont anticlinal de la Citadelle et explique la présence des alluvions du Rhin-Doubs à la fois au sommet de Chaudanne et dans la vallée fossile au pied des collines de l’anticlinal de la Citadelle.

 

À l’origine le Rhin-Doubs coulait sur une plaine en développant de vastes méandres divagants, mais durant la formation du pli de la Citadelle le substratum de la plaine s’est plissé et soulevé, le lit de la rivière s’est graduellement déplacé et encaissé (phénomène d’antécédence) abandonnant les alluvions d’anciennes plaines d’inondation et des méandres (les terrasses alluviales anciennes). Des traces de cet enfoncement se rencontrent dans les cluses anciennes abandonnées : col de Chaudanne (passage le plus haut), double cluse de Velotte, méandre de la Malcombe, double cluse de la Roche d’Or.

 

Le Doubs coule actuellement entièrement dans la chaîne du Jura. Les alluvions actuelles sont donc constituées essentiellement de roches d’origine jurassienne avec éventuellement quelques apports vosgiens. Toutefois l’extension latérale des alluvions de part et d’autre du Doubs, de même que la largeur de certains des tronçons de vallée incitent à penser que la rivière ait été autrefois plus importante. Or, dans les alluvions anciennes bordant la rivière entre le sud des Vosges et la forêt de Chaux, on trouve des galets d’origine alpine contenant par exemple des granites altérés, des radiolarites, des micaschistes ou des sables renferment des minéraux d’origine alpine, tels que le glaucophane, l’apatite, l’épidote ou des chloritoïdes. De telles alluvions ont été observées près du pont Canot, à Chaudanne, Busy et Montferrand-le-Château. Ces alluvions riches en galets quartzeux ont été apportées par le Rhin (le Rhin-Doubs ou l’Aar-Doubs) qui coulait sur la région, érodant la région au Pliocène moyen entre 3,2 et 2,6 Ma pendant la formation de la chaîne du Jura. Suite à une reprise de l’affaissement du fossé rhénan il y a environ 2 millions d’années le Rhin-Doubs, dévié vers la Mer du Nord, a abandonné sa vallée en Franche-Comté, qui est occupée depuis par le Doubs, l’un de ses anciens affluents.

 

Fig 16-Doubs-méandres-Avanne-Aveney_450.jpg

Fig. 16 - Les méandres actuels du Doubs dans la région d'Avanne-Aveney

 

09/01/2014

Météorite de Tcheliabinsk : l'impact a livré tous ses secrets

TCHELIABINSK-logo.jpgMétéorite de Tcheliabinsk :

l'impact a livré tous ses secrets

 

Jamais un tel événement n'avait été aussi documenté ! En février dernier, la chute d'un astéroïde en Russie fut enregistrée du début à la fin par des milliers de témoins. De quoi retracer avec une précision inédite son origine et son trajet.

Cela a commencé par une lumière si aveuglante qu'elle a éclipsé le soleil. Suivie d'une détonation assourdissante qui a fait trembler le sol, jeté les hommes à terre et pulvérisé les vitres dans un rayon de 90 km.

 

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Localisation de Tcheliabinsk

 

Puis d'un gigantesque panache de fumée qui s'est déployé dans le ciel... Bilan : 1600 blessés et 25 millions d'euros de dégâts. On le sait désormais, l'impact qui a secoué la ville russe de Tcheliabinsk, dans la région de l'Oural, il y a un an, au matin du 15 février 2013, est le plus important depuis 1908 - un astéroïde avait alors frappé la Toungouska, en Sibérie.

 

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Photos d'amateurs (DR)

 

À l'automne 2013, au moment même où l'on sortait du lac Tchebarkoul un fragment de près de 600 kg de la météorite de Tcheliabinsk, une centaine de spécialistes du monde entier rendaient leurs copies. Après sept mois d'analyses, et surtout grâce à l'étude des milliers de vidéos prises par les caméras de surveillance et par des témoins, ils sont par venus à reconstituer l'événement du début à la fin. "C'est un cas d'école : jamais nous n'avions disposé d'autant de données pour reconstituer un impact d'astéroïde, explique Peter Jenniskens, qui a mené l'une des études à la Nasa. Par conséquent, jamais nos conclusions n'avaient pu être aussi précises."

 

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Le fragment de 600 kg repêché dans le lac Tchebarkoul (Cliché DR)

 

L'histoire, la voici : l'astéroïde, un morceau de roche de 20 m de diamètre pour 13 000 t, est entré dans l'atmosphère à près de 70 000 km/h. Les images prises par les témoins montrent qu'autour de 83 km d'altitude, il a commencé à se fragmenter sous la pression de l'atmosphère. Puis, arrivé à 27 km, il a cédé définitivement et explosé, dégageant une lumière 30 fois plus intense que celle du Soleil et, comme le montrent les enregistrements des infrasons collectés par les stations russes et kazakhs, une énergie équivalente à 500 000 t de TNT. Les trois-quarts de l'astéroïde se sont alors vaporisés.

 

météorite de tcheliabinsk

Quelques fragments de la météorite : une chondrite carbonée

 

Le reste a été converti en poussières. Seuls quelques milliers de kilogrammes de roche ont survécu à l'explosion et se sont échoués sur le sol russe. Leur analyse montre que le corps responsable de l'impact était une chondrite carbonée, autrement dit un astéroïde tout ce qu'il y a de plus banal, qui gravitait dans la ceinture entre Mars et Jupiter.

 

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Document AFP

 

Mais les chercheurs se sont alors aperçus que la météorite était striée de petites veines, caractéristiques d'une onde de choc. "Elles indiquent qu'il s'agit d'un fragment d'un corps plus gros, précise Peter Jenniskens. Et justement, en calculant son orbite, nous avons réalisé qu'elle était similaire à celle d'un astéroïde de 2 km de diamètre, connu sous le nom de 86039. Cela ne peut être une coïncidence. " Ainsi, 86039 aurait été percuté, et un morceau de sa croûte propulsé vers la Terre... Un morceau trop petit pour être capté par les télescopes. "On pense qu'un million de corps de 10 à 20 m de diamètre gravitent près de la Terre... et seuls 500 ont été catalogués, explique Peter Brown, responsable d'une autre étude à l'université de Western Ontario (Canada). Le risque d'impact est faussé par ces objets de petite taille." En reprenant le cas de Tcheliabinsk et tous les impacts recensés depuis cent ans, le chercheur a déjà revu les statistiques à la hausse : le risque qu'un objet similaire frappe la Terre pourrait ainsi être 10 fois plus élevé que prévu.


Faits et chiffres

Selon les modèles, les impacts dégageant une énergie équivalente à :

- 500 000 tonnes de TNT, comme à Tcheliabinsk, ont lieu tous les 150 ans ;

- 10 millions de tonnes de TNT, comme dans la Toungouska, en 1908, tous les 1000 ans. Mais ces statistiques doivent être réestimées.

 

Source :

 

Science & Vie n° 1156, janvier 2014, pp. 34-35.

 

 Plus de renseignemnts sur Wikipedia :

http://fr.wikipedia.org/wiki/M%C3%A9t%C3%A9ore_de_Tchelia...

 

Vidéos :

 

http://www.youtube.com/watch?v=dpmXyJrs7iU

 

http://www.youtube.com/watch?v=SMnZr5DDRlA

 

24/12/2013

L'exploration du centre de la terre

L'exploration du centre de la terre


Tout le monde n'est pas Jules Verne : aujourd'hui comme hier, il est impossible de connaître directement l'intérieur de la planète. De sorte que nous avons moins d'information sur ce qui se trame sous nos pieds que sur les soubresauts des astres aux confins du cosmos. Car notre seul messager direct est la lumière. Or, aucun photon ne nous parvient de ces profondeurs alors que la lueur des galaxies lointaines, captée par de nombreux instruments d'observation, renseigne sur de grandes portions de l'Univers.

 

Creuser la Terre : mission impossible

 

On a bien pensé à effectuer des forages profonds comme celui qu'a entrepris en 1970 une équipe de scientifiques russes qui s'est lancée dans le premier et seul forage très profond de la croûte terrestre qui n'a d'ailleurs jamais pu aboutir.

 

Depuis la presqu'île de Kola, près de la ville de Zapoliarny (au Nord-Ouest de Mourmansk), l'objectif était d'atteindre au moins le « moho ». Cette frontière virtuelle, du nom du sismologue croate Andrija Mohorovicic, est une « discontinuité » située à la base de la croûte, entre 5 et 10 km sous les océans et entre 30 et 60 km sous les continents. La vitesse des ondes qui s'y propagent augmente brusquement, comme si les roches y changeaient de soudainement. Le moho sous la presqu'île de Kola, dotée d'une croûte océanique, était estimé à 15 km de profondeur. Mais après dix-neuf ans de forage, les travaux ont été stoppés en raison de l'effondrement de l'Union soviétique, à -12,262 km précisément. Le forage était devenu trop difficile : vers 7 à 8 km de profondeur, une série de failles avec circulation de fluide a rendu la poursuite des travaux onéreux. Par ailleurs, la température au fond du trou frôlait les 180°C au lieu de la centaine de degrés attendue. Malgré tout, des roches de plus de 2,7 milliards d'années ont été remontées. Mais aucun échantillon du cœur de la Terre...

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Exploration des profondeurs par des méthodes indirectes


Pour accéder aux tréfonds de la planète, il faut donc employer des méthodes indirectes. Tout se passe comme si pour en deviner sa forme et sa constitution, nous frappons sa surface afin de la faire vibrer tout entier. Et c'est en écoutant attentivement sa manière de vibrer, grâce aux sismomètres qui enregistrent les mouvements du sol, qu'on peut en déduire sa forme et sa structure interne – une sphère creuse n'émettant pas le même son qu'une boule pleine. Ce sont les séismes de grande magnitude qui jouent le rôle de ces frappes : celui de Tohoku (Japon), survenu en mars 2011 – à l'origine de la catastrophe de Fukushima — a ainsi fait vibrer le sol... de la région parisienne distant de 9500 km.

 

Les sismographes ont enregistré un déplacement de quelque trois millimètres, soit un mouvement vertical et horizontal de 6 mm[1]. Or, avant de parvenir jusqu'à la France, les ondes sismiques parties du Japon se sont propagées à travers le noyau et le manteau de la Terre. Leur analyse, comme celle des ondes de chaque séisme, permet donc de reconstituer petit à petit le cœur de la planète : en effet, la vitesse des ondes sismiques varie selon la densité des roches qu'elles traversent. C'est ainsi que l'existence d'une croûte, d'un manteau supérieur, d'un manteau inférieur – tous les trois constitués de roches de densité différente – a été identifiée au cours du XXe siècle. « De même, certaines ondes sismiques, à l'origine de mouvements de cisaillement par exemple, ne peuvent traverser les liquides », rappelle Stéphane Labrosse, du Laboratoire de géologie de l'École normale supérieure de Lyon. L'absence partielle de ces ondes dans les enregistrements a permis au sismologue allemand Beno Gutenberg de conclure en 1912 que le noyau de la Terre était liquide. Puis la mathématicienne Danoise Inge Lehmann a analysé minutieusement en 1936 de nombreux sismogrammes pour déduire l'existence au sein de ce noyau liquide d'une graine solide[2].

 

Autres techniques : recréer les conditions dans le manteau


Liquide, solide, plus ou moins dense... Les ondes sismiques ne livrent aucune information sur les minéraux qui constituent le manteau. Bien sûr, les volcans se chargent de faire remonter vers la surface des roches du manteau. Mais la lave qui sort des cheminées volcaniques n'est plus dans le même état que les roches solides du manteau. D'où l'idée de reconstituer en laboratoire les conditions qui règnent dans les profondeurs du globe et d'y soumettre des échantillons de lave, par une technique utilisée depuis le milieu des années 1970 par les physiciens.

 

Pour ce faire, leur instrument fétiche s'appelle la « presse à enclumes de diamant ». Son principe : reproduire les pressions qui règnent dans le manteau en enserrant l'échantillon entre deux enclumes en diamant. Seule la dureté de cette pierre précieuse permet en effet de résister à des pressions qui vont de 30 gigapascals (GPa) et que l'on retrouve dans le manteau à 700 km de profondeur — soit 300 000 fois la pression atmosphérique — à 135 GPa à 2900 km, à la frontière du noyau, soit un million de fois la pression atmosphérique. Parallèlement, un faisceau laser vient chauffer 1 échantillon jusqu'à 2000°C. Celui-ci ainsi trituré, comprimé et grillé ressort comme le digne représentant du manteau de la Terre.

Reste à l'analyser aux rayons X pour visualiser l'emplacement des atomes dans la roche. C'est ainsi que les géophysiciens ont compris la différence entre le manteau supérieur et le manteau inférieur. Les mêmes composants chimiques cristallisent différemment en minéraux de plus en plus denses.

 

Un scénario audacieux révélé par une expérience inédite

 

La première expérience d'analyse de magma à très haute pression, par rayons X conforte l'hypothèse d'une Terre primitive à deux océans de magma superposés.

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© Christèle Sanloup (Istep CNRS/UPC)

 

Une équipe européenne (Allemagne, France, Pays-Bas, Royaume-Uni) dirigée par Chrystèle Sanloup de l’Institut des Sciences de la Terre Paris (iSTeP, UPMC/CNRS) a révélé des changements de structure au sein de basaltes fondus à des pressions équivalentes à 1400 kilomètres de profondeur. Cette expérience confirme ce qui avait été suggéré en 2007 : Dans un passé lointain, il y a plus de 3,5 milliards d'années, notre planète aurait renfermé en son sein deux océans de magma séparés par une couche rocheuse. La surface du premier se situe sous 200 à 300 kilomètres de roches depuis la croûte terrestre à une profondeur avoisinant les 400 km, soit 50 fois plus que les plus profondes fosses marines. Sous le plancher de ce premier océan magmatique à 600 ou 700 km de profondeur, se situerait une couche rocheuse cristalline dense sur 300 ou 400 km s'étendant jusqu'à -1000 km. Là, on retrouverait du magma liquide jusqu'à -2900 km de profondeur. En proposant ce scénario à deux étages d'océans, jamais les profondeurs terrestres n'avaient été ainsi pensées[3].

 

Mais l'équipe est allée plus loin. Au lieu d'utiliser un échantillon de lave refroidi et solide, comme c'était toujours le cas jusqu'alors, elle a eu l'idée de tester du magma. « D'une certaine manière, le magma est plus proche de l'état de la roche telle qu'elle était dans le manteau avant de remonter à la surface », explique Chrystèle Sanloup. Une vraie prouesse technique ! Maintenir de manière stable un liquide entre les mâchoires de la presse n'est pas aisé. Sans compter que les atomes d'un liquide sont désorganisés par rapport à ceux d'un solide. Les chercheurs ont donc dû faire appel à l'une des sources de rayons X les plus puissantes au monde, Petra III, située dans l'installation DESY, près de Hambourg (Allemagne). « Notre surprise a été de constater qu'au fur et à mesure que l'on soumettait le magma à des pressions élevées, sa densité augmentait, mais pas de la même manière que celle de la roche du manteau, explique Crystèle Sanloup. À faible profondeur, le magma flotte sur la roche, mais autour des pressions qui correspondent à 660 km de profondeur, le magma devient plus dense que les cristaux, donc les roches flotteraient sur cet océan de magma... » Ce qui a permis à l'équipe d'imaginer cet épisode surprenant du passé de la Terre, il y a plus de trois milliards d'années, lorsque son intérieur était en grande partie fondu : quand le magma liquide dominait, il a donc pu comporter deux océans superposés.

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Échantillon de basalte après manipulation mais toujours dans une cellule à enclumes-diamant (à 35 GPa, on voit trois billes de magma, correspondant à trois spots de chauffage laser, chacun faisant environ 20 microns de diamètre). Sanloup et al. Nature 2013.


Cette étude montre que le nombre de coordination de silicium - son nombre d'atomes voisins -dans les magmas passe de 4 à 6 quand la pression augmente de 10 GPa et 35 GPa. Leur densité passe d'environ 2,7 grammes par centimètre cube (g/cm³) à basse pression, à près de 5 g/cm³ à 60 GPa. Ainsi jusqu’à 25 GPa, soit 660 km , les magmas deviennent progressivement plus denses que les cristaux, qui vont donc flotter et non sédimenter. Une fois le nombre de 6 atomes voisins atteint dans les magmas, soit vers 35 GPa, cette densification devient beaucoup moins notable. C'est ainsi que ce différencient manteau supérieur et inférieur de part et d'autre de la limite de 600 km.

 

Le changement de structure des magmas avec la profondeur affecte également leurs propriétés chimiques. En effet, les auteurs remarquent que ce changement de structure coïncide avec un changement dans la façon dont des éléments sidérophiles (“qui aiment le fer”), tels le nickel, se répartissent entre magma et fer liquide. Par définition, les éléments sidérophiles se concentrent dans le fer liquide, mais cette concentration est de plus en plus faible à mesure que la pression augmente. Cette forte dépendance en pression en fait de bons marqueurs potentiels de la pression/profondeur d’équilibre entre océan magmatique et noyau métallique. Au-delà de 35 GPa par contre, leur répartition entre magma et fer liquide est peu affectée par la pression.

 

Pour les auteurs, le comportement plus dense du magma basaltique à une certaine profondeur, permet d’envisager un océan magmatique stratifié dans l'intérieur de la Terre primitive, comme l'ont déjà proposé certains modèles sur la base de calculs d’évolution thermique (refroidissement) de la Terre primitive. Très tôt après leur formation par accrétion de fragments solides, les planètes telluriques sont passées par un état fondu. Épisode qualifié “d'océan magmatique”. La cristallisation de minéraux à partir du magma a commencé à se produire entre probablement environ 660 et 1000 km de profondeur, là ou les cristaux sont en quasi-équilibre gravitaire avec le magma, séparant l'océan magmatique initial en deux océans superposés, qui se sont solidifié à leur tour ne laissant subsister que quelques poches de magma résiduel à la base du manteau inférieur. C’est du moins ce que pensent avoir repéré les sismologues en ayant localisé des zones où les sismiques se propagent à de très faibles vitesses.

 

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Depuis quelques années, les spécialistes des tremblements de terre qui analysent les vibrations du globe font face à une énigme connue sous le nom de « ULVZ » (Ultra Low Velocity Zone, zone à très faible vitesse) qui pourrait des lors se trouver éclairée par cette configuration passée de la Terre. « Lorsque l'on analyse la vitesse des ondes sismiques enregistrées par nos réseaux de sismomètres en surface, tout se passe comme si les ondes qui provenaient de deux régions bien précises — 2900 km sous l'Afrique du Sud et sous le Pacifique présentaient des anomalies : elles s'y propagent bien plus lentement qu'ailleurs, jusqu'à 30 % moins vite. » Or les sismologues le savent bien : les régions chaudes du manteau dissipent l'énergie des ondes sismiques, ce qui fait drastiquement baisser leur vitesse. D'où cette hypothèse très séduisante qu'ils envisagent désormais : à la base du manteau, à 2900 km sous nos pieds, persisteraient les vestiges de ces anciens océans de magma au sein d'un manteau totalement rocheux. En somme, des régions de magma liquide d'une centaine de kilomètres de large, ralentissant les ondes sismiques, seraient encore à l'œuvre. Ce qui expliquerait aussi qu'en surface, à l'aplomb de ces ULVZ, se trouvent deux des plus gros chaudrons du monde dont la lave proviendrait de ces vestiges : les îles Hawaii et les îles Samoa.

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Sources :


  • Structural change in molten basalt at deep mantle conditions, Chrystèle Sanloup, James W. E. Drewitt, Zuzana Konôpkova´, Philip Dalladay-Simpson, Donna M. Morton, Nachiketa Rai, Wim van Westrenen & Wolfgang Morgenroth Nature 7 novembre 2013.
  • Au cœur de la Terre primitive, Azar Khalatbari Sciences et Avenir n° 803 – janvier 2014 pp. 36-39).
  • Pour en savoir plus :

http://www.insu.cnrs.fr/node/4592?utm_source=DNI&utm_...

 



[1] sciav.fr/1adbfXz

[2] sciav.fr/1b0Qp1W

[3] Nature du 7 novembre 2013

 

La suite dans l'article "Structure du globe terrestre".

08/11/2013

Prix Pinocchio 2013 : Veolia, Areva et Auchan

Prix Pinocchio 2013 : les pires menteurs de l’année sont... Veolia, Areva et Auchan

 

Publié le 21/11/2013 par La Voix du Nord

 

Ce n’est pas beau de mentir ! Les Prix Pinocchio, organisés par les Amis de la Terre, en partenariat avec Peuples Solidaires, « récompensent » les entreprises ayant le mieux menti dans l’année. Plus de 41 000 internautes ont participé au vote de l’édition 2013, qui a été décerné à Veolia, Areva et Auchan.

 

Avec 50 % des votes, le Prix Pinocchio de la catégorie « Mains sales, poches pleines » a été décerné à Auchan. Ce prix est décerné à l’entreprise ayant mené la politique la plus opaque au niveau financier, en termes de lobbying, ou dans sa chaîne d’approvisionnement. Selon les Amis de la Terre, « le numéro 2 de la grande distribution en France refuse de reconnaître sa responsabilité et de participer à l’indemnisation des victimes de l’effondrement des usines textiles du Rana Plaza au Bangladesh, alors que des étiquettes de ses vêtements ont été retrouvées dans les décombres de cet accident qui a fait 1133 morts ». Auchan a admis qu’une partie de sa production y avait été sous-traitée de manière informelle, et s’en dit victime. Pour les Amis de la Terre, « les entreprises donneuses d’ordre, comme Auchan, imposent à leurs fournisseurs des conditions intenables qui favorisent le phénomène de sous-traitance informelle ».

 

Veolia a reçu le Prix Pinocchio dans la catégorie « Une pour tous, tout pour moi », pour son implication dans des projets de privatisation de l’eau en Inde. Alors que la multinationale se présente en héros apportant l’eau aux pauvres, sur le terrain les échos sont bien différents : augmentation des tarifs, opacité des contrats, conflits avec les villageois et les élus locaux.

 

Dans la catégorie « Plus vert que vert », Areva remporte le Prix Pinocchio pour son projet Urêka, musée à la gloire des mines d’uranium, sur le site d’anciennes usines du Limousin, qui ont laissé un lourd passif environnemental et sanitaire.

11/10/2013

Mine claire. Des paysages, des techniques et des hommes.

Mine claire.
Des paysages, des techniques et des hommes.
Les techniques de préparation mécaniques des minerais en Franche-Comté, 1500-1850.
 


Hélène Morin-Hamon nous invite à découvrir la complexité de ces ateliers où les ouvriers utilisaient des machines hydrauliques comme le "patouillet" dont la fonction était de transformer le minerai de fer en "MINE CLAIRE".


Abondamment illustré et documenté, ce livre rend compte d'un programme inédit de recherche en archéologie et histoire des techniques. Il démontre que loin d'être une activité annexe, le traitement des minerais de fer constituait une industrie à part entière, grande dévoreuse d'eau et source d'innovations.



Au fil des pages, cet ouvrage dévoile d'étonnants paysages multiformes témoins de ces activités ancienne et nous convie à comprendre comment la préparation mécanique des "mines" s'est enrichie dans l'espace et dans le temps aussi bien en Europe que dans d'autres régions françaises.



L'auteur, qui a soutenu en 2003 une thèse sur cette thématique à l'Université de Franche-Comté, nous offre en fin d'ouvrage un glossaire de termes glanés au cours de ses nombreuses années de recherche.

 

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Bulletin de souscription [PDF - 1 Mo]

05/10/2013

Contrat de rivière Vallée du Doubs

contrat de rivièreContrat de rivière Vallée du Doubs : « restaurer la continuité écologique et restaurer les fonctionnalités biologiques »

 

La détermination paye. Le Doubs va enfin bénéficier d’un contrat de rivière en 2014.

 

Le comité de rivière « Vallée du Doubs » s’est réuni pour la première fois ce mercredi. Il regroupe des élus, des services de l’État et des collectivités et des usagers, et signera en juin prochain le contrat avec ses partenaires financeurs (Collectivités, Agence de l’eau). Éric Durand, conseiller régional EELV, préside ce comité.

 

Pour Éric Durand : « Ce contrat de rivière permet enfin de se pencher sur notre belle rivière emblématique de notre territoire. Il va engager une série d’actions permettant de restaurer la continuité écologique de la rivière et restaurer ses fonctionnalités biologiques. Afin de mettre en œuvre ces actions, il faudra convaincre les acteurs locaux de façon à ce que chaque action soit admise et partagée par le plus grand nombre. C’est sur cette concertation et mobilisation que repose le succès de ce programme. »

 

Le contrat de rivière est un projet commun pour réhabiliter et valoriser le patrimoine aquatique, qui se traduit dans un programme d’aménagement et de gestion du cours d’eau.

 

C’est l’Établissement Public Territorial du Bassin Saône et Doubs (EPTB) qui suivra ce contrat. Il intervient sur plus de 2000 communes sur les thématiques des inondations, de l’amélioration de la qualité et de la ressource en eau, des zones humides et de la biodiversité. L’EPTB agit pour une gestion durable de l’eau, des rivières et des milieux aquatiques.

 

Pour le futur contrat de de rivière « Vallée du Doubs », le diagnostic réalisé par l’EPTB et le comité de suivi ont retenu trois axes :

 

* la restauration physique des cours d’eau et de leur continuité écologique,

* la maîtrise des pollutions d’origine agricole et industrielle,

* la sensibilisation des acteurs et du grand public en vue de leur implication.

 

Pour suivre ce contrat : site de l’EPTB :

http://www.eptb-saone-doubs.fr/Doubs-Vallee-du-Doubs-et

 

Article de France 3 :

http://blog.france3.fr/vallee-de-la-loue/2013/10/02/un-co...

 

25/05/2013

Expo : Montagnes du Jura

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Informations pratiques à retrouver sur les sites :

www.juramusees.com

www.lejurassique.com

Renseignements : amis.hjura@wanadoo.fr

12/04/2013

Étonnantes demoiselles coiffées

Étonnantes demoiselles coiffées

 

par Dominique Delfino

photographe naturaliste et animalier

 

Plusieurs sites en France permettent de découvrir cette particularité due à l'érosion que l'on nomme suivant les régions, demoiselles coiffées ou cheminées de fée.

Le cliché représente une demoiselle coiffée du site de Sauze le lac (Lac de Serre-Ponçon) (voir également à ce propos l'article concernant ce site).

Les cheminées de fée se forment à l’abri d’un bloc de rocher relativement plat qui les protège en partie de l’action érosive de la pluie. Il arrive un jour pourtant où la colonne usée devient trop fine pour supporter son chapeau qui finira alors par tomber.

Une balade qui nous plonge dans l'échelle du temps au regard de ces formations et dont l’œuvre est en perpétuelle évolution.

 

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Cliché © Dominique Delfino

11/04/2013

Eaux vives sur la Doue

Eaux vives sur la Doue

par Dominique Delfino

Photographe naturaliste et animalier

 

La pluie de ces derniers jours a très largement redonné vie à la cascade de la source de la DOUE en amont du restaurant de la papeterie de Glay. L'image de cette cascade témoigne de cette ambiance, sujet d'un travail de groupe lors d'une animation photo le dimanche 6 octobre, encadrée par le photographe.

 

Le site du moulin de la Doue, la source jaillissant de la grotte et la cascade qui lui succède constituent au fond de cette reculée dominée par un amphithéâtre de falaises, un cadre magnifique dans ce petit bout du monde.

 

Avec comme seule ambiance sonore à cette saison l'eau vive qui déferle sur les rochers moussus, profiter du temps qui passe à simplement contempler le ruisseau s'engager dans la petite vallée, suffit à se ressourcer dans ce petit coin de nature encore sauvage.

 

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Cliché © Dominique Delfino

20/03/2013

Le karst en Franche-Comté

Source-de-la-Loue_logo.jpgLe karst en Franche-Comté

 

par André Guyard

(dernière mise à jour : 28/02/2014)

Voir l'émission de France 3 Franche-Comté du 2 mars 2014 à 11h25

 

Définition

 

Le karst est un paysage façonné dans des roches solubles carbonatées : calcaire (principalement), marbre, dolomie ou encore craie. Les paysages karstiques se caractérisent par des formes de corrosion de surface (lapiaz), mais aussi par le développement de cavités dues aux circulations d'eaux souterraines.

 

Le paysage karstique résulte de processus particuliers d’érosion qu'on appelle la karstification.

 

La karstification est commandée par la dissolution des roches carbonatées (calcaires et dolomies) constituant le sous-sol des régions concernées. C’est l’eau de pluie infiltrée dans ces roches qui assure cette dissolution. L’eau acquiert l’acidité nécessaire à la mise en solution de la roche en se chargeant de gaz carbonique (CO2) produit dans les sols par les végétaux et les colonies bactériennes.

 

Indices géomorphologiques définissant le karst

 

Le déroulement de la karstification peut être décomposé en six étapes successives définies par des indices géomorphologiques.

 

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Indices géomorphologiques définissant le karst

 

  • Indice 1 : zone alluvionnaire récente ou ancienne théoriquement indemne de tout karst.

 

  • Indice 2 : Cavités sous recouvrement marneux (liasique ou triasique) pouvant être continu, à savoir : les zones de calcaires recouvertes d'argiles à chailles, les terrasses anciennes importantes et les zones à marnes liasiques ou triasiques.

 

  • Indice 3 : Dolines empâtées stables. Sous cet indice sont placées les zones comprenant des dolines empâtées, des vallées sèches et des niveaux calcaires du Jurassique moyen et supérieur non affectés par des phénomènes karstiques apparents.

 

  • Indice 4 : Zone calcaire très facturée. Ces zones sont rares le long du tracé. Elles situent principalement au nord du massif de la Serre.

 

  • Indice 5 : Doline active ou perte à écoulement temporaire. Ces zones sont relativement nombreuses mais localisées essentiellement autour de phénomènes actifs (dolines, perte, gouffres). Une exception à cette règle est constituée par les niveaux du Keuper inférieur (Trias) à marnes à sel gemme et à gypse qui sont particulièrement délicats en raison de la probable présence de cavités dues à des phénomènes de dissolution des roches salines. Ces dernières ont été traitées au même titre que la karstification des calcaires en raison de leurs implications au niveau de l'évaluation des aléas potentiels.

 

  • Indice 6 : Contacts linéaires par faille entre calcaires et marnes induisant des écoulements d'eau. Ces zones sont très localisées et mettent souvent en évidence les contacts entre les marnes de l'Oxfordien et les niveaux calcaires du Jurassique moyen ou supérieur.

 

Évaluation du temps de formation des conduits karstiques

 

Le graphique présenté ci-dessous évalue le temps de formation des conduits karstiques.

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Conditions de mise en place d’un réseau de drainage karstique

 

1) La mise en place d’un réseau de drainage karstique est déterminée par des facteurs fixant l’architecture du milieu et précédant les processus de karstification. Ces facteurs ne sont pas les causes de la karstification ; ils déterminent le cadre dans lequel les processus karstiques interviennent pour transformer le milieu, dès que les conditions nécessaires sont réunies. Ce sont :

 

-   la géologie : lithologie, géométrie de la formation aquifère, fracturation (= perméabilité initiale) découlant de la succession des mouvements tectoniques et du comportement mécanique de la roche,

 

-   l’association de bassins versants de surface sur terrains imperméables aux roches calcaires,

 

-   la géomorphologie régionale : position du niveau de base hydraulique, fixant la localisation du point bas de la formation aquifère (= position de la source, qui est le niveau d’eau imposé le plus bas vers lequel convergent tous les écoulements souterrains), importance du relief (= épaisseur de la zone d’infiltration).

 

L'étude de ces facteurs définit le cadre dans lequel le karst a pu se développer, mais ne fournit aucune information sur l’organisation karstique, ni sur son fonctionnement.

 

2) Les processus de karstification proprement dits agissent sur les roches calcaires grâce au potentiel de karstification défini par :

 

-   le climat qui fixe les précipitations et le couvert végétal, dont dépendent le débit d’eau traversant l’aquifère et la quantité de CO2 disponible (flux de solvant),

 

-   la géomorphologie, qui impose :

 

  • l’énergie nécessaire à l’écoulement pour le transport des matières dissoutes (= gradient hydraulique),

 

  • en partie, le flux de solvant traversant l’aquifère, quand existe du ruissellement de surface aboutissant à des pertes,

 

  • l’épaisseur de la zone d’infiltration : l’eau souterraine conserve d’autant plus d’aptitude à dissoudre le calcaire en profondeur que la zone d’infiltration est peu épaisse.

 

3) Les phases de karstification successives, imposées par exemple par des variations climatiques ou morphologiques, sont responsables de la mise en place de formes de surface et souterraines qui constituent des paysages complexes. Cette complexité des paysages s’exprime dans la plupart des massifs karstiques par un fonctionnement hydrogéologique également complexe.

 

Le paysage karstique

 

Le paysage de surface, constitué en général de dépressions fermées (appelées dolines, pour les petites, et poljés, pour les plaines d’inondation), est associé à un paysage souterrain, dont les grottes et les gouffres parcourables par l’homme font partie. Le karst est par conséquent un paysage original, créé par les écoulements d’eau souterraine. L’eau circule en son sein, s’y accumule et émerge par des sources aux débits souvent considérables, mais très fluctuants dans le temps (Fontaine de Vaucluse, débit moyen : 20 m3/s ; source de la Loue, débit moyen : 10,8 m3/s). Le karst comporte donc un aquifère : l’aquifère karstique. Ainsi, le karst possède deux fonctions essentielles : stockage de l'eau souterraine et drainage de cette eau vers l'extérieur par des sorties du karst.

 

Les sorties d’eau du karst sont toujours des sites extraordinaires, ne serait-ce que parce que les massifs et les plateaux qui les dominent sont dépourvus d’eau. À la suite de E.A. Martel, le fondateur de la spéléologie en France, l’appellation “source” est en général soigneusement évitée sous le prétexte que les sources ne peuvent qu’être alimentées par des eaux pures, filtrées naturellement. Martel ne voyait dans la plupart des sources karstiques que la résurgence d’eaux de surface engouffrées dans des pertes. Il les distinguait des exsurgences, sources ne recevant aucune eau en provenance de pertes de rivière. Finalement, les résurgences sont des sources de systèmes karstiques binaires, alors que les exsurgences sont celles de systèmes karstiques unaires (voir plus loin). Quant aux émergences, ce sont celles dont l’origine n’est pas connue.

 

Vocabulaire du karst

 

Les paysages karstiques ont été décrits à partir de données recueillies en Dalmatie (Croatie). C'est pourquoi, les termes utilisés ont une consonnance croate.

 

Aquifère : formation géologique possédant une perméabilité suffisante pour que l’eau souterraine puisse y circuler. Un aquifère est constitué d’une zone non saturée, ou zone d’infiltration, dont les vides, occupés par de l’air, sont parcourus par de l’eau, et d’une zone noyée ou saturée, ou nappe aquifère, dont tous les vides sont remplis d’eau. Si la porosité du milieu, c'est-à-dire le rapport du volume des vides au volume total de la formation, est forte (supérieure à 10 %), l’aquifère peut posséder une capacité de stockage intéressante, dont les réserves peuvent être exploitées. La zone d’infiltration est séparée de la zone saturée par la surface de la nappe, dont on mesure le niveau piézométrique. Ce dernier varie en fonction de l’alimentation par l’infiltration et de la vidange naturelle, par les sources ou au profit d'autres aquifères, et de la vidange artificielle par les prélèvements (pompage et drainage).

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Aven ou Emposieu (Jura) : entonnoir reliant la surface d'un plateau à un gouffre. Les dimensions de l'ouverture varient de quelques décimètres à deux cents mètres.

 

Canyon : vallée aux parois verticales occupée par une rivière.

 

Cluse : vallée creusée perpendiculairement dans un anticlinal par une rivière, en créant une gorge ou un défilé encadré par des escarpements ou crêts.

 

Doline : dépression fermée de dimension décamétrique à hectométrique dont le fond est recouvert d'argiles de décalcification (résidu de la dissolution du calcaire).

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Une doline fonctionnelle : le Creux sous Roche

sur le plateau de Saône (Doubs)

cliché Michel Cottet

 

Galerie : conduit souterrain occupé par une rivière ou une nappe.

 

Gouffre : cavité de grandes dimensions, le plus souvent formé par l'effondrement de la voûte d'une cavité karstique (ou grotte) dû à la dissolution des couches calcaires. Les gouffres de grande profondeur et/ou ayant une ouverture très large reçoivent parfois le nom d'abîmes ou abymes.

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Gouffre de Jardel (Doubs)

cliché Michel Cottet

 

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Coupe du Gouffre de Poligny (Jura)

 

 

Grotte : cavité souterraine plus ou moins profonde et comportant au moins une partie horizontale accessible, ce qui la distingue d'un aven, d'un gouffre, d'un abîme. Une grotte se forme par dissolution du calcaire. Une cavité naturelle qui n'est pas formée par la dissolution ne peut être appelée une grotte mais une caverne.

 

Impluvium :  par analogie avec le système inventé par les Romains de captage et de stockage des eaux pluviales dans leurs habitations, l'impluvium karstique se compose d'une aire de captage (bassin versant) et d'un système de transport constitué par le réseau souterrain.

 

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Karst : paysage façonné dans des roches solubles carbonatées : calcaire (principalement), marbre, dolomie ou encore craie. Les paysages karstiques se caractérisent par des formes de corrosion de surface (lapiaz), mais aussi par le développement de cavités dues aux circulations d'eaux souterraines.

 

Lapiaz (ou lapiez) : ciselures de dissolution dans la roche calcaire de taille centimétrique à métrique.

 

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Lapiaz de Buren (Irlande)

 

Stalactite : colonne de calcite cristallisée à partir d'infiltrations du plafond d'une grotte.

 

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Stalactites

 

Stalagmite : colonne de calcite cristallisée à partir de gouttes d'eau tombées du plafond sur le plancher d'une grotte.

 

Ouvala : dépression fermée issue de la jonction entre plusieurs dolines.

 

Poljé : dépression fermée allongée de dimension hectométrique à kilométrique, dont le fond est recouvert d'argiles de décalcification (résidu de la dissolution du calcaire) et possède un ponoc, entonnoir permettant l'évacuation des eaux. En période humide, par saturation du réseau souterrain, un lac temporaire peut se former dans le fond du poljé. Certains d'entre eux sont parsemés de reliefs résiduels calcaires aux parois verticales : les hums.

 

Réseau actif : réseau de conduits souterrains occupés par une rivière ou une nappe alimentée par une rivière.

 

Réseau fossile : réseau de conduits souterrains déserté par la rivière qui l'a engendré.

 

Résurgence : sortie à l'air libre d'une rivière après écoulement souterrain.

 

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Exemple de résurgence la source du Lison (Doubs)

Cliché Michel Cottet

 

Ruz : petite vallée creusée  sur le flanc d'un anticlinal et perpendiculaire à l'axe de celui-ci.

 

Siphon ou voûte mouillante : rétrécissement de la galerie toujours remplie d'eau.

 

 

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Circulation des eaux en système karstique

 

 Dans sa 3e orientation, le SDAGE du bassin Rhône - Méditerranée - Corse fait explicitement référence aux systèmes aquifères à dominante karstique, “marqués par une forte extension territoriale dont les réserves sont sans doute sous exploitées (ils représentent 27 % des prélèvements en eau souterraine) du fait en partie de potentialités d’exploitation encore mal connues et probablement sous estimées, mais dont la vulnérabilité aux pollutions est bien souvent comparable à celle des eaux superficielles”.

 

Les eaux souterraines du bassin couvrent 70 % des volumes prélevés par les collectivités (AEP essentiellement) et environ 40 % de tous les usages confondus, excepté le refroidissement des centrales thermiques. Plus de 20 % des captages AEP d’eau souterraine de l’ensemble du bassin prélèvent l’eau d’aquifères karstiques. Dans certains départements de Franche-Comté, ce pourcentage atteint 80 %.

 

Le karst comtois est bien développé et concerne les formations géologiques suivantes : les calcaires du Trias (Haute-Saône), les calcaires et dolomies du Lias, du Jurassique et du Crétacé inférieur (Jura).

 

Dans le bassin Rhône - Méditerranée - Corse, l’extension des ensembles karstiques est très variable, s’étendant de quelques km2 à environ 1100 km2 pour le système karstique de Vaucluse. Certains ensembles (Vaucluse, Corbières orientales) sont constitués d’un seul système, d’autres (karst nord-montpelliérain) d’un nombre important de petits systèmes. Ce fractionnement est en général bien expliqué par les conditions géologiques (faible extension de l’ensemble carbonaté, forte intensité de la tectonique), mais aussi par les variations de niveau de base, responsables de la création de nombreux réseaux de conduits karstiques plus ou moins superposés (cas des systèmes karstiques de haute montagne).

 

 Principales caractéristiques des karsts de Franche-Comté

 

Ces systèmes karstiques sont souvent binaires (voir plus bas), c’est-à-dire qu’ils drainent, en plus de l’infiltration directe dans les calcaires, des écoulements de surface par des pertes ; ceux-ci doivent être pris en compte dans la gestion et la protection des eaux souterraines.

 

Le cas de la liaison entre les pertes du Doubs et la source de la Loue (Franche-Comté) est de ce point de vue exemplaire.

 

La loi sur l'eau du 3 janvier 1992 (article 5) a institué les Schémas d'Aménagement et de Gestion des Eaux (SAGE), instruments juridiques permettant de concilier la protection quantitative et qualitative des ressources en eau superficielle et souterraine, des écosystèmes aquatiques et des zones humides avec les différents usages de l'eau et favorisant une gestion locale et partenariale de la ressource en eau. Les SAGE privilégient une approche globale des différents problèmes liés à l'eau.

 

Dans les secteurs où les aquifères karstiques sont importants, les SAGE doivent donc prendre en compte les spécificités qui en résultent. Ceci doit entraîner des démarches diverses, parmi lesquelles :

 

  • des réflexions spécifiques concernant la délimitation du périmètre de certains SAGE,

 

  • la recherche de sources de pollution parfois lointaines,

 

  • des efforts particuliers pour la mise en valeur des ressources en eau des aquifères karstiques, afin de contribuer à la satisfaction des besoins en eau et, éventuellement, au soutien des étiages (gestion active).

 

Le principal enjeu du SAGE “Haut-Doubs - Haute-Loue” est la recherche d'une solution à des problèmes aigus de ressource en eau, notamment superficielle : entre Pontarlier et Ville du Pont, le Haut-Doubs perd dans des réseaux karstiques la quasi-totalité de son débit à l'étiage et ces pertes alimentent en partie la source de la Loue (voir l'article sur la source de la Loue). L'objectif à atteindre est évidemment de maintenir dans le Doubs un niveau d'eau suffisant, tout en respectant le débit de la Loue. Pour bien prendre en compte cette problématique particulière, directement liée à l'importance des aquifères et circulations karstiques dans le secteur, les deux bassins, celui du Haut-Doubs et celui de la Haute-Loue, ont été réunis dans le périmètre du SAGE, qui comprend la totalité du bassin d'alimentation de la source karstique de la Loue. Ainsi défini, ce périmètre, d'une superficie d'environ 2 325 km2, a permis de prendre en compte de façon satisfaisante l'essentiel des enjeux liés à l'eau et de conduire les investigations complémentaires nécessaires.

 

La Commission Locale de l'Eau a ainsi retenu un certain nombre de mesures qui devraient permettre d'améliorer la situation. Parmi celles-ci, on citera la mise en place, à titre expérimental, de dispositifs réversibles de limitation des pertes du Doubs qui devraient permettre de réduire l'effet de “court-circuit” résultant des circulations karstiques.

 

Les karsts de haute montagne sont en général dépourvus de couverture (sol, sédiments détritiques), ce qui les rend sensibles aux altérations de surface. Tel est le cas de certaines stations d’altitude des Préalpes calcaires. Dans le Jura et les Alpes, ces karsts possèdent des réseaux de drainage bien évolués. Dans certains secteurs des Alpes, la karstification a atteint un tel niveau de développement que le stockage est réduit. En revanche, dans certaines situations, les exutoires karstiques localisés en basse altitude (Jura et Alpes) peuvent être masqués par une couverture récente importante (fluvio-glaciaire, alluvions, moraines) qui peut engendrer la constitution de réserves notables. Cependant, les émergences cachées, directement dans des aquifères alluviaux, ne rendent pas facile l’étude de tels aquifères à fortes ressources potentielles.

Il n’est pas rare que des forages, atteignant en profondeur des calcaires, sous d’autres formations géologiques, recoupent des cavités importantes et fournissent des débits intéressants. Tel est le cas des calcaires du Jurassique moyen dans le cours moyen du Doubs entre Besançon et Laissey. Il s’agit d’aquifères, sans exutoire identifié en surface, dans lesquels la karstification s’est développée en profondeur selon des modalités encore mal élucidées. Présents dans de nombreux bassins, ces aquifères karstiques profonds très mal connus paraissent receler des réserves importantes, mais dont la reconstitution n'est pas évaluée ; la présence d’eaux à long temps de séjour a parfois été révélée. L’exploitation de ces aquifères profonds doit par conséquent être conduite avec une grande prudence, tant que leurs conditions de recharge n’ont pas été démontrées.

Quand la pression anthropique sur les territoires karstiques est faible, la pollution diffuse sur les karsts du bassin est réduite. Cependant, là où la couverture de sol ou de sédiments est assez épaisse et c'est le cas pour la Franche-Comté, des cultures intensives se développent et, avec elles, les teneurs en nitrates des eaux souterraines augmentent. La qualité bactérienne des eaux de sources karstiques est presque toujours médiocre pendant les périodes de hautes et moyennes eaux. Les rejets d’eaux usées dans le karst, concentrés ou dispersés, en sont l’origine. C’est pourquoi les captages de ces sources pour l’eau potable doivent comporter un dispositif de traitement adapté aux spécificités du karst. En revanche, l’apparition de turbidités fortes pendant ces mêmes périodes, habituelle sur nombre de sources, est un problème plus délicat à traiter, surtout pour de petits captages ; la disposition du captage lui-même (captage réalisé à proximité du conduit, et non directement dedans) peut dans certains cas améliorer la situation.

 

Caractéristiques et conséquences

 

Caractéristiques

 

La karstification transforme une formation carbonatée fracturée, l’aquifère carbonaté fissuré, caractérisé par une architecture géologique (géométrie de la formation, caractères pétrographiques et géochimiques, comportement mécanique, distribution des fractures), en un aquifère karstique.

 

1) L’aquifère karstique est le seul type d’aquifère où c’est la circulation d’eaux dans la formation géologique qui façonne les vides de l’aquifère et induit des caractéristiques aquifères spécifiques.

 

2) La constitution d’un aquifère karstique peut être rapide à l’échelle des temps géologiques : quelques milliers à quelques dizaines de milliers d’années. De ce fait, l’aquifère karstique enregistre les variations, même de faible amplitude, du niveau de base où est localisée la source, par le développement d’un drainage associé à chaque niveau. Toutes les régions karstiques présentent la marque de plusieurs phases de karstification, dont seules les plus récentes, associées au niveau de base actuel, participent au fonctionnement de l’aquifère. Ainsi, un aquifère carbonaté peut présenter un réseau de conduits visitables, ne fonctionnant plus : c’est une partie non fonctionnelle de l’aquifère karstique.

 

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Paysage karstique

 

C’est pourquoi il n’est pas suffisant de constater l’existence de phénomènes karstiques ; il faut aussi et surtout considérer la fonctionnalité karstique de l’aquifère. Cela revient à vérifier l’adéquation entre l’existence d’une structure karstique et son fonctionnement.

 

3) Dans l’aquifère karstique, les écoulements ont créé des vides organisés en une structure hiérarchisée de drainage, le réseau de conduits, de l’amont (la surface) vers l’aval (la source, exutoire en général unique de l’aquifère). Souvent, au cours de la saison de recharge de l’aquifère, des remontées importantes de l’eau dans le réseau de conduits provoquent l’inondation de réseaux supérieurs, habituellement sans écoulement, et la mise en fonctionnement de sources temporaires de trop plein.

 

Conséquences

 

L’aquifère karstique, à maturité, possède un réseau de conduits organisé à la façon d’un bassin versant de surface. L’aquifère karstique n’est pas d'un type unique : il existe une grande variété d’aquifères karstiques en fonction de l’état de développement de la karstification, depuis le pôle aquifère fissuré jusqu’au pôle aquifère karstique pur. Le degré d’évolution karstique de l’aquifère se traduit dans son fonctionnement hydrogéologique.

 

1) L’aquifère karstique présente une organisation des écoulements souterrains, qui détermine celle des vides qu’ils créent. Dans cette organisation, les deux fonctions classiques (stockage et drainage) sont séparées, au moins dans la zone noyée, et sont assurées par des éléments distincts de la structure : le drainage est assuré par un réseau de conduits hiérarchisé. le stockage est fourni soit par les parties microfissurées ou poreuses de la roche non karstifiée, soit par des cavités karstiques, parfois de grandes dimensions, connectées au drainage par des zones à fortes pertes de charge (Systèmes Annexes au Drainage, SAD). Le stockage est réalisé par un ensemble d’éléments hydrauliquement indépendants les uns des autres, mais tous connectés plus ou moins bien au réseau de conduits. Il en résulte un compartimentage hydraulique responsable de très fortes hétérogénéités.

 

2) L’aquifère karstique se distingue des aquifères poreux et des aquifères fissurés par le fait qu’il possède des vides de grandes dimensions, dans lesquels les eaux souterraines sont susceptibles de circuler très vite. Les dimensions des vides dans le karst couvrent une très large gamme de valeurs, depuis les fissures d’ouverture micrométrique et longues de plusieurs mètres jusqu’à des conduits de quelques dizaines de mètres de section et longs de plusieurs kilomètres. De même, les vitesses d’écoulement souterrain vont de moins de quelques centimètres par heure à plusieurs centaines de mètres par heure.

 

De ce fait, dans les aquifères karstiques fonctionnels, la très grande majorité des eaux séjourne moins d’un cycle hydrologique, et souvent seulement quelques jours à quelques semaines. Pour cette raison, toutes les caractéristiques physiques, chimiques et hydrauliques, présentent une très grande variabilité spatiale et temporelle.

 

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L'aquifère karstique (d'après Mangin, 1975)

 

Système unaire L'ensemble de l'impluvium est constitué de terrains karstifiables. Le drainage s'effectue principalement à l'aval.

 

Système binaire Une partie de l'impluvium est constituée de terrains non karstifiables qui concentrent l'infiltration des eaux en un point. Le drainage est très développé. limite de l'impluvium limite de l'impluvium perte.

 

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3) L’aquifère karstique possède des modalités d’infiltration particulières qui n’existent pas dans les autres aquifères. Il existe en surface, sur quelques mètres d'épaisseur, une zone plus perméable du fait de l'altération : la zone épikarstique ou épikarst. L'épikarst rassemble l'eau d'infiltration dans une nappe perchée locale et discontinue, drainée vers le bas soit par les vides les plus larges en un ruissellement souterrain rapide, soit par les vides de petites dimensions, en une infiltration lente écoulant un mélange d'air et d'eau. Par ailleurs, au contact de formations imperméables et du calcaire, des pertes absorbent les écoulements de surface et constituent une alimentation directe par ruissellement à fort débit de la zone noyée. Par conséquent, lorsque des écoulements de surface contribuent à l’alimentation de la zone noyée à partir de pertes, l’aquifère karstique au sens strict n’est qu’une partie du système karstique, puisque ce dernier est alors constitué de l’aquifère proprement dit et du bassin de surface drainé par des pertes (photo 8). On distingue donc (figure 5) : les systèmes karstiques unaires (système karstique = aquifère karstique), les systèmes karstiques binaires.

 

4) Le karst est réputé très vulnérable aux pollutions par comparaison avec les autres aquifères, du fait des caractères suivants : faible rôle filtrant de la zone d’infiltration, faible effet de la dispersion et de la dilution lié à l’organisation des écoulements, temps de séjour de l’eau trop court pour qu’un effet auto-épurateur intervienne au sein de l’aquifère, importante variabilité temporelle de la qualité de l'eau.

 

La vulnérabilité du karst présente en contrepartie certains caractères intéressants qui doivent être pris en compte dans les projets de mise en valeur : élimination généralement rapide des pollutions accidentelles, effets retardateurs (adsorption, dispersion) en général réduits, amélioration rapide (à l’échelle du cycle hydrologique) de la qualité de l’eau à l’exutoire à la suite de changements dans les rejets de pollutions chroniques ou saisonnières (modifications des pratiques, mise en place de stations de traitement), c'est-à-dire que les effets cumulatifs d’un cycle sur le suivant sont faibles ou négligeables, du fait du temps de séjour très inférieur à un an, nette différence de qualité et de comportement entre les périodes d’étiage (fonctionnement capacitif, temps de séjour long) et de crue ou de hautes eaux (fonctionnement transmissif, temps de séjour court).

 

Source principale :

Guide technique n° 3 du bassin Rhône-Méditerranée-Corse. Connaissance et gestion des ressources en eaux souterraines dans les régions karstiquesjuin 1999.

05/02/2013

Cascade du Moulin de Vermondans prise par la glace

Cascade du Moulin de Vermondans

prise par la glace (janvier 2013)


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Cascade du Moulin de Vermondans vue générale

© Michel Cottet, écointerprète

 

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Cascade du Moulin de Vermondans vue de dessus

© Michel Cottet, écointerprète

04/02/2013

Zones humides sous surveillance

Zones humides sous surveillance

par Dominique Delfino

photographe paysagiste et animalier

 

Chaque année, la Journée mondiale des zones humides est célébrée le 2 février, pour commémorer la signature de la Convention sur les zones humides, le 2 février 1971, dans la ville iranienne de Ramsar. Depuis 2001, en France, divers organimes et associations participent à l’événement et organisent des actions de sensibilisation du public sur les zones humides, et la Convention de Ramsar.

La sortie sur le cours de l'Allan et de la Bourbeuse organisée dimanche 3 février par le groupe Ligue de Protection des Oiseaux (LPO) du Pays de Montbéliard, a permis de mieux comprendre le rôle déterminant de ces espaces inondables et inondés suite à l'épisode de pluie de ces jours derniers.

Dominique Delfino en a profité pour survoler l'ensemble de ces milieux naturels, la prise de vues aériennes permettant d'apprécier au mieux la qualité et la beauté de ces espaces.

Préservé et aménagé en 1987 suite aux différentes démarches de la LPO, l'espace naturel de l'Allan (photo ci-dessous) reste aujourd'hui un des derniers espaces inondables de la plaine de l'Allan inscrit d'ailleurs dans le périmètre de la ZAC Technoland.

 

Pour zoomer, cliquer sur les clichés

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© Dominique Delfino

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Inondations à Thise

© André Guyard

21/01/2013

Les pôles du froid en Franche-Comté

Les pôles du froid en Franche-Comté

 

par Daniel JOLY ThéMA, UMR 6049, Université de Franche-Comté Claude GRESSET-BOURGEOIS, Bruno VERMOT-DESROCHES, Centre départemental de Météo-France, Besançon

 

Grâce à la combinaison de plusieurs facteurs géographiques qui favorisent le froid d'hiver, la Franche-Comté présente une fréquence de gels assez élevée. Le Haut-Doubs dans son ensemble et Mouthe en particulier présentent régulièrement des températures qui descendent au-dessous de -20°C. L'étude statistique de la chronique climatologique 1992-2007 permet de dresser le bilan des séquences glaciales et d'identifier, par analyse spatiale, les sites les plus froids de Franche-Comté.

 

La Franche-Comté est, avec l'Alsace, la région française située le plus loin de toute mer ou océan, ce qui lui confère un climat semi-continental. Les étés sont orageux et plutôt chauds : 19,3°C en moyenne de juillet à Besançon, alors qu'aucune station du Finistère ne dépasse 18°C. En revanche, les hivers présentent une alternance de séquences douces et pluvieuses et de périodes anticycloniques au froid rigoureux. Cette tendance au froid est renforcée par l'altitude et par la présence de larges cuvettes, les vals, où l'air froid s'accumule tant que le vent ne l'y chasse pas. Ainsi, la montagne du Jura supporte un nombre anormalement élevé de gels rigoureux d'octobre à mars.

 

Parmi un échantillonnage de 1 455 stations gérées par Météo-France et distribuées homogènement sur l'espace français, Mouthe (936 m) d'abord et les Rousses (1116m) ensuite, arrivent en tête du palmarès des stations les plus froides situées en dessous de 1300 m d'altitude. Elles présentent respectivement, en moyenne annuelle, 80 et 72 jours où la température minimale a été inférieure à -5°C. Parmi les 50 stations françaises les plus froides à l'aune de ce critère, on compte 13 stations franc-comtoises, dont certaines sont situées à moins de 700 m (Supt et Pierrefontaine-les-Varans).

 

Rappel de quelques chiffres


À Besançon, sur la période 1885-2008, on dénombre 26 hivers (21 %) avec au moins sept jours au cours desquels les températures minimales ont été inférieures à -10°C (18 hivers sur la période 18851947 et huit hivers sur la période 1947-2008). Depuis 1945, l'hiver le plus rigoureux fut sans contestation l'hiver 1962-1963 avec de fréquentes périodes glaciales entre la mi-novembre et la mi-mars. Il devance nettement l'hiver 1955-1956 qui a été marqué par une période glaciale intense qui s'est calée sur le mois de février. Durant ce mois, l'absence quasi générale de neige avait permis au gel de pénétrer dans le sol à des profondeurs jusqu'alors inconnues et qui n'ont depuis lors jamais été atteintes.

 

Sur la période 1975-1990, quatre hivers ont été plus froids que ceux cités ci-dessus, plus particulièrement l'hiver 1980-1981 avec beaucoup de neige en montagne et l'hiver 1984-1985 avec une première quinzaine de janvier extrêmement glaciale sans dégel à Besançon entre le 31 décembre 1984 et 18 janvier 1985.

 

Mouthe souvent la plus froide


Forts de ce constat, nous avons voulu en savoir plus sur l'extension spatiale de ce phénomène et vérifier si Mouthe est toujours la station la plus froide comme on le croit généralement. Pour cela, nous avons sélectionné tous les jours où la température moyenne des 74 stations franc-comtoises prises en compte fut inférieure à -10°C. Au total, entre décembre 1992 et janvier 2007 inclus, 99 situations ont été isolées, ce qui représente, en gros, sept jours de froid vif par hiver.

 

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(Pour zoomer, cliquer sur le cliché)

 

La figure 1 montre que Mouthe est bien la station où le minimum franc-comtois est le plus fréquemment observé : 35 fois au total (sur 99). C'est aussi la station où la moyenne des gels est la plus basse : -21 °C. Mouthe accapare à elle seule les trois minimums enregistrés au cours de la période d'observation : -28,1°C le 12 février 1999, -27,6°C le 1er février 2003 et -27°C le 24 décembre 2001. On est bien sûr encore loin du mythique minimum absolu de -36,7°C le 13 janvier 1968, mais la répétition de ces occurrences de froid s'explique par une altitude assez élevée (936 m) et une situation encaissée : l'air froid, généré au contact de la neige, glisse le long des versants qui encadrent le val et vient s'accumuler au fond de la cuvette où il peut stagner plusieurs semaines de suite.

 

Saint-Laurent-en-Grandvaux, avec 19 occurrences et une moyenne de -20,8°C arrive juste après Mouthe. La topographie est analogue à la précédente avec cependant, une altitude un peu inférieure (880 m). Le secteur de Morteau-Maîche cumule 18 occurrences de minimums francs-comtois. Les vals au fond desquels Le Russey et Morteau s'étendent expliquent leur moyenne plus faible (-19,6°C, -18,3°C) par rapport à Maîche (-17,6°C) et Charquemont (-15,4°C), stations de plateau. Enfin, notons Levier qui, situé en situation intermédiaire entre Mouthe et Morteau-Maîche, a été sept fois le plus froid, avec une moyenne de -20,1 °C.

 

Les autres stations, présentes sur la figure avec un cercle coloré, ont toutes été à une, ou au plus deux occasions, les plus froides de Franche-Comté. Les conditions climatiques favorables au développement et à la répétition d'un froid vif n'y sont pas réalisées. Certaines sont situées en altitude mais sur des sites de versant (Longevilles-Mont d'Or, Les Rousses), ou, à l'inverse, en fond de vallée à moins de 600 m (St-Claude). Signalons les trois stations du nord-ouest de la Haute-Saône qui, tout en étant situées à faible altitude (entre 200 et 250 m) ont été, à au moins une occasion, les plus froides de Franche-Comté. Le plateau de Haute-Saône et son prolongement vers Langres est renommé pour ses températures glaciales.

 

Un réseau trop lâche pour observer les variations les plus fines de la température


Ces informations sont intéressantes mais, pour autant, elles ne nous renseignent que sur un nombre limité de sites : ceux qui bénéficient d'un poste météorologique. Bien sûr, on peut s'attendre à ce que les quelques décamètres situés à proximité de la station de Mouthe présentent des températures analogues à celles qui y sont enregistrées. Toutefois, la comparaison avec les stations qui l'entourent montre que les températures ne sont pas identiques d'un lieu à l'autre, parfois loin s'en faut. La raison de ces variations a été esquissée : l'altitude et le contexte topographique jouent assurément un rôle majeur.

 

Le val de Mouthe est presque toujours plus froid que le sommet du Risoux lors des situations anticycloniques stables dont il est ici question. Il n'est lui-même sans doute pas homogène et, si des mesures à haute densité étaient effectuées, il est probable que de menues différences apparaîtraient d'un secteur à l'autre : telle croupe sera moins froide de deux ou trois degrés que le fond du vallon situé quelques hectomètres plus loin. Ainsi, des gradients, plus ou moins élevés se mettent en place au gré des contraintes exercées par la topographie. Et dans ces conditions, il se pourrait bien que la station de Mouthe ne soit pas localisée au mieux pour enregistrer les minimums les plus bas.

 

La figure 2, qui représente la variation des températures par rapport à l'altitude, donne un bon exemple de ce mécanisme. La plupart des postes sont alignés le long de la « droite de régression », accréditant là l'hypothèse d'une forte dépendance des températures à l'altitude. En effet, ce facteur explique près de 40 % de la variation de la température. Toutefois, une petite dizaine de stations échappent, au moins partiellement à cette influence : Longevilles-Mont d'Or, Lamoura, Les Rousses et les autres postes rejetés en haut du graphe présentent une température (entre -16 et -13°C) beaucoup trop élevée compte tenu de leur altitude : si elles se comportaient ainsi que Mouthe, Maîche ou Besançon, toutes localisées à proximité de la droite, leur température devrait se situer en dessous de -30°C ! D'autres « variables » que la température existent qui expliquent ces écarts : on pense bien sûr au contexte topographique déjà évoqué à plusieurs reprises.

 

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(Pour zoomer, cliquer sur le cliché)


Connaître la répartition des températures sur l'ensemble du territoire


Tout le problème est d'avoir une connaissance sur « ce qui se passe » entre les postes d'observation : la technique nous fournit les moyens de le résoudre.

 

Premier temps : puisque les minimums les plus accusés semblent se localiser de manière répétitive au fond des vals d'altitude, il « suffit » de chercher cette information dans un système d'information géographique (SIG). L'institut géographique national (IGN) commercialise des modèles numériques de terrain (MNT) à pas de 50 m de grande qualité : cette donnée fournit quatre cotes d'altitude pour chacun des 1 620 200 hectares que compte la Franche-Comté. Ensuite, par calculs appropriés, on dérive, du MNT les autres informations utiles : degré d'encaissement (un fond de val est très « encaissé » par rapport aux versants qui le dominent, une crête est peu encaissée, dominant l'ensemble des points voisins), distance au creux le plus proche (minimale au plus près de l'axe des vals), distance à la crête la plus proche, etc.

 

Second temps : on apparie les températures enregistrées en chacun des postes climatiques aux données de la topographie que l'on corrèle les unes aux autres par calcul statistique. Des coefficients permettent alors d'évaluer la dépendance des premières aux secondes. In fine, on obtient une carte sur l'ensemble de la Franche-Comté en croisant, dans une « régression multiple » l'ensemble des variables qui expliquent significativement la température. Ce processus de calcul, appelé « interpolation » a déjà été présenté pour représenter le champ spatial continu de l'ozone en Franche-Comté (IFC n°27, 2003).

 

Ainsi, la carte des températures minimales du 26 février 1993 (figure 3) superpose les températures observées en 74 postes et interpolées sur l'ensemble de la Franche-Comté. En règle générale, le calcul renvoie une valeur conforme à la réalité : les stations les plus froides (cercles bleu nuit) sont bien localisées sur des aires de la même couleur ; les stations où la température est supérieure à -8°C sont noyées au sein de taches rouges. Mais des écarts apparaissent : par exemple, certains cercles bleu clair des plateaux du Jura (Saône, -13,6°C) se trouvent au sein d'aires où la statistique a calculé une température supérieure à -8°C. Inversement, à Amancey, la température est de -10°C et la valeur calculée est de -14,6°C. Ces écarts, parfois importants, montrent bien la difficulté à reproduire une réalité infiniment complexe.

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Fréquence des températures inférieures à -25°C


En répétant les interpolations autant de fois que nous avons de jours de froid, on obtient 99 cartes d'où il est possible de tirer de nombreux enseignements. Nous en présenterons un : celui de la fréquence des gels inférieurs à -25°C. Ces occurrences de froid intense sont rares : elles ont été enregistrées neuf jours depuis 1992 et ont concerné 24 stations au total. Un rapide tri effectué parmi les 99 situations interpolées nous dit que 12 jours ont présenté un gel inférieur à -25°C. Il y a ainsi au moins trois jours au cours desquels un ou plusieurs points en Franche-Comté ont observé une température aussi basse sans que le réseau des stations n'en fasse état. La station de Mouthe n'est donc pas toujours localisée au point le plus froid.

 

La carte de la fréquence des jours où la température a été inférieure à -25°C localise les « pièges à froid », ces fameux sites où la température est glaciale à répétition et durant de longues périodes. On les trouve dans le val de Mouthe, bien évidemment, mais aussi en de multiples points dispersés dans la montagne jurassienne, entre Lamoura et Maîche en passant par Levier. Ce que la figure 4 nous montre, c'est la localisation des sites où la probabilité de faire froid est forte. Maintenant, pour nous en assurer, il faudrait y installer des capteurs pour, peut-être découvrir de nouveaux pôles du froid détrônant Mouthe...

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(Pour zoomer, cliquer sur le cliché)

 

Mais il convient d'être prudent. On a vu que le calcul ne fournit pas nécessairement une température juste. Des erreurs élevées surviennent même de temps à autre. Par ailleurs, le modèle reproduit des tendances et des régularités tirées d'une information climatique et géographique ajustée à un niveau d'échelle local : les stations climatiques sont positionnées de manière telle que les influences microlocales sont minimisées ; les données spatiales introduites dans le SIG (résolution de 50 m) ne sont pas forcément les plus adaptées pour prendre en compte les plus fines variations de la température. Ainsi, les données, imparfaitement adaptées au problème posé, sont incapables de fournir la moindre information concernant la température de quantité de micro-sites extrêmement propices à rétablissement de températures glaciales. On se heurte là à un problème d'échelle rédhibitoire qui explique les erreurs d'estimation parfois élevées qui apparaissent ici ou là.

 

Source :

Images de Franche-Comté, n° 38, décembre 2008 pp. 6-9.

29/12/2012

Sources en crue

Sources en crue

par Michel Cottet

Éco-interprète

 

Article en construction

 

Le mois de décembre 2012 s'est révélé enneigé puis pluvieux dans le département du Doubs. Cette météo a permis aux sources vauclusiennes de cracher à plein régime. Ci-dessous quelques clichés spectaculaires de Michel Cottet.

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Une eau saine pour tous, une utopie ?

 

Une eau saine pour tous,

une utopie ?


par Alain Marchal

Biologiste honoraire, président

des « Amis de Pasteur » de Dole.

Conférence le 13 février 2013 de 18h00 à 19h30

Centre diocésain - Besançon
Tél : 03 81 25 15 21


Une eau saine pour tous, une utopie ?


L'’eau pour tous, l’'eau propre pour tous sont aussi des objectifs de l’'action internationale. « L'’égout, c'’est la conscience de la ville » écrivait VictorHugo dans les Misérables. Or, aujourd’'hui encore, plus de deux milliards de personnes n'’ont pas accès à l'’eau salubre ce qui est une violation des droits de l’'Homme. Les juristes enrichiront donc l'’exposition en rappelant que selon les Nations Unies, « le droit à l’'eau pour tous est une utopie à notre portée ».

 

Exposition du 11 février –-9 mars 2013


En partenariat avec l’'Université ouverte de Franche-Comté et la maison Pasteur de Dole.


Cette exposition développe le thème des maladies hydriques et de la production d’eau saine. Un lien est tout particulièrement établi avec les implantations de l'Institut Pasteur dans la péninsule indochinoise.

 

Cette exposition est s'organise autour de :

 

- 11 panneaux consacrés à l'’eau (maladies hydriques, production d’'eau saine à partir d'’eaux de mares…).

- 7 autres panneaux consacrés à chacun des 7 Instituts Pasteur de la péninsule indochinoise (intégrés au Réseau International des Instituts Pasteur), dont celui de Vientiane (Laos) inauguré en janvier 2012.

- Une vidéo d'’une dizaine de minutes, complément de l’'exposition, qui sera diffusée en boucle dans la salle d’'exposition. Cette vidéo présente trois courtes séquences :

  • L’'une sur Alexandre Yersin, pasteurien aventurier, découvreur du bacille de la peste en 1894, installé à Nha Trang (Annam) ; ce personnage resurgit dans l’'actualité littéraire, puisqu’'il est le sujet de « Peste et choléra » de Patrick Deville, prix Fémina 2012.
  • Une deuxième séquence est la présentation des réalisations de l’'association « 1001 Fontaines pour demain ».
  • La troisième, très court dessin animé en anglais, mais suffisamment explicite pour les plus réfractaires à l’'anglais, destiné aux populations locales pour les encourager à utiliser une eau saine pour leurs boissons et nourriture.

Vernissage : mercredi 13 février à 19 h 30 au Centre Diocésain.

Centre Diocésain, espace Lucien Ledeur -  20 rue Mégevand, 25041 Besançon Cedex

Tous les jours - Entrée gratuite - Visites Guidées - Visites guidées pour les scolaires sur demande.

08/12/2012

À l'image du Doubs

À l'image du Doubs

 

Il reste quelques exemplaires du livre de Michel Cottet et de Dominique Delfino : "À l'image du Doubs" Ces quelques exemplaires sont disponibles au prix de 35 euros (hors frais d'envoi) à l'adresse ci-dessous :

 

Michel COTTET
éco-interprète
4, rue de la source
25640 Pouligney
03 81 55 56 27
09 71 21 05 47

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04/09/2012

Gaz de schiste : avis de Corinne Lepage

Gaz de schiste :

"ce que vous affirmez est un

tissu de contre vérités"

 
  
Gaz de schiste : "ce que vous affirmez est un tissu de contre vérités"Ayant reçu une copie de la lettre ouverte de l'Amicale des foreurs et des métiers du pétrole (AFMP) en date du 30 juillet et adressée à la ministre de l'Ecologie, Corinne Lepage - députée européenne - leur a répondu le 10 août dernier : "Ce que vous affirmez est un tissu de contre vérités."



Voici la teneur intégrale de la lettre :

"Vous contestez tout d'abord le fait que cette exploitation ne puisse pas se faire sans dégâts considérables sur l'environnement et la santé, et que les produits chimiques puissent se retrouver dans les nappes. Il s'agit pourtant d'une double réalité qui n'est pas uniquement fondée, comme vous le suggérez, sur le film Gasland. Le rapport publié en juin 2011[1] à la demande de la commission de l'Environnement du Parlement européen est sans concession. Il met en lumière les risques liés à la fracturation hydraulique en se référant notamment à des impacts majeurs de polluants atmosphériques, la contamination des eaux, les substances toxiques utilisées, le nombre non négligeable d'accidents aux États-Unis, la contamination des nappes par le méthane, le risque d'explosion de bâtiments, l'impact sur le paysage et les risques pour la santé humaine liés aux produits chimiques et radioactifs. Robert B. Jackson, de l'Université Duke aux États-Unis, a mis en évidence des niveaux élevés de méthane dans l'eau récoltée près des forages gaziers[2], ainsi que des substances chimiques toxiques pour l'environnement. De son côté, Paulina Jaramillo, chercheur du Département d'ingénierie et de politique publique à l'université Carnegie Mellon University et le WWF établissent que le fracking augmente les gaz à effet de serre, comme le CO2."

"Plus récemment, nous avons auditionné au Parlement européen des universitaires américains et des représentants d'associations qui, documents et prélèvements à l'appui, nous ont démontré la réalité des ravages des gaz de schiste sur la vie de nombreux américains. Votre contestation est d'autant plus mal venue que le contre film Truthland produit par vos collègues de l'Independant Petroleum Association of America est bien peu crédible. Surtout, le rapport d'experts censé rétablir la vérité, préparé par l'Energy Institute de l'université du Texas, et présenté en février dernier lors du congrès annuel de l'American Association for the Advancement of Science (AAAS) a été décrédibilisé en raison d'un conflit d'intérêt non rendu public[3]. Une ONG a révélé que le premier auteur du rapport et directeur adjoint de l'Energy Institute était aussi membre du conseil de direction et actionnaire d'une société de forage spécialisée dans le gaz de roche, lien qui n'était pas signalé dans le rapport. Bien au contraire, le document était présenté comme "indépendant de l'industrie de l'énergie" et en outre, il était affirmé qu'il avait été "revu par les pairs", ce qui était faux. De plus, les ONG ont démontré le caractère erroné ou obsolète des chiffres cités, et une présentation tronquée s'agissant des contaminations constatées. Selon l'ONG à l'origine de ces révélations, le rapport « ignore plusieurs cas de contaminations provoqués par des aspects de l'extraction distincts de la fracturation de la roche. Le rapport lui-même soulève plus d'une vingtaine de problèmes environnementaux liés à l'extraction du gaz de schiste, largement absents du communiqué de presse » annonçant le rapport. Votre lettre ouverte est dans la même veine."

Vos arguments sont plus mal fondés les uns que les autres et se heurtent aux faits.

- "Vous prétendez que les experts français sauraient réaliser des forages dans des conditions de parfaite sécurité, ce que ne sauraient pas faire les Américains « avec des pratiques non respectueuses des règles de l'art ». C'est une double plaisanterie. On voit mal en quoi les entreprises américaines, qui ont obtenu seules ou en binôme les autorisations d'explorer en France, procèderaient différemment en France qu'aux Etats-Unis. D'autant plus que l'étude du Parlement européen précitée apporte la preuve de la vacuité de l'argument. Il souligne que les mêmes conséquences ont été observées en Europe, en particulier en Allemagne avec une contamination au benzène et au mercure. Quant aux tremblements de terre, ils se sont produits au Royaume Uni en 2011, et l'expérience a été stoppée. De plus, comment comprendre l'argument qui prétend que les 6000 puits réalisés en France n'auraient donné lieu qu'à 2 pollutions mineures. Benoitement, n'étions-nous pas persuadés que la fracturation hydraulique était interdite pour rechercher le gaz de schiste en France ? Quels sont donc ces 6000 puits qui établiraient l'absence de risques de cette technologie appliquée aux gaz de schistes ?"

- "Vous prétendez que l'eau nécessaire pour les opérations de fracturation n'est utilisée qu'une fois, soit 10 000 M3 nécessaires, soit encore le dixième de ce qu'utilise un terrain de golf, sauf que le rapport du Parlement européen précise que la demande peut aller jusqu'à 45 000 M3, et que les nouveaux projets de la seule année 2010 représente 17 Mds de M3, contre 50 Mds pour tous les autres usages de l'eau. En outre, l'eau du golf retourne à la nappe ; celle utilisée pour la fracturation est très polluée et donc inutilisable sauf pour de nouvelles fracturations…"

- "Vous vous offusquez que l'on puisse parler de mitage de l'espace, au motif que la situation juridique liée à la propriété du sous-sol diffère en France et aux Etats-Unis. C'est exact, mais vous oubliez de rappeler qu'en contrepartie la France ne dispose pas de grandes étendues désertiques inhabitées. Les conséquences de la multiplication des puits seraient donc tragiques pour nos paysages et nos sites parfois exceptionnels, et souvent protégés."

- "L'argument le plus malhonnête de votre lettre ouverte est celui de l'absence de toute toxicité des produits utilisés, lesquels seraient « des produits courants d'usage ménager, cosmétique ou alimentaire (comme le guar qui est avec le sable le principal additif à l'eau de fracturation) ». La vérité sur la planète terre est toute autre. Sur les 260 substances connues utilisées pour la fracturation, qui ne sont d'ailleurs pas totalement rendues publiques, 58 sont toxiques, mutagènes, carcinogènes et/ou allergènes. Pour être plus précise, 6 figurent sur la liste des substances prioritaires dans le cadre du règlement REACH, qui doivent requérir une attention immédiate, une est bioaccumulative et toxique, 2 (naphtalène et benzène) figurent sur la liste des 33 substances prioritaires, sont toxiques pour les organismes aquatiques, 38 sont toxiques pour la santé humaine, 6 sont carcinogènes connues, 6 carcinogènes suspectées, mutagènes et 5 reprotoxiques. Avoir l'outrecuidance de parler de « position idéologique sans fondement technique » à propos de ces produits dépasse l'entendement !"

"La position idéologique est précisément du côté des foreurs. L'ultra libéralisme et la foi absolue dans la technologie, qui trouvera toutes les solutions- mais qui dans la vraie vie, évidemment ne peut pas les trouver- sont une idéologie. De la même manière, le refus d'admettre la réalité du changement climatique et son origine anthropique et le financement par le lobby pétrolier des « marchands de doute » participent d'une idéologie. L'importance du sujet mérite un autre comportement. Certes, notre sous-sol recèle peut être du gaz de schiste assurant quelques mois, voire quelques années de consommation. Certes, l'économie américaine profite d'une énergie bon marché grâce à cette exploitation dont le coût réel est assumé par les victimes d'aujourd'hui, et celles encore plus nombreuses de demain. Le moratoire décrété par plusieurs Etats témoigne des réactions des citoyens américains face à un lobby d'une puissance fantastique, qui a su obtenir le refus américain d'entrer dans le processus de Kyoto."

"En Europe, nous devons exiger une analyse complète coût-avantage avant toute décision. Cette analyse passe par une analyse de cycle de vie et une connaissance très approfondie des risques réels. En Allemagne, le Parlement de la Rhénanie du Nord-Westphalie a appelé à un moratoire jusqu'à ce que l'impact de tels procédés soit connu, et la France a voté l'interdiction du recours à la fracturation hydraulique. La question se pose aussi en termes d'impact sur le changement climatique à court terme (émissions de méthane et de CO2 due à la méthode), mais aussi à moyen et long terme en raison du retard pris pour sortir de la société du pétrole, retard qui pourrait être suicidaire."

"Certes, une partie du monde économique européen et français fantasme sur une croissance tirée par l'exploitation des gaz de schiste. Un tel choix serait dramatiquement court-termiste. Même en admettant qu'il accorde quelques mois, voire quelques années d'énergie bon marché, les coûts externes immenses pour la santé et l'environnement supportés par tous, le retard dans l'émergence d'une industrie puissante et leader dans les énergies renouvelables de toutes natures, la destruction irréversible de nos territoires densifiés pour les uns, protégés pour les autres, feraient perdre à l'économie européenne un temps précieux et constitueraient une régression massive de toutes les politiques engagées depuis 30 ans."

 

Corinne Lepage

31/07/2012

Charles Beauquier, l'homme qui protégeait la nature

Charles-Beauquier.jpgCharles Beauquier,

l'homme qui protégeait la nature

 

Loi Beauquier : la protection des paysages


· L’homme politique


"Oublié de la République" selon Jean-Louis Debré, Charles Beauquier compte parmi les hommes politiques français ayant exercé une certaine influence sous la IIIe République. Il est successivement sous-préfet de Pontarlier (1870 à 1871), entre au Conseil général du Doubs en 1871 et devient conseiller municipal de Besançon en 1873. Le 25 avril 1880, il est élu député du Doubs et occupa cette fonction jusqu’en 1914.

 

· L’homme de culture

 

Diplômé de l’École de Droit à Paris et de l’École des Chartes en 1857, son attention se porte d’abord sur la critique musicale et les traditions populaires. Parallèlement à sa carrière politique, il s’adonne au journalisme en fondant des journaux comme Le Doubs (1868) ou La Fraternité (1875). Il est également rédacteur en chef, à Besançon, du Républicain de l’Est (1871). Homme de culture et d’héritage, ethnologue avant l’heure, on lui doit de nombreux ouvrages sur la musique et sur le patrimoine et le folklore comtois, qui font encore autorité. Engagé pour la préservation de la nature, il est l’un des fondateurs de la Société pour la protection des paysages et de l’esthétique de la France. Porteur d’un nouveau rapport au paysage, cet engagement donne lieu à la loi du 21 avril 1906, première loi de protection de l’environnement, dite loi Beauquier.

 

· L’élaboration de la loi Beauquier

 

De 1901 à 1906 Marqué par la notion de pittoresque, le XIXe siècle considère le paysage comme patrimoine culturel relevant d’intérêts artistiques, géologiques ou historiques. Dans un contexte de progrès scientifiques et industriels, Charles Beauquier propose le 23 mars 1901 à la Chambre des députés une première proposition de loi "ayant pour objet la protection des sites pittoresques". Opposant farouche à l’industrialisation, Beauquier accuse l’État de "laisser commettre des actes de vandalismes dans nos musées naturels, dans cette splendide collection de sites pittoresques que renferme la France ! Étrange contradiction ! L’État veillera avec un soin religieux sur un tableau de maître qui représentera un paysage et il en laissera détruire, sans s’émouvoir, le magnifique et irréparable original !".

 

Parallèlement à cette proposition de loi, son confrère Louis Dubuisson, député du Finistère, présente le 17 mai 1901 un autre projet de loi sur le même thème.

 

Le 5 février 1903, Beauquier et de nombreux députés, tels que Ferdinand Buisson, Jaurès, Georges Leygues, Poincaré, Marcel Sembat, proposent une deuxième loi beaucoup plus courte. Malgré la création de la Société pour la protection des paysages de France en 1901, la deuxième révolution industrielle s’oppose plus que jamais à la préservation de la beauté des paysages. À ce titre, Beauquier attire l’attention de la Chambre des députés sur l’urgence d’une législation "car dans toutes les parties de la France on arrache des arbres, on brise des rochers, on capte des torrents, on couvre les campagnes d’affiches et de réclames et l’on saccage des sites merveilleux, consacrés par l’admiration des poètes, des artistes et des foules".

 

Il faut attendre 1906 pour que le texte soit adopté par la Chambre des députés. Le débat du 27 mars 1906 au Sénat permet au rapporteur, Maurice Faure, d’attribuer la paternité de la loi à Charles Beauquier et à Louis Dubuisson. D’après lui, il donne une résonance patriotique marquée à cette loi, qui a pour but de "protéger ces richesses vraiment nationales contre l’effet destructeur du temps et contre le vandalisme des hommes, peut-être plus destructeur encore". L’alignement est marqué sur la législation en matière de monuments historiques, sauf sur l’aspect financier : "Il n’est prévu, au point de vue financier, aucune participation de l’État. Notre loi est très franchement décentralisatrice".

 

La loi de protection des paysages est définitivement adoptée le 21 avril 1906, décidant de la création "d’une commission des sites et monuments naturels de caractère artistique" dans chaque département. La commission se chargera de dresser "une liste des propriétés foncières dans la conservation peut avoir, au point de vue artistique ou pittoresque, un intérêt général" ; le classement n’est décidé que si le propriétaire donne son accord. Le Doubs est, semble-t-il, l’un des premiers départements à l’avoir mise en œuvre, en 1912.

 

Les premiers classements dans le Doubs

(Source : Archives départementales du Doubs, 4T 51 et 52.)

 

La commission des sites se réunit pour la première fois dès le 12 décembre 1906. Charles Beauquier assiste à ses séances de travail jusqu’à son décès en 1916.

 

Sur la base d’une liste établie dès 1906 par l’ingénieur ordinaire des Ponts-et-Chaussées, les sites suivants, essentiellement des grottes, glacières, cascades ou sources, sont classés en 1912.

 

Le 2 mai 1912 :

 

- Source du Lison, creux Billard et grotte Sarrazine (Nans-sous-Sainte-Anne) ;

- Pont du Diable (Sainte-Anne et Crouzet-Migette) ;

- grottes d’Osselle (Rozet-Fluans) ;

- grottes de Plaisirfontaine (Bonnevaux) ;

- cascades du Bout-du-Monde (Beure) ;

- sources d’Arcier, propriété de la Ville de Besançon.

 

Le 23 mai 1912 :

 

- pont Sarrazin de Vandoncourt ;

- ruisseau et vallée de Fontaine-Ronde à Touillon-et-Loutelet, Montperreux et Les Hôpitaux-Vieux ;

- grottes et château de la Roche à Saint-Hippolyte ;

- rocher dit « Dames des Entreportes » à Pierrefontaine ;

- théâtre romain de Mandeure ;

- saut du Doubs et col des Roches à Lac-ou-Villers [Villers-le-Lac] ;

- cascades du Doubs à Fourcatier-et-Maison-Neuve ;

- gorges du Remonot à Les Combes ;

- grottes de Chenecey-Buillon ;

- glacière de Chaux-lès-Passavant ;

- grottes de la Baume à Bournois.

 

Au cours de l'année 2012, une série de manifestations a salué sa mémoire.

 

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20/07/2012

L’Université de Franche-Comté et la fédération de pêche du Doubs au chevet de la Loue

L’Université de Franche-Comté

et la fédération de pêche du Doubs

au chevet de la Loue

(18/07/2012)

 

 

Classée comme l'une des plus belles rivières d'Europe pour la pêche à la mouche, la Loue se fraie dans le massif du Jura une reculée creusant d'abruptes falaises calcaires, au pied desquelles moucheurs locaux et touristes aiment venir titiller la truite et l'ombre.


"La vallée a connu un tourisme de masse lié à la pêche à la mouche, avec des personnes qui avaient les moyens et venaient de toute l'Europe. Mais depuis le début des années 2000, les pêcheurs fuient cette rivière dans un état lamentable, où ils voient les poissons mourir", constate Alexandre Cheval, garde-pêche dans la Vallée de la Loue. "Aujourd'hui, ils préfèrent aller en Slovénie ou en Roumanie sur des cours d'eau comparables à la Loue il y a 30 ans", ajoute-t-il. Le nombre des cartes de pêche enregistrées par la fédération sur le secteur de la Loue est passé de 2000 il y a dix ans à près 400 l'année dernière.

 

Mais depuis 1973 "la population piscicole a diminué de 70 à 80% sur certains secteurs de la Loue" qui s'écoule d'Ouhans dans le Doubs à Parcey dans le Jura, affirme Thomas Groubatch, chargé de mission à la Fédération de pêche du Doubs. Néanmoins, il pense qu'il "reste quelques secteurs refuges, mais ils sont rares. Il faut agir vite pendant que ces zones existent encore".


Des polluants d'origines diverses (population humaine, agriculture ou industrie), ainsi que l'aménagement des rivières (seuils et barrages) sont notamment mis en cause.

 

"Ce n'est pas une pollution ponctuelle, mais chronique. La rivière se dégrade de plus en plus et les milieux naturels ont de plus en plus de mal à supporter la pollution. La situation est plus qu'alarmante", s'inquiète Alexandre Cheval, qui redoute qu'un "point de non-retour" ait été atteint.

 

Pour lutter contre cette pollution, les services de l'État ont engagé une série d'actions comme le renforcement des règles d'épandage du lisier, l'installation de passes à poissons ou un effort de sensibilisation des industriels.


La Loue va être auscultée sous toutes les coutures. Les chercheurs du Laboratoire de Chrono-environnement viennent de commencer leurs travaux. Annoncée depuis au moins un an, cette vaste étude prévue sur cinq ans a enfin commencé dernièrement. D'après François Degiorgi, l’un des coordinateurs de cette étude, “Il s’agit d’un travail pluridisciplinaire qui porte aussi bien sur le bassin versant que sur la rivière. L’objectif est de localiser les causes du mauvais état de la Loue puis de chercher à les relier à une spacialisation des effets dans la rivière”.

 

Pendant une première phase de trois ans, une quinzaine de chercheurs va travailler sur le terrain pour cette étude. Une équipe pluridisciplinaire formée de chimistes, biologistes, géologues, pédologues. La plupart d’entre eux sont rattachés au laboratoire de chrono-environnement mais le laboratoire de géographie Théma, le Muséum d’Histoire naturelle de Besançon, l’Université de Neuchâtel, le laboratoire d’analyses de Poligny prêteront également main-forte à l’équipe.

 

Déjà des universitaires ont  prélevé des larves et des insectes adultes au bord de la Loue pour pouvoir évaluer la qualité du milieu de façon beaucoup plus précise que les indicateurs utilisés habituellement pour classer les rivières.

 

Autre partenaire de taille, la Fédération de Pêche du Doubs. Dès lundi, une soixantaine de pêcheurs est mobilisée chaque jour de la  semaine pour réaliser des pêches électriques afin d’effectuer de nouveaux inventaires piscicoles sur au moins huit stations de la Loue. Toutes les associations de pêche de la vallée, les fédérations de pêche des départements de Bourgogne et de Franche-Comté, le département de l’Ain ainsi que des bénévoles sont mobilisés la semaine prochaine.

 

Tout les amoureux de la Loue ont encore en tête les images des relevés piscicoles effectués, eux aussi à grand renfort de moyens et de médias par l’Onema en 2010. Alors, pourquoi recommencer et ne vaudrait-il pas commencer à agir concrètement pour diminuer les sources de pollution ?


« Pour que les politiques se bougent encore plus, il faut des preuves sur les origines de la pollution, explique Alexandre Cheval, garde pêche de la fédération du Doubs, cette étude va permettre d’affiner le tir, il nous faut des connaissances les plus fines possibles pour réajuster le tir. En 2010, l’Onema n’avait travaillé que sur quatre stations ».


Les politiques se sont déjà bougés en finançant cette étude qui coûte 360 000 euros pour la première phase. Environ 80% de  cette somme est prise en charge par l’Agence de l’Eau, le conseil général du Doubs et le conseil régional de Franche-Comté ; le reste étant financé par l’Université de Franche-Comté.

 

De nombreuses études ont été réalisées ces vingt dernières années, pas forcément coordonnées. Tout l’enjeu de ce travail va être de savoir capitaliser les résultats déjà publiés et surtout d’identifier beaucoup plus précisément l’impact des activités humaines sur le bassin versant de la Loue. En 2015, la directive européenne sur l’eau devra être renouvelée. Les premiers résultats  de cette étude sur la Loue pourraient bien être examinés de près.  De ses malheurs, la Loue pourrait ainsi en tirer un petit bénéfice. La rivière, connue dans toute l’Europe par les pêcheurs à la mouche, pourrait se faire aussi une réputation auprès des milieux scientifiques en étant devenue un véritable laboratoire à ciel ouvert.

 

En Franche-Comté, le Doubs franco-suisse, dont la Loue est à la fois un affluent et une résurgence, le Dessoubre et le Cusancin sont confrontés à un même problème de pollution et de mortalité piscicole.

 

Isabelle Brunarius

(France 3 Franche-Comté)

Source :

Blog.france3.fr/vallee-de-la-loue

 

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- La santé du Doubs mise à prix

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- Mortalité des poissons dans le Doubs

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08/06/2012

Squelettes d'ours préhistoriques dans une grotte du Doubs

Squelettes d'ours préhistoriques

dans une grotte du Doubs

 

Trois squelettes d'ours bruns préhistoriques ont été découverts dans une grotte du Haut-Doubs dans le gouffre de la Nisotte, sur le premier plateau du Jura à L'Hôpital-du-Grosbois (Doubs).

 

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Une découverte importante qui a été faite en mai 2010 par les spéléologues de l'Association Spéléologique du Canton de Rougemont. Ces ossements d'ours dateraient d'au minimum 5 000 ans. (Voir la vidéo du reportage de France3 Franche-Comté de l'époque. Durée : 42 s)

Dans l'une des salles de cette cavité, les spéléologues ont trouvé un squelette complet d'une femelle très âgée, de nombreux éléments crâniens d'un sujet de sexe indéterminé pour l'instant, ainsi qu'un squelette d'un ourson d'un an, datant du Quaternaire. Cette découverte exceptionnelle confirme que la Franche-Comté est une région importante pour la paléontologie du Quaternaire et pour les Ursidés de cette époque.

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La grotte de la Nisotte, dont l'entrée était effondrée, est composée une galerie étroite et sèche de six mètres de long qui débouche sur une succession de deux puits. La première salle aisément accessible aboutit par  le second puits de 15 m dans une salle large de 6 mètres, longue de 30 et haute de 15 qui contenait les ossements des trois ours, d'un chien ou loup et d'un chat sauvage. Dans une autre salle ont été retrouvés quelques restes récents d'oiseaux et de reptiles. La grotte de la Nisotte se révèle donc avoir fonctionné comme piège naturel pour tous ces vertébrés.

 

Deux ans après la découverte et l'entrée de la grotte refermée, l'aventure est révélée au public. Ce délai a été observé pour éviter les pillages et pour permettre aux spécialistes de travailler en toute sérénité.

 

Aujourd'hui, l'heure est à la remontée des ossements à la surface pour être étudiés. C'est pourquoi ce vendredi 6 juin 2012, une expédition organisée par les membres du club spéléo de Rougemont accompagnés de chercheurs du CNRS et du personnel du Service Régional d'Archéologie (SRA) de Franche-Comté est descendue dans le gouffre de la Nisotte suivie par une équipe de France3-Franche-Comté. Parmi les scientifiques : MM. Argant, paléontologue au CNRS (Aix en Provence), Lampéa, responsable du programme "Oursalpes" chargé de l'étude des ossements d'ours retrouvés dans les Alpes et le Jura, Griggo archéozoologue spécialisé dans l'étude des os et Mme Jacqueline Argant palynologue pour l'étude des pollens de la flore fossile.

 

Des ossements appartenant à une bonne dizaine d'espèces dont 4 ours bruns (Ursus arctos), un loup (Canis lupus), un chat forestier (Felis sylvestris), un squelette de serpent (espèce non déterminée) ainsi que d'autres ossements non déterminés, ont été extrait du gouffre de la Nisotte et confiés à Alain Argant pour être étudiés dans un laboratoire du centre paléontologique de l'ARPA de Saône-et-Loire.

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L'identification du sexe du crâne ci-dessus a été confirmée par la découverte le 6 juin de l'os pénien, en fouillant soigneusement le substrat couvert de stalagmites.

Voir la vidéo du reportage de France3-Franche-Comté (Durée : 2 min, après la pub).

14/04/2012

Le nucléaire vu par notre minuscule souverain

 Le nucléaire vu par notre minuscule souverain... Édifiant !

 

(Mise à jour du 13/03/2014)

 

Rappelons à M. Sarkozy que l'Alsace est un fossé d'effondrement entre les Vosges et la Forêt Noire. Manifestement, notre président en sursis n'a jamais entendu parler des deux séismes de magnitude 7,5 et 9 qui ont détruit la région de Bâle le 18 octobre 1356 !

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Canard Enchaîné (12/04/2012)

 

Remarques : le 18 octobre 1356, deux séismes de magnitudes estimées par le site du BRGM à 9 et 7,5 ont affecté la région bâloise à proximité de la centrale nucléaire de Fessenheim (Haut-Rhin).

En ce qui concerne cette centrale de Fessenheim, la plus vieille du parc français, il s'agit du séisme de référence. Sa magnitude (1) a été estimée à partir des registres notariaux et des annales religieuses. En fait, les avis divergent : EDF évalue sa magnitude à 6,1 ; l'Institut de radioprotection et de sûreté nucléaire (IRSN) à 6,8 ; et une étude suisse de 2009 à 7,1, ce qui est 30 fois plus violent que l'estimation de l'exploitant !

EDF a beau ajouter une marge de sûreté d'un demi-degré de magnitude au séisme historique de référence, la centrale de Fessenheim n'a pas été construite pour lui résister...

 

(1) Rappelons que la magnitude est l'énergie libérée par un séisme, indépendamment des dégâts provoqués. Elle est définie par une échelle logarithmique, où chaque unité ajoutée correspond à une multiplication par 32 de l'énergie libérée. Ainsi, un séisme de magnitude 9 libère, non pas 3 fois plus, mais 1 milliard 74 millions de fois plus d'énergie qu'un séisme de magnitude 3.

 

Mars 2014 : Un accident nucléaire grave est France est maintenant officiellement reconnu comme une possibilité à laquelle il faut se préparer : c’est le sens du "Plan national de réponse ’Accident radiologique ou nucléaire majeur’ " publié le 3 février par le Secrétariat général de la défense et de la sécurité intérieure.

On est surpris que la nouvelle ait suscité peu d’échos. Mais c’est ainsi.

Ce plan, qui décline sur cent-dix-huit pages et huit scénarios la conduite à tenir en cas d’accident grave, est une nouvelle étape dans la lente reconnaissance de la vraisemblance du pire.

Tchernobyl, en 1986, n’avait pas fait broncher la nomenklatura nucléariste.

Les choses ont commencé à changer à la suite de la submersion partielle de la centrale du Blayais (Gironde), fin 1999 : la France était alors passée à deux doigts d’une catastrophe nucléaire...

 

Pour en savoir plus, voir l'article de Mediapart.

 

22/03/2012

Séismes provoqués par les activités humaines

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par Boris Bellanger (Science & Vie 2009)

 

L'Homme responsable de séismes ? Barrages, mines, forages, géothermie agressent la croûte terrestre engendrant parfois des réactions dévastatrices. Toutes ces installations peuvent déclencher des tremblements de terre. À Bâle (Suisse) en décembre 2006 une mine de charbon dans l'Utah (États-Unis) en août 2007, et un autre dans la région de Sarrebruck (Allemagne) en février 2008 ont enfanté une série de séismes. Sans oublier le dévastateur tremblement de terre survenu au Sichuan en Chine le 12 mai 2008, que certains scientifiques audacieux relient aujourd'hui à la présence du barrage voisin de Zipingpu.

 

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Barrage de Zipingpu © Creatio

 

Depuis des décennies, plusieurs observations ont interpellé les scientifiques qui sont à l'écoute des soubresauts de notre planète. "Le soupçon d'influence naît lorsqu'il y a coïncidence dans le temps et dans l'espace entre le tremblement de terre et la mise en activité d'une installation, par exemple lors de la mise en eau d'un barrage, explique Jean-Robert Grasso, du Laboratoire de géophysique interne et tectonophysique de l'université Joseph-Fourier (Grenoble), un des rares Français à se pencher sur ce sujet. "Si l'on observe un événement sismique, on s'interroge, mais lorsque c'est une série d'événements qui se produit à un endroit précis, notre certitude augmente."

 

Pour pouvoir incriminer une ingérence humaine dans la tectonique de la planète, il est nécessaire de connaître précisément l'activité sismique de la région avant la mise en service des installations incriminées. En France, l'historique des secousses ressenties par la population est parfaitement documenté sur les cinq derniers siècles. Ce qui a permis notamment à Jean-Robert Grasso de démontrer de manière flagrante, dès les années 1980, que les séismes enregistrés dans la région de Pau, dont certains de magnitude 4, étaient dus à l'exploitation de l'immense gisement de gaz naturel de Lacq par Elf Aquitaine. Le bassin sédimentaire aquitain était en effet connu jusque-là pour être le plus calme de France au niveau sismique. "Les tremblements de terre apparus dix ans après les premiers pompages à Lacq, en 1969, et qui perdurent depuis, ont donc été facilement repérés", explique Pascal Bernard, sismologue à l'Institut de physique du globe de Paris.

 

Un autre exemple ? Dans le nord-est des États-Unis, l'exploitation de mines profondes, de vastes carrières à ciel ouvert et de puits d'injection de fluide en profondeur est, d'après les chercheurs, directement à l'origine d'un séisme sur trois enregistrés depuis les années 1980 dans cette région normalement peu active d'un point de vue géologique ! Et ce n'est pas une particularité locale, comme le démontrent les travaux de Christian Kiose, géologue à l'Observatoire de la Terre Lamont-Doherty de l'université Columbia (New York).

 

Dans une tentative de recensement publiée en août 2007, ce scientifique a dénombré plus de 200 endroits dans le monde pour lesquels l'action humaine a été reconnue comme responsable du déclenchement de séismes. Sa conclusion ? "Si l'on regarde la distribution des séismes déclenchés par l'Homme à l'échelle du globe, il apparaît que la majorité d'entre eux est située dans les régions continentales stables, pour lesquelles le niveau de sismicité naturelle est historiquement bas."

 

Il est évident que la coïncidence entre un séisme et la mise en exploitation d'un champ pétrolier ou d'un barrage est plus aisée à démontrer si la région n'est pas secouée en permanence. Un principe qui est d'ailleurs aussi valable lorsque l'on cherche à détecter les séismes produits par les essais nucléaires souterrains, comme celui réalisé en octobre 2006 par la Corée du Nord, et qui a déclenché une secousse de magnitude 4,2. Mais au-delà de cette meilleure capacité de détection, il existe des raisons purement géologiques à cette répartition. De fait, le risque de générer des tremblements de terre est plus important dans les régions continentales "calmes" parce que, contrairement aux endroits très actifs du globe, ce sont surtout les premiers kilomètres de la croûte terrestre, près de la surface, qui voient naître les séismes naturels. Or "ces zones sismogènes sont à portée des perturbations générées par l'activité humaine, donc plus facilement déstabilisées par elles", conclut Art McGarr, du Bureau de surveillance géologique des États-Unis (USGS). Un point déterminant lorsqu'il s'agit de démontrer, arguments mécaniques à l'appui, le lien entre séisme et activités humaines. Et qui permet de verser au dossier des preuves plus percutantes qu'une simple coïncidence, notamment dans les cas délicats pour lesquels il s'est passé plusieurs années entre le début de l'exploitation et la survenue d'un séisme majeur.

 

À la base clé l'argumentation des chercheurs, une théorie de mécanique des roches dite de Mohr-Coulomb, vieille de plus de cent ans et qui a fait ses preuves pour évaluer la résistance d'un matériau à la contrainte. Élaborée à partir d'expériences en laboratoire sur des cylindres de roches soumis à de fortes pressions ou tractions, cette théorie permet de décrire la façon dont une faille (une zone de fracture naturellement présente dans la croûte terrestre) s'approche ou s'éloigne de la rupture en fonction des contraintes physiques auxquelles elle est soumise. Les principales contraintes antagonistes étant, d'une part, la force verticale exercée par la masse des roches au-dessus de la faille et, d'autre part, les forces horizontales de compression ou d'extension liées aux mouvements des plaques tectoniques. Les roches réagissent à ces pressions en se déformant de façon élastique jusqu'au moment où, ces contraintes dépassant la capacité de résistance de la faille, celle-ci joue et libère l'énergie qu'elle a emmagasinée : c'est le séisme.

 

En accumulant des masses impressionnantes d'eau derrière un barrage, ou en extrayant des millions de tonnes de minerai ou d'hydrocarbures du sous-sol, l'activité humaine pèse sur la croûte terrestre ou, au contraire, la soulage d'un poids. Ce faisant, elle modifie les contraintes auxquelles sont déjà soumises naturellement les failles et, en venant s'ajouter aux forces tectoniques, peut faciliter leur rupture. Autrement dit, "un séisme déclenché par l'Homme est avant tout un phénomène naturel, la responsabilité de l'Homme se limitant à son déclenchement", précise Leonardo Seeber, spécialiste de la sismicité induite par les activités humaines au Lannont-Doherty. Le travail des scientifiques consiste donc à démontrer que le changement de contrainte imposé par l'Homme sur la faille arrive dans la bonne direction, au bon moment, et avec suffisamment d'intensité pour précipiter un tremblement de terre.

 

UNE PETITE PERTURBATION SUFFIT À DÉCLENCHER UN SÉISME


Ce qui ressort de l'analyse des nombreux cas recensés est très étonnant : l'Homme n'a pas besoin de perturber fortement le système naturel pour réactiver une faille. "Si la faille est sur le point de rompre, il peut suffire d'un changement de contrainte en profondeur, au niveau de la faille, d'un dixième de bar (c'est-à-dire équivalent à un dixième de la pression atmosphé- rique) pour déclencher la rupture", explique Pascal Bernard. L'homme peut ainsi précipiter l'apparition d'un séisme de la même façon qu'une mouche se posant sur un château de carte en équilibre précaire sera à même, malgré sa légèreté, de le faire s'écrouler. C'est ainsi qu'il aurait déclenché un tremblement de terre à Newcastle, en Australie, en 1989. Mais il n'y a pas que ces failles au bord de la rupture qui soient concernées, car les perturbations induites par l'homme, lorsqu'il injecte de l'eau sous pression, peuvent être de l'ordre de la dizaine de bars. Ce qui correspond justement à ce dont une faille a besoin en moyenne pour se recharger.

 

"Des failles en milieu de cycle peuvent donc très bien être déclenchées par l'Homme, pour peu qu'elles soient très proches du lieu de l'installation", précise Pascal Bernard. Si l'Homme n'a qu'une pichenette à donner pour réveiller une faille endormie, il est donc à même de rivaliser avec les forces mises en œuvre par notre planète...

 

Ainsi, les activités humaines ont la capacité bien embarrassante de précipiter le déclenchement d'un séisme. Reste à savoir combien de temps l'Homme a fait "gagner" à la faille. Si on s'intéresse aux régions où la vitesse à laquelle la faille se rapproche du point de rupture est élevée, comme aux limites des plaques tectoniques (Ceinture de feu du Pacifique ou chaîne himalayenne, par exemple), la perturbation humaine va rapprocher la survenue du séisme de quelques années seulement. "Mais si l'on considère les zones où les failles se chargent extrêmement lentement, comme au milieu d'une plaque tectonique [telles que l'Afrique du Sud, l'Australie ou l'Europe du Nord...], l'anticipation peut être de mille ans ou de dizaines de milliers d'années ! précise Leonardo Seeber. Dans ce cas, on peut considérer que ce séisme ne serait jamais arrivé sans l'intervention de l'Homme." Face à cette situation dérangeante, une question se pose donc : connaissant les perturbations que l'être humain génère, peut-on prédire la date d'un tremblement de terre ? Malheureusement pas... "Qu'il soit naturel ou déclenché par l'homme, un séisme est impossible à prévoir, constate Jean-Robert Grasso. Pour la simple raison que l'état des contraintes dans la croûte terrestre n'est pas connu et n'est pas directement accessible à l'observation." C'est d'ailleurs un défi que tentent de relever les géologues américains depuis 2004 avec l'Observatoire de la faille de San Andréas (Safod).

 

CAS DES BARRAGES

 

Le barrage Hoover, situé à la frontière entre l'Arizona et le Nevada, a été, en 1945, le premier pointé du doigt pour avoir déclenché un séisme, dix ans plus tôt.

 

Au cours des années 1960, quatre séismes majeurs, de magnitude supérieure à 6, ont été enregistrés et, après coup, associés à des barrages : celui de Hsinfengkiang en Chine (1962), celui de Kariba en Zambie (1963), celui de Kremasta en Grèce (1967) et celui de Koyna en Inde (1967). Ce dernier barrage constitue un cas d'école, car il est lié au séisme le plus violent (magnitude 6,3) et le plus meurtrier (200 morts). Depuis sa mise en place, en 1962, la zone est le siège d'incessantes secousses : 170 séismes de magnitude supérieure à 4, dont 19 de magnitude supérieure à 5, y ont été mesurés ! Aujourd'hui, une centaine de barrages dans le monde sont reliés à des tremblements de terre, selon le recensement effectué par Harsh Gupta, spécialiste mondial de la sismicité induite par les barrages et membre de l'institut national de recherches géophysiques (Hyderabad, Inde). Parmi ces installations, dix ont déclenché des séismes de magnitudes comprises entre 5 et 5,9 et 28 autres, des séismes de magnitudes de 4 à 4,9.

 

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En octobre 2008, la Commission internationale des grands barrages (Paris), qui représente les constructeurs, a également publié un rapport consacré à ce phénomène. Ses auteurs estiment que 1 % des grands barrages dont la retenue d'eau dépasse 100 m de haut soit six ouvrages, sont associés à des séismes de magnitude supérieure à 5,7. Une part qualifiée de "non négligeable" dans le rapport, qui rappelle cependant que "la mise en eau d'un barrage ne peut déclencher une activité sismique qu'en conjonction avec des conditions tectoniques préexistantes favorables". Lesquelles ? Comme c'est presque toujours le cas en matière de séismes déclenchés par l'homme, l'existence, à l'aplomb de l'ouvrage, de failles prêtes à rompre. Failles que le barrage, et plus spécifiquement son lac de retenue, titillent de deux façons. La première est liée aux immenses quantités d'eau stockées qui pèsent sur le sol, augmentant, même faiblement, la contrainte verticale sur la faille. La seconde repose sur l'infiltration lente d'eau en profondeur qui va lubrifier la faille, et lui permettre de glisser plus facilement. L'existence de ces deux mécanismes explique pourquoi certains séismes apparaissent rapidement après la mise en eau du barrage tandis que d'autres, mettant en jeu des failles plus profondes, se manifestent des années après. Ainsi, le barrage d'Assouan, en Égypte, a-t-il été associé à un séisme de magnitude 5,3 survenu en novembre 1981; dix-sept ans après sa mise en eau. La multiplication des cas de sismicité induite par les barrages a aussi permis de montrer que la hauteur d'eau dans le barrage, ainsi que la vitesse à laquelle le lac de retenue est rempli ou vidé, influe significativement sur la survenue de tremblements de terre.

 

Pour une poignée de sismologues, le séisme du Sichuan a été déclenché par le barrage de Zipingpu. Si la thèse était confirmée, l'impact destructeur de l'Homme sur la planète devrait être reconsidéré… pour éviter le pire.

Plus de 88 000 morts ou disparus, près de 400 000 blessés, 5 millions de bâtiments détruits : le tremblement de terre qui a secoué la province du Sichuan (centre-ouest de la Chine) le 12 mai 2008 est l'un des plus dévastateurs enregistrés au cours des dernières décennies. Le tremblement de terre du Sichuan pourrait tout aussi bien devenir le symbole du potentiel destructeur de l'activité humaine ! Car, moins d'un an après sa survenue, une poignée de scientifiques n'hésitent pas à voir la marque de l'homme derrière ce séisme meurtrier...

L'accusé ? L'imposant barrage de Zipingpu, construit sur la rivière Min, et mis en eau en décembre 2004. Haut de 156 mètres, il peut retenir plus d'un milliard de mètres cubes d'eau. Il a surtout la particularité d'être installé à 500 mètres seulement du système de failles qui a joué lors du tremblement de terre et à quelques kilomètres de l'épicentre de la secousse principale de magnitude 7,9.

À la suite de Fan Xiao, ingénieur en chef du Bureau de géologie et de minéralogie du Sichuan, à Chengdu, qui a en effet émis publiquement l'hypothèse que le séisme ne soit en fait qu'un exemple supplémentaire, le plus spectaculaire jamais observé, de sismicité induite par les barrages de nombreux scientifiques ont pointé un doigt accusateur vers le barrage.

 

CAS DES MINES

 

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Plus de 6 milliards de tonnes de charbon, 1,6 milliard de tonnes de minerai de fer, 190 millions de tonnes de minerai d'aluminium, voici ce que l'homme extrait chaque année, entre autres matières premières, du sous-sol de la Terre. Une exploitation qui perturbe l'équilibre des forces dans la croûte terrestre et s'accompagne d'une intense activité sismique. Celle-ci, observée dès le début du XXe siècle dans les mines de charbon d'Allemagne et dans les mines d'or d'Afrique du Sud, est aujourd'hui constatée aux quatre coins du monde. Les séismes sont classés par les géophysiciens en deux catégories, selon qu'ils prennent naissance près de la mine ou à plusieurs kilomètres en dessous. Dans le premier cas, qui concerne surtout les mines profondes, c'est le vide laissé par l'extraction du minerai qui entraîne localement un déséquilibre des contraintes auxquelles sont soumises les roches.


Lorsque la pression exercée par les terrains adjacents ou surplombant la galerie dépasse la résistance de la roche, murs ou toits des galeries cèdent, produisant une onde sismique. Cette perturbation peut aussi faire jouer des failles à quelques dizaines ou centaines de mètres du front de mine. Ce premier type de sismicité s'observe en particulier dans les mines d'or d'Afrique du Sud, qui peuvent atteindre 4 km de profondeur. "Sur les 1000 séismes de magnitude supérieure à 2 enregistrés chaque année dans le pays, 900 sont directement liés aux exploitations minières", estime Kaymona Durrheim, du conseil pour la recherche scientifique et industrielle d'Afrique du Sud. Généralement, ce type de séismes ne dépasse pas la magnitude 5, hormis quelques événements exceptionnels comme celui de Volkershausen (Allemagne), où la rupture en série de 3 200 piliers de soutien dans une mine de potasse a engendré une secousse de magnitude 5,4 en 1989. En second lieu, les mines peuvent, à l'instar des barrages, avoir un effet à grande distance sur des failles prêtes à rompre : la soustraction d'une importante masse près de la surface va réduire la contrainte verticale sur la faille en profondeur, et la faire bouger. Christian Klose, de l'université Columbia, a par exemple démontré, en 2006, qu'on pouvait attribuer à l'exploitation d'une mine de charbon la responsabilité du tremblement de terre de magnitude 5,6 qui a secoué Newcastle (Australie) le 28 décembre 1989, faisant 13 morts et 3,5 milliards de dollars de dégâts.


Le géophysicien a calculé que l'extraction de 500 millions de tonnes de charbon entre 1801 et 1989, qui a aussi nécessité le pompage de 3 milliards de tonnes d'eau, a généré un changement de contrainte à 10 km de profondeur. Un allégement d'à peine 0,1 bar, mais suffisant pour précipiter la rupture d'une faille, Hormis ce cas, Christian KIose recense une vingtaine de mines dans le monde associées à des séismes de magnitude supérieure à 5. Et précise : "Le nombre de séismes induits par les mines a fortement augmenté au cours du XXe siècle. Ce qui s'explique par la hausse de la productivité des mines et de la profondeur à laquelle on les exploite". Un phénomène qui n'est pas près de s'achever...

 

CAS DES FORAGES

 

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C'est le gisement de Goose Creek, au Texas, qui est le premier associé à un séisme, en 1925. Aujourd'hui, plusieurs dizaines de champs d'hydrocarbures sont concernés dans le monde. "Chaque fois qu'on exploite des gisements un tant soit peu profonds, on sait qu'on va déclencher des séismes", déclare Jean-Robert Grasso, de l'université Joseph-Fourier (Grenoble). La raison ? La roche-réservoir se comporte comme une éponge : quand on pompe le pétrole, le gaz et l'eau qu'elle renferme dans ses pores, elle se contracte et le couches qui l'encadrent doivent faire face à ce changement de volume. Quand le gisement est superficiel, les terrains, plutôt meubles à cet endroit, réagissent en se déformant graduellement, sans secousses. Mais dès que l'on dépasse quelques kilomètres de profondeur, les terrains sont plus rétifs à la déformation et finissent par céder le long de failles préexistantes, déclenchant des séismes. C'est ce qui se passe par exemple à Lacq, dans les Pyrénées-Atlantiques, mais aussi dans le nord des Pays-Bas. Là, l'exploitation des champs de gaz naturel de Groningue a brisé le calme d'une zone jusqu'ici classée comme asismique... Entre 1986 et 2008, plus de 500 séismes de magnitude comprise entre 0,5 et 3,5 ont été dénombrés à proximité des sites d'extraction.


"A partir de l'analyse statistique de ce catalogue de séismes, il faut s'attendre au maximum à un séisme de magnitude 3,9 dans la zone", estime Bernard Dost, de l'Institut royal de météorologie des Pays-Bas qui surveille la zone. Une magnitude modérée si on la compare avec celle de 6,5 enregistrée en 1983 sous le gisement de pétrole de Coalinga, en Californie. Ou encore avec l'immense gisement de Gazii, en Ouzbékistan, à l'aplomb duquel trois tremblements de terre de magnitude supérieure à 7 ont été mesurés, en avril et mai 1976 et en mars 1984. Un cas de sismicité induite qui reste cependant encore très débattu, compte tenu de l'ampleur des secousses et de la profondeur à laquelle elles ont été déclenchées. Les forages pétroliers peuvent, outre les tremblements de terre, donner naissance à des volcans de boue. À l'image de celui qui sévit sur l'île de Java (Indonésie) depuis le 28 mai 2006 et qui déverse quotidiennement plus de 150 000 m3 de vase jaillissant de poches souterraines. Près de 40 000 personnes ont déjà dû abandonner leur logement. Et la situation ne s'améliore pas : comme pour les séismes, l'homme n'a toujours pas réussi à contenir ce qu'il a engendré.

 

Des capteurs ont été placés dans des forages à 3 km sous la surface pour mesurer les propriétés des roches et leur état de stress à cette profondeur.

 

Un terrain d'expérimentation inédit qui ne permet pas encore de dire quand la faille va se réveiller... Inutile donc d'espérer maîtriser les sautes d'humeur de la Terre suscitées par nos gratouillements. "On ne pourra jamais dire à coup sûr que si on construit dans une zone de failles, ça va casser, résume Jean-Robert Grasso. Mais il convient d'être alerté sur l'état de précarité de la croûte terrestre, qui est un système très hétérogène constitué de régions prêtes à ompre et d'autres, non. " Et les scientifiques ne sont toujours pas en mesure de dire lesquelles vont rompre...

 

CAS DE LA GÉOTHERMIE PROFONDE

 

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La géothermie profonde fait appel à la technique de fracturation hydraulique, qui consiste là injecter des fluides sous pression afin de fissurer la roche en sous-sol.

 

Forer un puits de 5000 m de profondeur et y injecter de l'eau sous très haute pression : voilà comment les ingénieurs transforment un massif granitique d'une température de près de 200°C en échangeur de chaleur naturel. Cette technique de géothermie profonde est appliquée dans une poignée de sites expérimentaux et s'accompagne de son lot de séismes : les pressions d'injection, d'une centaine de bars, ayant justement pour but de faire rejouer d'anciennes fractures afin de faciliter, dans un second temps, la remontée d'une eau réchauffée. Le projet de géothermie profonde près de Bâle, en Suisse, en a fait les frais : il a été arrêté après avoir engendré trois tremblements de terre de magnitude supérieure à 3 de décembre 2006 à janvier 2007. Des secousses sans conséquences, mais qui ont ravivé le spectre du séisme ayant rasé Bâte en 1356.


À 200 km de là, le site pilote français de Soultz-sous-Forêts, dans le Bas-Rhin, connaît aussi des pics de sismicité lors des tests de stimulation hydraulique. En juillet 2000,7500 séismes de magnitude supérieure à 0,2, dont une centaine supérieure à 2, ont ainsi été générés. En mai 2003, 4000 secousses ont été enregistrées, dont une de magnitude 2,9 qui a surpris les sismologues. "Cette année-là, nous avons non seulement induit des microséismes, mais aussi déclenché une petite crise sismique sur une faille passant à proximité du puits d'injection", explique Louis Dorbath, de l'Observatoire des sciences de la Terre à Strasbourg. Deux autres projets de géothermie profonde ont déclenché des tremblements lors d'opérations de stimulation hydraulique : un de magnitude 3,1 à Rosemanowes en Angleterre, et un de magnitude 3,7 à Copper Basin, en Australie. En outre, la géothermie s'accompagne parfois de mouvements de sol "au ralenti"! Comme à Staufen (Allemagne), où un forage a transpercé en 2008 une nappe d'eau souterraine. Depuis, les sols de la ville gonflent et se soulèvent...


CAS DES GAZ DE SCHISTE


Comme la géothermie profonde, la technique d'extraction des gaz de schiste fait appel à la technique de fracturation hydraulique qui pourrait être la cause de tremblements de terre. En effet, les cas de séismes possiblement associés à cette pratique se sont multipliés, particulièrement aux États-Unis, qui connaissent une ruée vers ces gaz non conventionnels.

 

Dernier exemple en date : un tremblement de terre de magnitude 4 a surpris les habitants de la ville de Youngstown, dans l'Ohio, le 31 décembre 201l. Annoncé par une dizaine d'autres de moindre ampleur au cours des mois précédents, ce séisme pourrait avoir été provoqué par un puits mis en service fin 2010, et dans lequel ont été injectées des tonnes d'eaux usées ayant servi à la fracturation hydraulique. Selon John Armbruster, de l'université Columbia (New York), "le séisme du 31 décembre a eu lieu à environ 1 km du fond du puits d'injection". Fin novembre, ce géologue avait installé quatre sismographes sur le site pour cerner l'origine de ces séismes survenus dans une zone historiquement inactive. La proximité entre le puits et la secousse est pour le moins troublante... Mais prouver le lien de cause à effet reste cependant délicat.

 

Un rapport du Bureau géologique américain, publié en août 2011, qui analysait cinquante séismes enregistrés dans une exploitation de gaz de schiste en Oklahoma, concluait ainsi : "La forte corrélation spatiale et temporelle suggère que ces séismes ont pu être déclenchés par l'activité de fracturation hydraulique, mais il est impossible de dire avec un haut degré de certitude si c'est le cas ou non." La société qui exploite le puits d'injection de Youngstown nie d'ailleurs toute implication. Au contraire de la compagnie Cuadrilla Resources qui a admis, en novembre dernier, être probablement à l'origine de deux séismes survenus en Angleterre, au mois d'avril et au mois de mai 2011.

 

Pour en savoir plus :


Bellanger B. (2009). – Quand l'homme fait trembler la terre Science & Vie avril 2009, n° 1099, pp. 44-59

29/12/2011

Géologie de la région de Thise

Arc en ciel_Thise.jpgGéologie de la région de Thise


par Patrick Rolin
Maître de Conférences à l'Université de France-Comté

 

La commune de Thise s'étend en partie sur le plateau de Chailluz-Thise et d'autre part, sur la plaine alluviale du Doubs.

La majeure partie du plateau de Chailluz-Thise est occupé par la forêt. Ce plateau est constitué de terrains du Jurassique moyen (Dogger), très faiblement inclinés (de 3°) vers la vallée du Doubs. Vers le nord-ouest, il se raccorde à la colline du Fort de la Dame-Blanche qui forme un large anticlinal (pli en forme de voûte) culminant à 619 m au Fort de la Dame-Blanche et dont le flanc septentrional est vigoureusement érodé par des ravins dominant de 300 à 400 m la plaine alluviale de l'Ognon (voir plus bas colonne lithostratigraphique du faisceau bisontin). Cet anticlinal est percé dans son axe par une combe bordée de crêts, dont le plus marqué dans le paysage, et surtout le plus élevé, est celui du Fort de la Dame-Blanche. Au sud-est, le plateau de Chailluz s'abaisse par deux gradins presque tabulaires, limités par deux escarpements de failles d'une vingtaine de mètres de hauteur (escarpements nord-est—sud-est de Thise et du Trébignon), avant de s'ennoyer sous les alluvions de la plaine alluviale du Doubs.

Avants-Monts jurassiens11.jpg

(Document LGV modifié. Pour agrandir, cliquer sur le document)

 

Le Doubs qui coule à des altitudes comprises entre 250 et 220 m entaille profondément en rive gauche les reliefs du faisceau bisontin qui culminent au fort de Montfaucon (620 m) et qui sont formés de terrains datant du Jurassique inférieur au Jurassique supérieur, plissés et faillés (voir carte géologique ci-dessous). La rivière décrit néanmoins de nombreux méandres, dont l'histoire complexe est soulignée par des cluses correspondant à d'anciens cours abandonnés.

 

La plaine alluviale du Doubs, très large entre Thise et Chalezeule, est donc dominée en rive gauche par les pentes raides des collines de Montfaucon. En aval de Chalezeule, cette plaine devient très étroite, et s'encaisse entre les collines de Montfaucon et le plateau des Clairs-Soleils.

 

Le remplissage alluvial des vallées de l'Ognon et du Doubs est marqué par des terrasses étagées de 5 m à 20 de mètres, voire emboîtées, bien visibles dans le paysage. Ces terrasses, plus ou moins érodées pour les plus hautes, marquent les différentes étapes de remblaiement et de creusement des vallées par les rivières. Notons que les terrasses les plus hautes et donc les plus anciennes de la vallée du Doubs sont des lambeaux de la plaine alluviale du Paléo-Rhin qui s'écoulait, il y a un à deux millions d'années vers le sud pour rejoindre le Rhône, avant d'être dévié vers la Mer du Nord ; c'est le Paléo-Rhin qui a façonné l'essentiel de l'actuelle vallée du Doubs (voir plus bas).

 

Carte Géol Chailluz_11.jpg

Carte de la région Palente-Thise © Patrick Rolin

(Pour agrandir, cliquer sur le document)

 

Nature et légende des différentes strates sédimentaires

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinFz. Basse terrasse actuelle. Elle est bien développée dans la vallée du Doubs (plaine de Thise) où elle est essentiellement calcaire. Les quelques torrents temporaires dont les cônes de déjection atteignent les rives du Doubs (Montfaucon) déposent surtout des matériaux argileux provenantdes marnes liasiques.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinFy. Moyenne terrasse. Les alluvions de la moyenne terrasse dépassent de peu (moins de 10 à 15 m) les plaines de débordement.

 

 

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinFx. Haute terrasse. Dans la vallée du Doubs, des placages souvent riches en graviers siliceux sont localisés à Chalèze (+ 50 m).

 

 

 

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j8. Kimméridgien (60 à 70 m). Ayant fourni de très rares exemplaires d'Aspidoceras lallierianum, le Kimméridgien peut être subdivisé en deux ensembles qui, pour des raisons graphiques, n'ont pas été séparés sur la carte :

b) Le Kimméridgien supérieur (30 m) (Virgulien des auteurs) formé d'une alternance de marnes et de calcaires à pâte fine ou lumachelliques en petits bancs et débutant par un niveau riche en glauconie. Exogyra Virgula est le fossile dominant ; d'autres Lamellibranches et des Brachiopodes lui sont associés.

a) Le Kimméridgien inférieur (Ptérocérien des auteurs), essentiellement constitué de calcaires compacts, débute lui aussi par un niveau glauconieux, un peu plus marneux. Les fossiles y sont surtout abondants à la base, et constituent une faune classique : Pterocera oceani, Ceromya excentrica, Pholadomyes, Trichites (= fragments de Pinnigera). Exogyra bruntrutana, Terebratula subsella, etc.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj7. Séquanien (85 à 90 m). Le Séquanien est constitué de deux séries calcaires, séparées par des marnes à niveau gréseux et plaquettes de calcaires :

c) Le Séquanien supérieur est formé de calcaires variés, le plus souvent sublithographiques et graveleux, cryptocristallins ou à pâte fine et oolithiques.

b) Les marnes, souvent difficiles à observer, mais formant une combe, sont parfois coupées de plaquettes calcaires couvertes d'Astartes (Astartien des auteurs), de petits Gastéropodes ou d'Exogyres. Leur faune caractéristique consiste en une associationd'Exogyra nana et d'articlesd'Apiocrinus meriani, accompagnés de quelques Zeilleria egena.

a) Dans le Séquanien inférieur dominent des calcaires sublithographiques assez bien lités. Dans le faisceau bisontin, des oogones de Characées ont été trouvés au sommet des calcaires (la Vèze). Un banc remarquable, à débit prismatique, constitue un excellent repère local dans la série du flanc SE de l'anticlinal de la Citadelle. Aucune Ammonite n'a été signalée sur l'ensemble de la feuille ; en revanche, des Pseudocyclamines sont fréquentes dans tout le Séquanien.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj6. Rauracien (40 à 45 m). Il s'agit du faciès coralligène de l'Argovien terminal, que l'on peut subdiviser en deux parties de puissance à peu près égale :

b) au sommet, un ensemble de calcaires oolithiques ou pisolithiques, avec nombreux débris de fossiles plus ou moins roulés (Nérinées, Diceras, radioles de Cidaris) ;

a) à la base, des dépôts récifaux à Polypiers et Solénopores, avec des articles d'Apiocrinus, des tests de radioles de Cidaris, des Térébratules, etc.

 

 géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj5. Argovien sensu stricto (40 à 50 m). Marneux à la base, l'Argovien comprend ensuite les couches dites à Pholadomya exaltata : ce sont des marno-calcaires bien stratifiés, parfois feuilletés, dans lesquels s'intercalent des bancs de 15 à 30 cm, plus compacts, renfermant des chailles et des fossiles silicifiés (Rhynchonella thurmanni, Terebratula galienei, Millericrinus, Serpules, Collyrites bicordatus). Le sommet de l'Argovien devient de plus en plus calcaire et renferme quelques Polypiers et des fossiles silicifiés (Apiocrinus, radioles de Cidaris, etc.) apparaissant en blanc sur le fond grisâtre de la roche.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj4. Oxfordien (30 à 45 m). L'Oxfordien présente son faciès classique de marnes bleues à Ammonites pyriteuses (Creniceras renggeri, Cardioceras cordatum, Perisphinctes perarmatum, etc. associés à Pentacrinus pentagonalis, Hybolites hastatus, petits Brachiopodes et Lamellibranches). Autrefois exploitées pour la fabrication de tuiles, ces marnes ont souvent glissé ou sont recouvertes d'éboulis, mais donnent des dépressions caractéristiques (combes).

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj3b. Le Callovien supérieur (2 à 5 m), présente un faciès différent. On peut distinguer :

b) au sommet, des marnes jaunes ou noires sableuses renfermant de nombreuses Ammonites caractéristiques des zones à Quenstedtoceras lamberti et Peltoceras athleta : Qu. praelamberti, Peltoceras athleta, de grandes Collotia, Kosmoceras spinosum, de nombreux Hecticoceras ;

a) à la base, un calcaire argileux à oolithes ferrugineuses (0,90 cm à quelques cm) riche en Erymnoceras coronatum, Reineckeidae et Kosmoceratidae, reposant sur la surface rubéfiée et taraudée de la Dalle nacrée.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj3a. Dalle nacrée (Callovien inférieur)

Il s'agit de calcaires assez différents l'un de l'autre, mais qui ont été groupés dans les régions à tectonique complexe sous la notation j3-2.

La Dalle nacrée (j3a) représente le Callovien inférieur ainsi qu'en témoignent de très rares exemplaires de Macrocephalites : c'est un calcaire à oolithes et entroques, auquel des stratifications entrecroisées et de nombreuses interruptions de sédimentation (surfaces corrodées et perforées, Huîtres plates, galets plats provenant de la reprise du dépôt consolidé) donnent son aspect caractéristique en dalles ("laves" des habitants). Son épaisseur varie de 6 à 15m environ sur la feuille.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinj2. Bathonien

Bien que la Dalle nacrée repose le plus souvent sur une surface perforée et rubéfiée tranchant sur les calcaires sous-jacents, on observe localement près de Besançon, entre les deux formations, quelques mètres au plus de marnes ayant une disposition lenticulaire, que leur faune (Oboyothyris obovata et autres Brachiopodes) permet de dater du Bathonien supérieur et que l'on désigne sous le nom de Marnes de Champforgeron (j2M).

Les calcaires notés j2 sont connus sous les noms de Calcaires de la Citadelle. Ce sont des calcaires compacts, massifs, le plus souvent sublithographiques mais aussi graveleux, surtout à leur base et à leur sommet, ils ont 60 à 70 m d'épaisseur. La microfaune (Trocholines, Valvulinidés, Miliolidés) y est assez fréquente, mais Rhynchonella decorata, pratiquement seul macrofossile de ces couches, est peu abondant et surtout très localisé (la Citadelle, carrière près des Rancenières).

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinJ1b. Bajocien supérieur = Grande oolithe (55-60 m). Les Calcaires de Tarragnoz, de Marcou, ou Grande oolithe de nombreux auteurs, constituent un ensemble assez homogène, bien lité, à stratifications entrecroisées; le plus souvent bicolore, la Grande oolithe a été exploitée comme pierre de construction à Besançon. L'ensemble est considéré comme représentant le Bajocien supérieur (zones à G. garanti et P. parkinsoni, Parkinsonia sp. citées à la Citadelle et aux Graviers Blancs). Il n'est pas impossible que les niveaux les plus élevés, souvent plus clairs, soient équivalents de l'Oolithe blanche de Bourgogne et correspondent à la base du Bathonien.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinJ1a. Partie inférieure du Bajocien. Le Bajocien inférieur et moyen est souvent subdivisé dans le Jura en :

—  « calcaire bioclastique à Polypiers » au sommet ;

—  « calcaire bioclastique à entroques » à la base.

En fait, si la moitié inférieure de l'ensemble est toujours représentée par des calcaires à entroques, dont le ciment est assez ferrugineux, il est difficile par contre de suivre sur le terrain le niveau supérieur. Celui-ci présente en effet de très nombreuses variations de faciès assez souvent les calcaires à entroques s'y poursuivent, passant parfois (Citadelle de Besançon) à une oolithe grossière.

Des intercalations marneuses apparaissent parfois (Montfaucon) séparant des bancs de calcaires gris renfermant surtout des Pectinidés ou de petits Brachiopodes. Des Polypiers sont présents de façon sporadique (Auxon-Dessus, Buzy, Chapelle-des-Buis) et des Ammonites (Sonninia sowerbyi à Montfaucon)

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinI6b Aalénien supérieur.

Niveaux non marneux peu épais et difficiles à séparer des calcaires à entroques, l'Aalénien calcaire est formé de calcaires roux, oolithiques ferrugineux ou à entroques, renfermant des lumachelles à petits Pecten (P. pumilus) tandis que les bancs de la base, très sableux, renferment des Pleydellia.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinI6-5. Aalénien marneux et Toarcien (60 à 70 m).

Cet ensemble essentiellement marneux et foncé comprend de haut en bas :

e) des marnes sableuses,

d) des marnes micacées à Pleydellia aalensis,

c) des couches riches en petits Lamellibranches et Gastéropodes (Leda rostralis, Nucula hammeri, Trochus subduplicatus, Littorina capitanea) avec des Dumortieria, Hammatoceras insigne, et à la base des Ammonites pyriteuses : Grammoceras fal/aciosum, Polyplectus discoides...,

b) des marnes à petits nodules rouille, à Hildoceras bifrons et Coeloceras crassum,

a) les « Schistes à Posidonomyes» ou «Schistes carton» renfermant des matières organiques (20 m environ); constituant parfois un léger ressaut sur les pentes marneuses, ils représentent le Toarcien inférieur (H. serpentinum).

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinI4-3. Pliensbachien (40 à 50 m). Bien que cette série à dominance marneuse puisse être détaillée dans divers affleurements, elle a été cartographiée dans son ensemble et même parfois réunie au Lias supérieur sous la notation 16-3.

Les principaux niveaux sont les suivants :

d) Couches à Pleuroceras spinatum, 10 à 15 m, formées de marnes micacées, sableuses renfermant des bancs de calcaires argilo-sableux cloisonnés (septaria) et des nodules («miches»).

c) Couches à Amaltheus margaritatus, 20 à 30 m, formées de marnes grises plastiques, renfermant Am. margaritatus et à la base, dans un niveau noduleux Am. stokesi (Miserey).

b) Banc calcaire bleu riche en Bélemnites, à Prodactylioceras davoei au sommet, et des marnes à Waldheimia numismalis à la base.

a) Lotharingien. Sont rattachés à cet étage quelques bancs calcaires et une dizaine de mètres de marnes.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolinI3-2. Sinémurien et Hettangien ;

I1. Rhétien. Le Sinémurien et l'Hettangien constituent le Calcaire à Gryphées (8 à 10 m) renfermant à la base des Schlotheimia et, dans la partie supérieure, de nombreuses Gryphaea arcuata, Arietites bucklandi, Agassiceras scipionianum et Microderoras birchi.

Le Rhétien (15 à 20 m) est formé d'une alternance de marnes schistoïdes noires et de grès plus ou moins argileux renfermant à la partie supérieure un bone-bed d'écailles et de dents de Poissons et quelques lumachelles à Avicula contorta, Cytherea rhaetica... Dans le faisceau bisontin, l'ensemble a été groupé sous la notation I3-1.

 

géologie,jura,franche-comté,jurassique,thise,faisceau bisontin,avants monts jurassiens,doubs,patrick rolint9. Keuper supérieur (45 m).

Il s'agit de deux ensembles d'argiles bariolées, dont les teintes dominantes sont le rouge lie-de-vin et le vert, séparés par 5 m de grès, puis de dolomie (Dolomie de deux mètres des auteurs). Le niveau argileux inférieur est parfois gypsifère. Le Keuper moyen n'affleure généralement pas, mais le gypse interstratifié dans des argiles bariolées ou noires, sous un important banc dolomitique (Dolomie moellon) a été exploité en plusieurs points et notamment aux environs de Beure.

 

Commentaires

 

Les couches géologiques les plus anciennes que l'on trouve à l'affleurement sur le plateau de Chailluz sont des calcaires du Bajocien (178-170 millions d'années, voir ci-dessous colonne lithostratigraphique) qui forment le substratum de la forêt de Chailluz entre les Grandes Baraques et le crêt de la Dame-Blanche. Ces calcaires, épais d'une centaine de mètres de puissance, se débitent en bancs d'épaisseur pluri décimétriques.

 

La partie inférieure du Bajocien est essentiellement constituée de calcaires coquilliers, qui sont d'anciens sables consolidés formés d'une accumulation de fragments de coquilles, brisées par les vagues.

 

La partie supérieure du Bajocien comprend des calcaires oolithiques, qui sont également d'anciens sables constitués de minuscules billes calcaires de 1 à 1,5 mm de diamètre, cimentées entre elles : les oolithes, formées en milieu marin peu profond et très agité.

 

Du fait de leur bonne qualité technique et surtout leur bonne résistance au gel, ces calcaires oolithiques du Bajocien supérieur ont été exploités, dans les nombreuses anciennes carrières des Torcols et des Dessus de Chailluz, comme pierre de taille pour la construction de Besançon.

 

Le calcaire du Bajocien est surmonté d'une couche de 40 à 50 m d'épaisseur, du calcaire du Bathonien (170-158 millions d'années) d'une texture fine sublithographique (microcristalline), qui constitue la grande partie du substratum de la forêt de Chailluz (Grange Brochet, Fontaine Agathe, Fontaine des Acacias), et de Palente village jusqu'au lycée Pergaud. Ce calcaire fin, sans stratification bien nette, très pauvre en organismes, provient de la solidification d'une ancienne boue calcaire. Cette roche est très gélive et se découpe fréquemment en petits parallélépipèdes. Très sensible à la dissolution par l'eau, elle est responsable du paysage karstique (lapiaz et dolines) que l'on observe dans la forêt de Chailluz.

 

Au-dessus du Bathonien, le calcaire du Callovien (158-154 millions d'années) est peu épais (15 à 20 m). Il s'agit d'un calcaire coquillier et oolithique, similaire à celui du Bajocien, qui se débite en dalles fines de 3 à 10 cm d'épaisseur. Pour cette raison, ces dalles ont été employées dans le passé pour la couverture de maisons sous le nom de laves. Ce sont sur ces calcaires que sont construits les quartiers des Quatre-vents et des Orchamps et de la place des Tilleuls ; ils sont rarement visibles.

 

Le calcaire du Callovien est recouvert par des argiles callovo-oxfordiennes qui étaient bien visibles lors des travaux de l'échangeur de Palente (2008). Elles forment le substratum du quartier des Vernois et de la zone des Marnières vers le centre commercial de Chalezeule. Ces 40 m d'argiles ont été déposés entre 154 et 150 millions d'années au Callovien supérieur et à l'Oxfordien (s. str.). Ce sont des argiles bleu noir, pyriteuses, abritant une faune pélagique abondante (organismes flottants ou nageants : ammonites et bélemnites), et qui renferment parfois des débris de bois flottés. Ces argiles sont d'anciennes boues argileuses et faiblement carbonatées accumulées dans une mer peu profonde (moins de 30 m de fond). Dans cette mer, la faune pélagique était chassée par des dinosaures marins carnassiers, comme le plésiosaure dont un exemplaire a été retrouvé dans les argiles excavées pour la construction de l'échangeur de Palente. (voir l'article : le Plésiosaure de Palente). Des îles émergeaient, couvertes de végétaux, dont les débris ont donné les bois flottés.

 

Ces argiles grises du Callovo-Oxfordien sont propices à la fabrication de tuiles et elles ont été exploitées dans des carrières au pied du Fort-Benoît pour alimenter les tuileries du Vernois et de Palente.

 

Les argiles callovo-oxfordiennes sont surmontées par une formation marno-calcaire argovienne (150-147 millions d'années), que l'on ne trouve que sur les hauteurs des Clairs-Soleils. Cette formation comprend à la base une alternance de bancs de calcaires crayeux renferment de gros silex gris noirâtres et de lits marneux de couleur gris beige ; elle comprend au sommet des bancs calcaires très riches en restes d'organismes silicifiés : coquilles, tiges de crinoïdes, tests d'oursins, coraux…

 

Les dépôts marins les plus récents sont les formations du Rauracien et du Séquanien, préservées par l'érosion sur la colline de Bregille. Ces terrains apparaissent également dans le substratum de la vallée de l'Ognon, et se retrouvent dans des écailles tectoniques sous le chevauchement des Avants-Monts (voir carte et coupe géologiques).

 

La formation calcaire du Rauracien (147-144 millions d'années), épaisse de 30 à 40 m, est constituée de faciès très variés qui se succèdent dans le temps :

- à la base des calcaires coquilliers jaunâtres, à coquilles non silicifiées ;

- puis des calcaires oolithiques ;

- et enfin, au sommet, un calcaire oolithique à oncolithes ovoïdes plurimillimétriques. (Ces oncolithes sont des encroûtement algaires centimétriques de forme ovoïdes centimétriques développés autour de débris de coquilles).

 

La formation calcaire du Séquanien affleure sur la colline de Bregille. Elle comprend des calcaires sublithographiques très gélifs, à stratifications planes parallèles, renfermant des oncolithes et des tapis algaires découpées parfois par des fentes de dessiccation. Elle traduit un milieu de dépôt proche de l'émersion et calme. Ces calcaires du Séquanien représentent les terrains les plus jeunes appartenant aux plateaux de Chailluz.

 

Argiles callovo-oxfordiennes, marnes argoviennes et calcaires du jurassique supérieur (voir colonne stratigraphique) recouvraient jadis tout le plateau de Chailluz-Thise. Ces formations géologiques ont été décapées par l'érosion, mais préservées dans la colline de Clairs Soleils, qui consitue ainsi une butte témoin. Les marnes argoviennes sont particulières car elles renferment de gros silex, bruns ou gris noirâtres, communément appelés "chailles". L'érosion les a dégagés des marnes, et les cours d'eau les ont transportés et accumulés par places sur le plateau de Chailluz, où ils constituent des épandages importants.

Au cœur du pli de la Dame-Blanche profondément érodé, apparaissent des dépôts du Lias et du Trias, plus anciens que ceux qui constituent le substratum du plateau de Chailluz.

 

En descendant le crêt de la Dame-Blanche par l'ancien chemin de Tallenay à Bonnay, on rencontre :

 

- des calcaires oolithiques roux et ferrugineux de l'Aalénien (181-178 millions d'années) qui jalonnent plus ou moins le crêt de la Dame-Blanche ;

 

- puis, plus d'une centaine de mètres d'argiles marneuses grises du Lias (204-181 millions d'années) dans les pentes aux pieds du crêt. Ces argiles affleurent mal car elles sont plus ou moins masquées par les éboulis de pente provenant des éboulements des falaises de la Dame-Blanche. Ces argiles se sont déposées dans un milieu calme d'une vasière argilo-marneuse, probablement peu profonde.

 

Au fond de la combe, en plusieurs endroits apparaissent des argiles rouges et vertes du Trias supérieur (230-204 millions d'années épaisses d'une centaine de mètres), qui sont les plus anciens terrains à l'affleurement de la région. Ces argiles renferment des niveaux de gypse et de sel, ce sel ayant été exploité à Miserey-Salines et à Châtillon le Duc). Le Trias salifère s'est déposé en climat tropical sec, dans une vasière très peu profonde et souvent asséchée (similaire aux chotts tunisiens actuels), marqué par une très forte évaporation de l'eau de mer.

 

faisceau bisontin11.jpg

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Ces argiles du Trias supérieur sont les terrains les plus anciens connus dans la région. Elles reposent dans les Avants-Monts sur des calcaires du Jurassique supérieur (rauraciens et séquaniens), connus à l'affleurement, et surtout recoupés par un forage pétrolier réalisé près de l'ancienne ferme de la Baume. Cette anomalie de superposition des terrains s'explique par l'existence d'un important chevauchement (faille plate) qui met en superposition anormale les argiles du Trias supérieur sur les calcaires du Jurassique supérieur (voir coupe géologique).

 

Rolin_Coupe géol Chailluz11.jpg

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Ce chevauchement décolle le Trias supérieur et les terrains du Jurassique et les fait glisser sur un substratum constitué d'un socle métamorphique et granitique hercynien recouvert de grès et de calcaires du Trias inférieur et moyen (245-230 millions d'années).

 

Ce chevauchement recoupe également une importante faille profonde verticale, plus ancienne que lui, de direction NE-SW que l'on situe approximativement à l'aplomb de l'A36. C'est la faille dite de l'Ognon. Cette faille, qui est une ancienne faille hercynienne, ferait remonter le socle et le Trias inférieur-moyen sous la forêt de Chailluz par, rapport aux terrains du Jurassique supérieur présents dans la vallée de l'Ognon (voir coupe géologique ci-dessus).

 

Pour résumer, l'histoire géologique de cette région débute au Primaire par la formation d'une ancienne montagne, la Chaîne hercynienne. Cette chaîne a été usée et rabotée à la fin du Primaire (avant 245 millions d'années) par l'érosion pour former le substratum (le socle) des dépôts du Secondaire.

 

Une mer a recouvert ce socle au Secondaire. Comme le montre la nature des sédiments marins décrits plus haut déposés dans une mer chaude, tropicale et surtout peu profonde (10 à 50 m), il s'agissait d'une mer peu profonde et parsemée de récifs formant des atolls et lagons, un peu comme dans les Bahamas actuelles. La mer s'est retirée de la région à la fin du Jurassique vers 130 millions d'années, et n'y est revenue que brièvement au cours du Crétacé (mais les dépôts du Jurassique supérieur et du Crétacé sont érodés et absents dans le secteur Thise-Palente).

 

À la fin du Tertiaire (vers 7 à 2 millions d'années), les poussées tectoniques induites par la formation des Alpes désolidarisent les terrains du Secondaire du socle hercynien.

 

Les terrains secondaires vont glisser au niveau des argiles du Keuper, le long du chevauchement des Avants-Monts, et surtout vont se plisser dans les Avants-Monts dans les secteurs de la Dame Blanche , de Bregille et former l'anticlinal de la Citadelle de Besançon et l'anticlinal et le chevauchement de Montfaucon.

 

En revanche, les terrains du secteur de Palente-Thise et la forêt de Chailluz échappent au plissement et restent presque tabulaires formant un plateau stable horizontal ou très légèrement basculé vers le Doubs. Mais ce plateau a été disloqué par des failles verticales apparaissant notamment entre Palente et Thise. Un ensemble complexe de failles affecte ainsi la commune. Ces accidents tectoniques s'impriment dans le paysage par de brutales différences  du relief dénonçant les cassures du sous-sol sous-jacentes. C'est le cas de l'escarpement de faille qui marque la Côte des Buis et le coteau du Fronchot qui domine le Sourbier ainsi que de l'escarpement de faille du Trébignon (voir carte ci-dessous).

 

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Principales failles dans la région de Thise © Patrick Rolin

 

Les poussées tectoniques sont toujours actives dans la région qui connaît une activité sismique notable. Cette activité est attestée par le souvenir du dernier séisme du 23 février 2004 (épicentre au sud de Roulans), et surtout par la base de données SisFrance qui répertorie 115 séismes historiques ressentis dans la région bisontine. Le séisme de Thise du 30 octobre 1928 (voir Sismologie dans la région de Thise), de magnitude 5,2 était l'un des plus forts. Il a causé à Thise des dommages prononcés, notamment l'effondrement de cheminées et l'écroulement de pans de murs.

 

Pour se limiter à la géologie de la seule agglomération thisienne, le village est situé sur la rive droite du Doubs où le lit majeur du Doubs s'élargit une large plaine alluviale occupée par l'aérodrome. Cette plaine est dominée d'ouest en est par les reliefs des Buis, du Fronchot et des Vaux encerclant le village. L'ensemble de ces zones est essentiellement constitué par des terrains calcaires ou calcaires-marneux du jurassique moyen (Séquanien, Argovien, Rauracien) qui forment l'ossature des collines. Les argiles callovo-oxfordiennes bien visibles au niveau de la zone des Marnières vers le centre commercial de Chalezeule tracent dans Thise une étroite bande de marne bleue formant le substratum des terrains entre Z.I. et les Andiers ainsi que celui du village historique (le Paret, l'église, Champenâtre, le Sourbier) et qui se prolonge vers l'est en direction de Beaupré.

 

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Carte géologique du secteur de Thise

1. Source du Paret 2. Source du Trébignon © Patrick Rolin

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L'Ognon et le Rhin qui coulaient depuis plusieurs millions d'années dans la région vont s'encaisser dans les formations secondaires pendant le soulèvement induit par le plissement des couches lors de la formation du Jura. Il y a environ deux millions d'années, le Rhin, dévié vers la mer du Nord lors de l'effondrement du graben alsacien a abandonné sa vallée occupée ensuite par le Doubs, l'un de ses anciens affluents. Il a laissé des terrasses étagées, les plus anciennes n'ayant aucun rapport avec le Doubs.

 

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Circulations d'eaux souterraines dans la région de Thise

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Des circulations d'eau souterraines sont responsables d'une karstification importante des calcaires bajociens et bathoniens, et de la formation d'environ 1000 dolines qui parsèment le plateau de la forêt de Chailluz et la forêt des Vaux. Une vue aérienne de la forêt ne permet pas d'apercevoir ces dolines en raison de la végétation. Pourtant, il existe une technique de télédétection qui permet de s'affranchir de la présence des arbres. Il s'agit du Lidar (Light Détection and Ranging) constitue cette technique qui permet de modéliser la topographie du sol et qui a permis la mise en place du projet Lieppec (Lidar pour l'Étude des Paysages Passés et Contemporains) soutenu par la Maison des Sciences de l'Homme et de l'Environnement de l'Université de Franche-Comté.

 

De quoi s'agit-il ? Le Lidar fournit un nuage de points en trois dimensions au niveau du sol. L'image traitée accuse des différences de reliefs inférieures à 20 cm : document ci-dessous.

 

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Forêts de Chailluz et des Vaux ponctuées de dolines

(SIG & DAO C. Fruchart 2011 - LIEPPEC,

MSHE CN Ledoux, Univ. Franche-Comté)

 

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Sources :

- documents originaux établis par Patrick Rolin.

- carte géologique de la région de Besançon.

- En Direct, Revue de l'Arc jurassien mai 2010 n° 230 p. 22-23.

28/12/2011

Les ocres de Roussillon en Provence

 

Roussillon_27-logo.jpgLes ocres de Roussillon en Provence

le Colorado provençal

 

Les ocres du Luberon fascinent. De Roussillon à Gignac, en passant par Villars, Gargas et Rustrel, les anciennes carrières d'ocre de la vallée d'Apt (Vaucluse) dont l'exploitation est abandonnée depuis près de soixante ans, les flamboyantes couleurs des ocres attirent une foule de touristes et d'artistes.

 

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Situation de Roussillon en Luberon

(Document : parc naturel régional du Luberon)

 

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Roussillon entre Gordes et Apt

(Cliquer sur la carte pour l'agrandir)

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Le village de Roussillon et le sentier des ocres

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Roussillon en Luberon représente le plus grand gisement d'ocre du monde. Sa célébrité vient de cette terre magique, imprégnée d'oxydes éclatant en des teintes qui parcourent le spectre du violet sombre au jaune dessinant une palette de rouges, de roses et d'oranges. Le sol est rouge flamboyant, par endroit orangé. Parfois il tire sur le jaune ou même le vert et avec le soleil couchant, il vire au violet sombre. Les ocres colorent les paysages du Luberon et également les maisons du village. "Cette colline incandescente est l'endroit le plus difficile à décrire car, pour bien la raconter, il ne faut ni mots ni dessins au trait, mais une palette de peintre" s'enthousiasme Patrick Ollivier-Elliott.

 

On connaît l'importance de l'ocre pour l'espèce humaine Homo sapiens sapiens. L'ocre est l'objet d'anciennes pratiques en Afrique il y a quelque 300 000 ans. Elle fait l'objet d'un usage cosmétique, marqueur culturel de l'espèce quand l'espèce quitte l'Afrique il y a 60 000 à 70 000 ans. Ce fard rouge représente alors pour les femmes un tabou d'inaccessibilité aux mâles avant le retour de la chasse. C'est également un marqueur de parenté au sein du clan et un signe cosmologique. L'ocre est abondamment utilisée dans l'art pariétal pour les peintures rupestres qui ornent les grottes comme la grotte Chauvet ou la grotte Cosquer et constitue un marqueur de la spiritualité de l'espèce humaine.

L'ocre est redécouverte par les Romains, oubliée jusqu'à la Révolution et ensuite commercialisée pendant un siècle dans le monde entier pour ses propriétés colorantes inaltérables. Pigment naturel, l'ocre fait aujourd’hui un retour en force, redonnant vie à de nombreuses activités, touchant la peinture, la décoration, la poterie et le bâtiment.

 

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Carte géologique du Luberon

(Document : parc naturel régional du Luberon)

(cliquer sur la carte pour l'agrandir)

 

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Légendes de la carte géologique du Luberon

(Document : parc naturel régional du Luberon)

 

Histoire géologique du Luberon

 

L’histoire géologique du Luberon explique l'origine et la genèse des ocres de la région. Elle est rythmée par une succession d’événements en particulier le dépôt de sédiments marins, lagunaires ou lacustres : calcaires, marnes, sables… Les fossiles d’animaux et de végétaux retracent l’évolution des climats et des paysages et permettent la datation de ces dépôts. Enfin, failles et plis attestent des fortes tensions et des étirements qu’a subi le territoire.

 

Cette histoire peut être retracée jusqu’à 160 millions d’années, âge des plus anciennes roches présentes sur le Parc.

 

De -160 à -100 millions d'années : la mer couvre la région

 

Depuis 40 millions d'années (-200 Ma) la Provence est recouverte par la mer. Les sédiments marins se transforment en roches, principalement des calcaires et des marnes. Il y a environ 120 millions d’années, dans des eaux chaudes et peu profondes, abondent rudistes, oursins, coraux et algues calcaires. Les roches qui témoignent de cet épisode sont les calcaires blancs, massifs, dits « urgoniens » qui occupent aujourd’hui les monts de Vaucluse, le Petit Luberon, les Calanques de Marseille…

 

Vers -110 Ma,

 

par suite de la poussée de la plaque africaine, un mouvement général d'approfondissement se produit en Provence. La région est ennoyée et des argiles grises recouvrent les calcaires urgoniens. Se déposent ensuite des sables, issus de l’érosion des massifs émergés. Dans la mer, ce sable est coloré en vert par un minéral argileux contenant du fer, la glauconie.

 

-100 millions d'années : les ocres, résultat d'une émersion

 

Vers -100 Ma, la poussée de la plaque africaine entraîne un épisode de plissement et un lent soulèvement. Une bande de terre émerge entre Massif central et Maures, c'est le « bombement durancien ». Les sables verts subissent une profonde altération sous l'action d'un climat tropical humide. Les sables verts vont donner les sables ocreux du bassin d’Apt.

 

-50 millions d'années : paysages africains

 

Dans la région, le climat est très sévère. Règne une savane aride où évolue une faune de mammifères, herbivores et carnivores, dont de nombreux fossiles ont été retrouvés à Saint-Saturnin-lès-Apt.

 

Il y a environ 40 millions d'années,

 

une nouvelle phase de plissement, dite « pyrénéo-provençale » se produit. Le Luberon, ainsi que les autres reliefs provençaux d’orientation est-ouest (Ste-Victoire, Ste-Baume, Nerthe, etc.), se mettent en place.

 

-35 millions d'années : naissance des grands lacs

 

Des mouvements d’étirement de l'écorce terrestre entraînent la mise en place de grands fossés d'effondrements, en Alsace, en Limagne, en Bresse et dans le Luberon. Limités par des failles, ces fossés vont favoriser l'installation de grands lacs et lagunes où se déposent des marnes, des grès et des calcaires. Ces dépôts sont exceptionnels par leur épaisseur (600 mètres à Apt, 3000 mètres à Manosque) ainsi que par leur richesse en substances utiles qui ont été ou sont encore exploitées: sel, gypse, lignite, soufre, etc.

 

C’est de cette époque que datent la majorité des sites de la Réserve Naturelle géologique du Luberon.

 

-20 millions d'années : le retour de la mer au Miocène

 

Autour de –20 millions d’années, au Miocène, sous un climat chaud, la mer revient sur le territoire. Elle dépose tantôt de la molasse, calcaire riche en débris d’organismes tels que les coquilles St-Jacques, les huîtres…, tantôt des safres, calcaires plus sableux, très sensibles à l’érosion.

 

La mer miocène balaie le territoire du Luberon à plusieurs reprises pendant près 10 millions d’années. Pendant ce temps, le massif s’élève lentement. À ses pieds, il abrite une faune de savane (gazelles, cerfs, rhinocéros, éléphants, tigres...) dont les fossiles ont été trouvés à Vaugines et à Cucuron.

 

La formation du Luberon s’achève à –5,8 millions d’années.

 

De –5,8 à -2 millions d'années : histoire mouvementée de la Durance

 

À –5,8 Ma, le détroit de Gibraltar se ferme et l’eau de la Méditerranée s’évapore. Le niveau baisse de plus de 1000 mètres ! En réponse à cet événement, les cours d’eau riverains creusent de profond canyons. Il en est ainsi pour la Durance et certains de ses affluents (Régalon, Aigue-Brun, Eze).

 

La remise en eau du bassin méditerranéen intervient après l’ouverture du détroit de Gibraltar, vers –5,3 Ma. Un bras de mer, appelé ria, occupe le canyon de la Durance et se prolonge dans ses affluents. Au coeur des gorges de Régalon, des sables marins sont encore présents, protégés dans deux grottes.

 

Progressivement, les rivières occupent à nouveau leur cours. Elles déposent des alluvions et repoussent rapidement le rivage vers aval. De cette reconquête, il reste les cailloutis duranciens dits de Valensole II, à Mirabeau, ainsi que les anciens lits de l’Èze et de l’Aiguebrun.

 

De -2 millions d'années à nos jours : le Quaternaire

 

La grande originalité du Quaternaire est la succession de grandes glaciations entrecoupées d'épisodes interglaciaires. Les glaciers sont parvenus jusqu'à Sisteron mais n'ont jamais atteint le Luberon. Toutefois les paysages sont profondément marqués par ces bouleversements climatiques. L'érosion intense a entaillé les reliefs de profonds ravins.

 

Le sentier des ocres

 

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(Panneau explicatif)

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Itinéraire du sentier des ocres

(Panneau explicatif)

 

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(Panneau explicatif)

 

L’ocre est une poudre naturellement jaune qui peut devenir rouge après oxydation. Sa palette varie du jaune pâle au rouge en passant par les orangés. Elle s’extrait par décantation d’un minerai siliceux dont les poussières les plus fines constituent un kaolin (argile), chargé naturellement en oxyde de fer (qui donne la couleur).

 

L’ocre est un pigment naturel, non toxique pour la peau. L'ocre était autrefois extrait dans de nombreuses régions, et désormais l'ocre est par endroit exploité en France, en Bourgogne et en Provence.

 

Du point de vue chimique, il s'agit d'oxydes mélangés à de l'argile, du sable, qui s'étirent en des veines sinueuses émergeant dans les collines de Roussillon ou s'enfonçant sous terre autour d'Apt (où on allait les chercher par d'interminables galeries). D'autres manifestations d'érubescences de même genre se retrouvent dans le célèbre Colorado de Rustrel et dans les carrières de Bédoin.

 

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(Panneau explicatif)

 

 

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(Panneau explicatif)

 

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(Panneau explicatif)

 

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(Panneau explicatif)

 

Utilisation des ocres de Roussillon

 

L'utilisation des ocres remonte à la préhistoire et sert à colorer les premières poteries, à dessiner les premiers graphismes pariétaux, au maquillage ou à l'accomplissement de rites religieux. Avec les Romains, on assiste à une exploitation industrielle, arrêtée avec la chute de l'Empire.

 

Selon Patrick Ollivier-Elliott, "il faudra attendre la fin du XVIIIe siècle pour que Jean-Etienne Astiers redécouvre les vertus des ocres et les fasse connaître aux Marseillais d'abord, puis à la France et à l'Europe entière. Brusquement le sous-sol de Roussillon se perce de galeries comme un terrain de taupinières, des centaines puis un millier d'ouvriers forent, extraient, lavent des milliers de tonnes de couleurs : de 1910 à 1930, les pointes annuelles de production monteront à 35 000 tonnes. Les utilisations sont multiples, d'autant plus inattendues que le colorant, une fois isolé par un procédé qui s'apparente un peu à celui des marais salants, s'avère posséder deux caractéristiques alléchantes : une relative innocuité lui ouvrant la voie des usages alimentaires, et une grande plasticité quand il est mis en pâte aqueuse. Aussi emploie-t-on, durant tout le XIXe siècle et le début du XXe, les ocres dans le chocolat, le rouge à lèvres, le fond de teint, les peintures, mais aussi dans le polissage des surfaces ou le malaxage du caoutchouc."

 

Si l'exploitation des ocres apporte une certaine richesse, elle génère en contrepartie quelques nuisances qui font grogner les Roussillonnais : les poudres sont légères et portées par les vents qui parcourent la vallée d'Apt les immiscent jusqu'à l'intérieur des habitations.

 

Un autre danger : les innombrables galeries finissent par miner la région d'autant que le village lui-même a des assises fragiles : la chute d'une partie de la falaise au milieu du XIXe siècle a menacé de faire s'écrouler l'église. Mais ceci ne suffit pas à freiner le développement des ocres, dont l'apogée se situe vers les années 1910, et pour lesquelles on installe spécialement une gare afin d'en faciliter l'expédition hors de la région.

 

Dès l'entre-deux-guerres, la concurrence des colorants chimiques entraîne une chute de la consommation qui s'écroule après la Deuxième Guerre. Les dernières exploitations vont fermer une à une et, en 1953, l'exploitation de l'ocre roussillonnaise est définitivment arrêtée.

 

L'ocre sert principalement aujourd’hui à colorer les peintures et les enduits, fabriquer les teintures. Il sert également dans la teinte des émaux, papiers, encres... Il est fortement concurrencé par tous les colorants chimiques utilisés aujourd'hui en peinture, en teinturerie, en cosmétique ainsi que dans l'alimentation.

 

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La végétation des ocres

 

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(Panneau explicatif)

 

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(Panneau explicatif)

 

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(Panneau explicatif)

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(Panneau explicatif, détail)

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(Panneau explicatif, détail)

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(Panneau explicatif)

 

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(Panneau explicatif)

 

Le village de Roussillon en Provence

 

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Roussillon posé sur sa colline d'ocre

 

Perché au cœur des gisements maintenant en sommeil, Roussillon est avant tout une palette de peintre, un lieu magique, où les combinaisons d'oxydes confèrent à ses ocres une infinie variété de couleurs, que l'on retrouve dans le paysage, sur les façades de ses maisons ou en trompe l'œil sur un portail. Avec une histoire qui plonge ses racines dans un passé millénaire, son charme est essentiellement dans le dédale de ses ruelles et dans ses couleurs. Grâce à sa chaude lumière, même hors saison, c'est un village de douceur de vivre et d'accueil (galeries et artisanat d'art) ; Roussillon est aussi un village gastronomique.

Les maisons de Roussillon empruntent leurs couleurs à leur environnement. Elles sont plus bariolées que nulle part ailleurs en Provence.

Une rue centrale sinueuse conduit au Castrum là où s'élevait autrefois le château médiéval. Les portes et les façades de maisons des XVIIe  et XVIIIe siècles agrémentent le parcours.

 

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Les maisons de Roussillon empruntent leurs couleurs à leur environnement

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La place de l'église

 

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Quelques friandises qui font le bonheur des dames

 

Le Conservatoire des Ocres

 

Située au cœur du massif des ocres, à Roussillon dans le Luberon, en Provence, l’ancienne usine d’ocre Mathieu est un centre sur les matériaux de la couleur.

 

À l’instar d’un conservatoire de musique, le Conservatoire des ocres est un lieu de pratique, de transmission et de partage des savoir-faire liés à la couleur.

 

Les 5 hectares du site de lavage des ocres ont gardé tout le caractère de cette industrie, et les 2000 m2 des anciens moulins à ocre abritent aujourd’hui le Conservatoire, lieu de pratique et d’apprentissage de la couleur, ouvert toute l’année aux amateurs comme aux professionnels.

 

L'ensemble des activités du Conservatoire des ocres permet de découvrir, d’utiliser et d’acquérir les ocres et les matières colorantes et de promouvoir leurs praticiens.

 

Un Jardin des Teinturiers™ permet de s’initier aux couleurs végétales, dont le Vaucluse fut grand producteur.

 

Les bâtiments accueillent régulièrement des rencontres qui peuvent également être à l'initiative d’autres organismes liés au sujet des couleurs par location de salles.

 

Sources :

- Dépliant touristique du village de Roussillon en Provence

- Dépliant touristique du parc naturel régional du Luberon

- Panneaux explicatifs disposés le long du sentier des ocres

- Patrick Ollivier-Elliott (1996) - Luberon, Carnets d'un voyageur attentif, éditions Edisud

24/11/2011

Le Marais de Saône et les circulations souterraines

 

MaraisSaône_logo .jpgLe Marais de Saône et les circulations souterraines

 

par André Guyard et Michel Cottet

 

Sortant de Besançon, lorsque l'on emprunte la RN 57 en direction de Pontarlier et de la Suisse, la route gravit un relief accusé surplombant la vallée du Doubs à l'est de la ville. C'est le Faisceau bisontin. Après son franchissement on débouche sur un plateau, le plateau de Montrond.

 

En contrebas de la surface peu ondulée et boisée du plateau de ce plateau est dégagée une dépression plane et humide : il s'agit du Marais de Saône. Cette zone humide représente une réserve d'eau alimentant différentes sources situées dans la vallée du Doubs (et naguère, peut-être la vallée de la Loue, voir plus loin).

 

C'est le professeur Eugène Fournier, géologue et hydrologue qui s'est intéressé aux circulations karstiques particulièrement intenses dans la région en particulier à la circulation des eaux autour du Marais de Saône. Après avoir fait l'inventaire et la description des cavités, sources et pertes de la région de Saône, il s'est intéressé à la circulation des eaux souterraines issues du marais et démontré la complexité du réseau souterrain d'écoulement des eaux du marais. Ses travaux effectués au début du XXe siècle  ont été corroborés et complétés depuis par les hydrogéologues de l'Université de Franche-Comté sous la direction du professeur Pierre Chauve.

 

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Vue satellite du Marais de Saône
(Document Google Earth)
 
 
Le Marais de Saône a une importance stratégique pour la ville de Besançon : il constitue une part importante de ses ressources en eau potable à travers ses pertes qui vont alimenter les sources d'Arcier exploitées par la Ville (Voir les deux articles concernant la Source d'Arcier). Le schéma ci-dessous retrace les trois périmètres de protection de la zone.

 

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Périmètre de protection des eaux du Marais de Saône
et principales pertes alimentant le réseau aquifère
(Document Ville de Besançon vue grossie : Marais_Saône.pdf)

 

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Légendes de la figure précédente

 

À la suite d'Eugène Fournier, différentes cavités ont été signalées. Elles ont été répertoriées par Pierre Chauve. L'ensemble de ces cavités débouche sur un réseau d'aquifères qui parcourt le karst sous-jacent. Sur la carte ci-dessous, on voit que le sous-sol est constitué majoritairement par les calcaires faillés du jurassique moyen appartenant au Faisceau bisontin. L'examen des couches sédimentaires montre que l'installation du Marais de Saône s'est faite, en partie au moins, postérieurement aux cailloutis périglaciaires qui le bordent.

 

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Carte géologique du Marais de Saône
 
 
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Légendes de la carte géologique du Marais de Saône
 
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Vue aérienne du Marais de Saône

On aperçoit la "voie romaine"

et les étangs communaux et des chasseurs

(Cliché Michel Cottet, 29 avril 2008)

 

Sur le cliché ci-dessous, on aperçoit à l'arrière-plan le village de la Vèze. À gauche, la piste de l'aérodrome de la Vèze. Au premier plan, la voie ferrée et la RN 57 entaillent le Marais de Saône.

 

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Vue aérienne du Marais de Saône

(Cliché Michel Cottet, 29 avril 2008)

 

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Marais de Saône en hautes eaux estivales
(Cliché Michel Cottet, 10 août 1987)

 

Alimentation du Marais de Saône

 

Le marais est alimenté par différentes sources (Buvette, Neuf Puits, le Fou…) et de ruisseaux : ruisseau du Bief d'Aglans, ruisseau des Grands Terreaux, ruisseau des Alaines, ruisseau du Pontot et… de l'effluent de la station d'épuration.

 

Les Fosses de Saône

 

Il s'agit de plusieurs vastes dolines de forme elliptique cernées de falaises abruptes. Bordées de diaclases, dont la plus spectaculaire, longue d'une cinquantaine de mètres, a été élargie par l'érosion. La grande fosse absorbe plusieurs ruisselets temporaires.

 

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La diaclase voisine des Grandes Fosses en moyennes eaux

(Cliché Michel Cottet, 10 août 1987)

 

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Diaclase latérale des Grandes Fosses à sec

(Cliché Michel Cottet, 31 mai 2006)

 
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La Grande Fosse en début de décrue
Le niveau maximal de la crue est marqué par l'argile
recouvrant la végétation

(Cliché Michel Cottet, 31 mai 2006)

 

Le Creux sous Roche

 

Situé à une altitude de 367 m, le Creux sous Roche constitue l'exutoire commun du Marais de Saône et peut absorber jusqu'à 10 m3/s. Il s'agit d'un poljé, c'est-à-dire une vaste dépression karstique de forme complexe alimentée par plusieurs ruisseaux. Il se présente comme un entonnoir à fond aplati, des pentes moyennes à douces vers le Nord, l'Ouest et le Sud-Ouest et fermée par des parois rocheuses verticales à l'Est et au Sud-Est. Le Creux sous Roche comporte plusieurs pertes. Il récupère les eaux du ruisseau souterrain issu de l'exurgence de l'Œil de Bœuf, de la Fontaine du Grand Saône, du ruisseau de la Vèze, du ruisseau de la Scierie et du ruisseau des Grands Terreaux.

 

Le cliché ci-dessous montrent les deux ruisseaux du Creux sous Roche en moyennes eaux. Le flux arrivant sur la gauche rassemble le ruisseau des Grands Terreaux et celui de la Vèze qui confluent quelques dizaines de mètres en amont dans la pente ouest de la dépression. Le ruisseau arrivant en face provient quant à lui des sous-écoulements du village de Saône, du sous-écoulement de l'exurgence de l'Œil de Bœuf, de la Fontaine du Grand Saône, avec un regard pénétrable sur le cours souterrain, juste en amont, en paroi est du poljé.

 

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Les deux ruisseaux du Creux sous Roche en moyennes eaux

(Cliché Michel Cottet, 31 mai 2006)

 

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Creux sous Roche en période d'étiage
On distingue au fond la perte des deux ruisseaux
(Cliché André Guyard)
 
 
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Poljé et perte principale du Creux sous Roche
en basses eaux
(Cliché aérien Michel Cottet, 29 avril 2008)

 

Absorbant les eaux de ces ruisseaux en période normale, le poljé sature en période de grandes eaux car les pertes n'ont pas un débit suffisant pour absorber le débit.  Le goulot de la faille de Mamirolle alimente l'ensemble du système, remplit les fosses de Saône et le Creux sous Roche et submerge le Marais qui se transforme alors en un vaste lac qui atteint une profondeur maximale de 17 m durant plusieurs semaines.

 

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Marais de Saône en hautes eaux estivales

(Cliché Michel Cottet, 10 août 2007)

 

Protégés par une grille, deux petits puits artificiels permettent de pénétrer d'une dizaine de mètres dans la diaclase en direction sud. En profondeur, l'accès est limité à 15 mètres par un colmatage de la diaclase.

 

Creux_sous_Roche301.jpg
Creux sous Roche en période d'étiage
On aperçoit sous la falaise les deux puits artificiels
(Cliché André Guyard)

 

Le parcours souterrain des eaux du Creux sous Roche reste inconnu. Sans doute, les eaux empruntent-elles la faille de Mamirolle pour franchir la couche imperméable de l'Oxfordien.  Elles se perdent pour ressortir à Arcier au Nord dans la vallée du Doubs .

 

D'après E. Fournier elles ressortaient également à la fin du XIXe siècle près de Cléron au sud dans la vallée de la Loue (voir plus bas). Comme dans d'autres réseaux de la région, les circulations souterraines se sont probablement modifiées. En effet, de récents traçages pratiqus dans les années quatre-vingt montrent uniquement un transit vers les sources d'Arcier.

 

Diaclase du creux sous Roche

 

Ce petit puits de 5 m de profondeur est sujet à un phénomène curieux. Lorsque les fosses se vident, le  niveau des eaux baisse plus rapidement dans les fosses que dans cet entonnoir et dans cet entonnoir plus rapidement que dans celui du Creux sous Roche.

 

Le cheminement des eaux souterraines du Creux sous Roche

 

À l'aide de colorations à la fluorescéine (1899) à partir du Creux sous Roche, E. Fournier a pu vérifier que la coloration se retrouve à la fois aux sources d'Arcier et le long de la Loue, aux sources du Maine à Scey en Varais, de l'Écoutot et du Moulin des Îles à Cademène en aval de Cléron. D'après Fournier, cette coloration se retrouve presque exclusivement à la Loue en période de basses eaux, alors qu'elle y est imperceptible en hautes eaux, les sources d'Arcier la recevant (presque) totalement, observations corroborées par Jeantot (1901-1902).

 

D'après Fournier, la circulation vers Arcier, emprunte la faille de Mamirolle vers le Nord, passe en dessous de la circulation des eaux souterraines (du moins une partie) qui vont de Mamirolle à Saône. Le collecteur souterrain est alimenté ensuite par les eaux collectées du côté de Gennes, de belles dolines en marquant le parcours, puis par les eaux de Naisey et (partiellement) de Bouclans, après leur brève réapparition entre Nancray et les pertes du bois de Faule.

 

En ce qui concerne la vallée de la Loue, les sources du Moulin des Îles à Cademène, de l'Écoutot et du Maine à Scey-en-Varais reçoivent l'essentiel de leur alimentation des pertes du plateau de Montrond le Château. Suivant la faille de Mamirolle vers le sud, une partie du cours d'eau souterrain issu du Creux sous Roche rejoindrait le collecteur du plateau de Montrond, alimenté avec certitude dès les pertes de la Baraque aux Violons et celles des Cloutiers.

 

Les travaux ultérieurs à Fournier montrent que ces sources sont aussi alimentées par les pertes des plateaux de Valdahon, de Passonfontaine, de Chaux-les-Passavant, voire par celles de la Brême elle-même. Pierre Chauve retient cette hypothèse sans aucune réticence en 1975 dans le Guide géologique du Jura.

 

L'inventaire des circulations souterraines de 1979, qui présente la garantie du Laboratoire de géologie structurale et appliquée de l'Université de Franche-Comté cautionne approximativement les propositions de Fournier. Le Creux sous Roche est alimenté via la fontaine du Grand Saône (les marais mis à part) depuis Mamirolle et Naisey ; il alimente à son tour d'une part les sources d'Arcier, d'autre part les sources du Moulin des Iles, de l'Écoutot et du Maine.

 

En revanche, l'actualisation de cet Inventaire des circulations souterraines en 1987 indique que deux colorations successives faites en 1984 au Creux sous Roche ont abouti aux sources d'Arcier. De manière plus surprenante, il ne signale plus qu'Arcier comme aboutissement des colorations de 1901-1902 par Jeantot, seules celles de Fournier en 1899 confirmant donc la liaison avec la Loue. En conséquence, la carte des écoulements n'indique plus cette liaison qu'en pointillés. Notons en passant que cette carte ignore les liaisons de Mamirolle et de Naisey à la Fontaine du Grand Saône.

 

Enfin, l'Inventaire Spéléologique du Doubs 2 affirme que ces résultats de coloration des sources de la Loue ne doivent pas être retenues, n'ayant jamais été confirmées ultérieurement : le Creux sous Roche alimente exclusivement les sources d'Arcier.

 

Bibliographie consultée

 

Fournier E. : Gouffres, grottes, cours d'eaux souterrains, résurgences etc. du département du Doubs (Besançon, 1919).

 

Fournier E. : Explorations souterraines en Franche-Comté en quatre volumes : les Gouffres (Besançon, 1923), Grottes et rivières souterraines (Besançon, 1923), Les eaux souterraines, sources, résurgences, exsurgences et nappes aquifères (Besançon, 1926).

 

Fournier E. : Phénomènes d'érosion et de corrosion spéciaux aux terrains calcaires et applications scientifiques et pratiques de la spéléologie et de l'hydrologie souterraine (Besançon, 1928).

 

Chauve P. : Jura, Guides géologiques régionaux (Masson, 1975).

 

Chauve P., Peguenet J., Tissot G., Tresse P. : Inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage en Franche-Comté (Université de Besançon, Besançon, 1979).

 

Chauve P., Dubreucq F., Frachon J.C, Gauthier A., Mettetal J.P., Peguenet J. : Inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage en Franche-Comté, mémoire 2 (Annales scientifiques de l'Université de Besançon, Besançon, 1987).

 

Comité départemental de Spéléologie du Doubs : Inventaire spéléologique du Doubs tome 2, Partie Nord-Ouest (Besançon, 1991) ; tome 3, partie centre (Besançon, 1996).

 

B. Hufschmitt. Partiellement édité dans « Saône votre commune », numéros 36, 37, 38.

 

Remerciements au Professeur Pierre Chauve dont les écrits ont fourni une grande partie du texte de cet article.

Remerciements à Michel Cottet, écoguide qui m'a communiqué les documents photographiques et contribué largement à la correction du manuscrit.

31/03/2011

Gaz de schiste : un avenir à préciser

Gaz de schiste : un avenir à préciser

(dernier ajout : le 31 juillet 2016)

 

par Bernard Tardieu [1]

(Pour la Science n° 404, juin 2011 pp 18-19)

 

Les réserves de gaz de roche sont importantes et suscitent des espoirs. Peut-on les exploiter sans nuire à l'environnement ? La question reste ouverte.

 

Depuis cinq ans, la production de gaz de roche [des schistes argileux] aux États-Unis a crû rapidement. Elle représente aujourd'hui 54 pour cent de la production de gaz et 17 pour cent de la consommation énergétique totale de ce pays. Les réserves estimées y correspondent à 110 ans de consommation. Les États-Unis ont ainsi réduit leurs importations de gaz naturel liquéfié. Cela fait partie de leur stratégie énergétique : compte tenu de la tension sur les marchés d'énergie primaire et de la fin d'une domination totale reposant sur leur puissance militaire et économique, il est vital pour les États-Unis de réduire leur dépendance énergétique vis-à-vis du reste de la planète et d'améliorer leurs positions de négociation sur le marché mondial de l'énergie. Le développement volontariste du gaz de schiste a permis d'obtenir des prix bas et compétitifs sur le marché américain. Cela s'est-il fait au prix d'une dégradation inacceptable de l'environnement ? Le film Gosland, largement diffusé, tend à le montrer : nappes phréatiques polluées, robinets qui crachent du gaz, paysages dégradés...

 

Quels que soient les intérêts défendus par ce film inquiétant, les questions qu'il pose ne peuvent rester sans réponses. De façon évidente, on constate des atteintes graves à l'environnement.

 

Ces pollutions résultent-elles de comportements industriels inacceptables et délictueux ? Et surtout, peut-on les éviter ?

 

L'exploitation des gaz de schiste repose sur le fait que des couches d'argilite situées à grande profondeur (1500 à 3 000 mètres) peuvent contenir du méthane, gaz issu de la transformation des matières organiques emprisonnées lors du dépôt sédimentaire. L'argilite étant une roche très étanche, le méthane y reste piégé.

 

Pour libérer le gaz, il faut rendre l'argilite poreuse. Pour ce faire, on injecte une grande quantité d'eau à haute pression, supérieure à la résistance de la roche. De nombreuses fissures se développent alors à proximité du forage, le gaz s'échappe et est collecté. Pour que les fissures ne se referment pas dès que la pression de l'eau baisse, on injecte du sable fin ou de minibilles de céramique en même temps que l'eau. Leur présence dans les fissures empêche cellesci de se refermer, de sorte que le gaz continue de s'échapper. Les foreurs injectent aussi différents produits chimiques [acides, fluidifiants, etc.] pour obtenir une fissuration plus efficace. Les produits chimiques que l'on ajoute à l'eau constituent manifestement un problème.

 

Les forages à grande profondeur, classiques, peuvent être parfaitement étanches et traverser les nappes phréatiques sans les perturber. On peut contrôler ces forages, déceler leurs points faibles et les réparer à l'aide de techniques variées et éprouvées. Un puits qui fuit est un puits mal fait et mal contrôlé !

 

Généralement, arrivé dans la couche d'argilite, le forage est coudé, avec une courbure compatible avec la souplesse des tubes, et est prolongé horizontalement jusqu'à plusieurs centaines de mètres. La technique des forages horizontaux est utilisée pour explorer et exploiter une vaste zone à partir d'un site unique, par exemple une plateforme d'exploitation du pétrole dans le cas de l'offshore profond.

 

En résumé, on peut et on doit garantir l'intégrité des puits. On peut limiter l'emprise au sol grâce aux forages horizontaux et préserver les paysages. Reste la question de l'eau chargée de ses additifs. Les sables et billes de céramique introduits avec l'eau, inertes, ne posent pas de difficulté. En revanche, l'eau qui contient divers additifs constitue le problème principal.

 

Aux États-Unis, la Chambre des représentants a émis en avril 2011 un rapport intitulé Chemicals used in hydraulic fracturing. Selon ce texte, les 14 principales compagnies du secteur ont, entre 2005 et 2009, utilisé 2 500 produits contenant 750 composants chimiques. Plus de 650 de ces produits contiennent des composants connus pour leur effet cancérigène, selon les critères américains appliqués à l'eau potable [le Safe Drinking Water Act], ou sont des polluants atmosphériques... Peut-on se passer de ces produits, utilisés sans discernement ? La question est à ce jour sans réponse convaincante.

 

La France aura peut-être besoin des gaz de schiste. Elle importe 98 pour cent de son gaz. La dépendance de notre pays est donc élevée. Le prix du gaz payé par le consommateur dépend de contrats à long terme indexés sur le prix du pétrole, lui-même élevé. En outre, notre consommation de gaz va croître. Ainsi, le réseau électrique français RTE prévoit l'installation d'une puissance de 4,8 gigawatts [l'équivalent de trois centrales EPR] dans les prochaines années sous forme de turbines à gaz à cycle combiné. Et des centrales à gaz classiques auront à compenser les irrégularités de l'éolien et du solaire.

 

Alors même que l'énergie nucléaire est fragilisée par l'accident de Fukushima, notre pays peut-il renoncer à la recherche de ressources énergétiques sur son sol ? Notre avenir énergétique est précaire et la précaution voudrait que l'on analyse toutes les ressources potentielles. Le contraire serait inconséquent et imprudent. Les gaz de roche constituent, au moins pour certains pays, une ressource future. Mais il faut d'abord savoir comment se passer des produits chimiques qui polluent à long terme l'eau et les sols.



[1] Bernard Tardieu est membre de l'Académie des technologies et y préside la commission Énergie et changement climatique.

 

Ajout du 3 septembre 2014 (Science & Vie n° 1164, septembre 2014, p. 26) : Les puits de gaz de schiste font bien trembler la terre

 

Le débat est tranché. Les séismes en Oklahoma (États-Unis) sont bien provoqués par l'injection, dans des puits d'évacuation, d'eaux usées engendrées par des exploitations telles que celle du gaz de schiste.

 

C'est ce qu'a prouvé l'équipe de Kathleen Keranen, de l'université Cornell. Depuis dix ans, de nouvelles méthodes d'exploitation, comme les forages horizontaux, produisent des quantités considérables d'eaux usées dont on se débarrasse sons terre, en les injectant dans des puits profonds de 2 ou 3 km. Résultat : la pression monte dans le sous-sol. C'est ce phénomène que les géologues viennent de relier aux séismes.

 

Ils ont montré que quatre des puits les plus utilisés en Oklahoma sont responsables de 20 % des séismes qui se produisent jusqu'à 30 km alentour, avec des épicentres jusqu'à 5 km de profondeur. Ce qui expliquerait pourquoi cette région est bien plus souvent secouée par les tremblements de terre depuis 2009. Une conclusion inquiétante, car les terrains où la pression monte à cause de l'injection d'eau ne cessent de s'étendre, augmentant ainsi le risque d'atteindre une grosse faille susceptible de produire un séisme majeur.

 

Le gaz de schiste fait trembler la terre (ajout du 31 juillet 2016. (Sciences et Avenir Août 2016, p. 34)

Considérée comme une opportunité économique majeure pour les États-Unis, l'exploitation du gaz de schiste, qui a démarré en 2008, n'est pas sans conséquence pour la planète. La fracturation hydraulique qui consiste à briser la roche pour y injecter de l'eau afin de pousser le gaz vers le puits d'extraction provoque une multitude de tremblements de terre et pollue fortement l'atmosphère. L'Institut américain des études géologiques enregistre ainsi des séismes allant jusqu'à 5,6 sur l'échelle de Richter dans des régions autrefois stables comme l'Oklahoma, le Kansas ou le Texas. Par ailleurs, des chercheurs ont quantifié d'énormes fuites de méthane et d'éthane provenant des zones de forage, qui ont été mesurées jusqu'aux sommets suisses ! Selon leurs calculs, les émissions de méthane — un gaz à effet de serre vingt fois plus puissant que le CO2 — seraient passées de 20 millions de tonnes en 2008 à 35 millions de tonnes en 2014.

Séismes-gaz de schiste.jpg

 

Voir également l'article du Monde diplomatique : http://www.monde-diplomatique.fr/2013/08/ROBIN/49528

Voir aussi Le fantôme du gaz de schiste européen

Également à regarder une émission de France télévision de 52 minutes : la tentation du schiste.

750 adjuvants chimiques pour l’exploitation des gaz de schiste : Les risques de pollution des nappes phréatiques.