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27/01/2011

Fuite sur le réseau d'assainissement de la commune de Thise

Une fuite sur le réseau d'assainissement de la commune de Thise contamine le ruisseau voisin et menace une ressource en eau potable de la Ville de Besançon

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Pollution de Thise : la solution

Une seule demi-journée a suffi pour déboucher la conduite des eaux usées de la commune de Thise, mettre fin à la pollution du ruisseau voisin et lever le risque de contamination des puits d'eau potable de la Ville de Besançon.

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04/10/2010

Le glacier Perito Moreno gagne du terrain

glacier_perito moreno_logo.jpgLe paradoxe du Perito Moreno

 

par André Guyard

 

En dépit du réchauffement climatique, le glacier Perito Moreno gagne du terrain. Comment expliquer ce paradoxe ?

 

D’après un rapport publié par le Programme des Nations Unies pour l’Environnement et le Service de Surveillance Mondial des Glaciers, le taux de fonte moyen des glaciers montagneux du monde a doublé depuis l’année 2000.

 

Cette fonte des glaciers menace de tarir des sources d’eau douce dont dépendent l'approvisionnement humain pour l'agriculture, la boisson, ainsi que les ressources pour l’hydroélectricité. Finalement cet afflux d'eau risque d'accroître considérablement le niveau des mers.

 

Carte_Perito-Moreno_01-1.jpg

Situation géographique du glacier Perito Moreno

(Google Maps)


Carte_Perito-Moreno_02-1.jpg

Vue satellite du glacier (Google Maps)

Le glacier vient buter sur la péninsule

située de l'autre côté du lac

 

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Le front du Perito Moreno barre

l'un des bras du Lago Argentina

 

Alors que la plupart des glaciers du monde fondent peu à peu à cause de l’augmentation des températures moyennes mondiales, les scientifiques affirment que l’ice-field[1] du Perito Moreno, appelé aussi le Géant Blanc, gagne du terrain. Long de 30 kilomètres, il avance de deux à trois mètres par jour, malgré le réchauffement climatique général qui affecte la planète, y compris cette région froide de la Patagonie. De même, 13 % des glaciers continentaux de l'Antarctique sont stables ou gagnent un peu de terrain ainsi que la glace de mer (la banquise).

 

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Le glacier bute contre la rive opposée du bras lacustre

 

 

Le Perito Moreno est l’un des plus grands glaciers d’Amérique du Sud. Il doit sa célébrité grâce à son accessibilité par bateau aux touristes, malgré sa localisation à environ 3000 kilomètres de Buenos Aires. Il faut dire que le spectacle en vaut la chandelle. Le glacier déverse d’immenses blocs de glace de couleur bleue dans le Lago Argentino. De par sa configuration, le front du glacier barre le lac et vient buter sur la péninsule située de l'autre côté du lac (voir la carte ci-dessus). Le niveau de l'eau du bras amont est plus élevé que dans la partie aval. L'eau se fraie un chemin dans la glace et creuse un tunnel que l'on aperçoit sur le cliché ci-dessous. Cette arche va se développer progressivement jusqu'à son effondrement total toujours très spectaculaire. Voir clichés ci-dessous :

 

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On aperçoit l'arche à l'extrémité droite du glacier

 

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La voûte de l'arche s'écroule petit à petit

 

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Panneau explicatif de l'évolution de l'arche

jusqu'à son écroulement

 

 

Cette avancée du Perito Moreno contredit apparemment la thèse du réchauffement climatique. Ce phénomène constituait l'un des arguments phares des climato-sceptiques : pourquoi la banquise antarctique ainsi que les glaciers de Patagonie se développeraient-ils alors que l'atmosphère se réchauffe ?

 

Martin Stuefer, un expert patagonien de l’Université Fairbanks (Alaska) avait déjà subodoré une explication : les précipitations dans la région ont augmenté, parallèlement aux changements climatiques mondiaux, Combinées avec des vents forts et froids en Patagonie, les chutes de neige ont augmenté considérablement et ont ainsi contribué à renforcer le glacier.

 

Glacier-Perito-Moreno_1062-1.jpg

 

Récemment, Jiping Liu et Judith Curry, de la School of Earth and Atmospheric Sciences de l'université de Géorgie (États-Unis) complètent récemment l'explication : c'est bien parce que l'atmosphère se réchauffe que les précipitations neigeuses sont plus abondantes.

 

Sous les latitudes moyennes de l'hémisphère Sud, les températures croissantes provoquent une augmentation de l'évaporation et donc la formation de nuages plus nombreux qui vont porter cette humidité sur l'Antarctique et l'extrémité sud de l'Amérique du Sud où elle retombe sous forme de neige.

 

Une couche de neige plus épaisse a deux effets : elle réfléchit mieux le rayonnement solaire (phénomène de l'albédo) donc elle abaisse la température des glaciers patagons et la banquise des eaux plus chaudes de l'océan.

 

Glacier-Perito-Moreno_1060-1.jpg

 

Jiping Liu et Judith Curry prévoient que la couverture neigeuse devrait se résorber au cours du siècle. L'accroissement des températures pourrait en effet transformer la neige en pluie et supprimant ainsi sa protection à la glace.

 

Glacier-Perito-Moreno_1019-1.jpg  

Une glace bleutée irréelle

 


[1] Rappelons qu'un ice-field est une zone de moins de 50 000 km² de glace, que l’on trouve souvent dans les climats les plus froids et les altitudes les plus hautes du monde, où il y a des précipitations suffisantes. C’est une zone extensive de glaciers reliés entre eux. Les ice-fields sont plus grands que les glaciers de montagne mais plus petits que les calottes glaciaires.

 

Photographies : Marcel Hoeuillard (janvier 2010)

 

Sources :

www.eas_gatech.edu/files/jiping_pnas.pdf

 

Chauveau L. (2010) Le mystère de l'Antarctique résolu. Sciences et Avenir, n° 761, oct. 2010

03/07/2010

Structure du globe terrestre

Structure du globe terrestre

 

par André Guyard et Serge Warin

(dernière mise à jour du 20 mars 2017)

 

Cet article est la suite de l'article expliquant les techniques d'exploration des profondeurs de la terre. Il sert de préambule à une série de sept articles concernant les volcans de l'Arc antillais, en présentant quelques généralités sur la structure du globe terrestre.

 

L'existence du volcanisme s'explique par la structure du globe terrestre et dans le cadre de la théorie de la tectonique des plaques.

 

On trouvera sur le web de bonnes animations vidéo  sur la structure interne de la Terre et sur la tectonique des plaques et, publié par notre-planète.info un document récent sur la structure de la Terre (ajout du 30 janvier 2017).

 

Ajout du 10/09/2016: La subduction contrôle la distribution et la fragmentation des plaques tectoniques terrestres par Claire Mallard,, Nicolas Coltice, Maria Seton, R. Dietmar Müller & Paul J. Tackley

 

La croûte terrestre est morcelée en un ensemble de grandes et de petites plaques. Cette structure serait le fruit de l'interaction entre les mouvements convectifs du manteau et la résistance de la croûte.

 

La croûte terrestre est un puzzle de 53 pièces, les plaques tectoniques. Ces pièces se classent en deux catégories, les petites et les grandes. Ces dernières sont seulement au nombre de sept, correspondant à l'Amérique du Nord, l'Amérique du Sud, l'Afrique, l'Eurasie, le Pacifique, l'Australie et l'Antarctique. Ensemble, ces grandes plaques couvrent 94 % de la surface du globe. Entre ces grandes plaques, on trouve 46 petites plaques complémentaires. Pourquoi une telle répartition et quels mécanismes ont conduit à ce découpage ?

 

Claire Mallard, du Laboratoire de géologie de Lyon, et ses collègues ont réalisé des simulations numériques de Terres fictives en 3D pour comprendre comment la croûte se découpe.

La surface de la Terre est en perpétuel mouvement. Cette idée fut avancée pour la première fois par Alfred Wegener au début du XXe siècle, mais la communauté des géophysiciens mit des décennies à accepter sa théorie de la dérive des continents.

 

Dans les années 1950-1960, la théorie a été reformulée en termes de tectonique des plaques : la lithosphère — la croûte et la partie supérieure du manteau terrestre — se compose de plaques qui se forment au niveau des dorsales océaniques et disparaissent en s'enfonçant dans le manteau dans les zones de subduction. On peut reconstituer le mouvement des plaques grâce aux anomalies magnétiques enregistrées dans la croûte océanique. Mais celle-ci a une courte durée de vie, si bien qu'il est difficile de reconstruire l'histoire géologique au-delà de 100 millions d'années et d'en déduire les mécanismes sous-jacents.

 

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Les simulations des planètes Terre fictives tridimensionnelles effectuées par l'équipe de Claire Mallard incluent une description des mouvements de convection dans le manteau. Ces calculs prennent en compte de nombreux paramètres, tels que la viscosité et la plasticité du manteau.

 

Les chercheurs ont retrouvé dans leurs simulations une répartition entre grandes et petites plaques équivalente à celle constatée. Cela confirme que la répartition des plaques tectoniques est liée aux interactions entre la convection mantellique et la lithosphère. En particulier, les chercheurs ont montré que les dimensions des cellules de convection sont comparables à la taille des grandes plaques et que les petites plaques se forment préférentiellement près des zones de subduction, là où les plaques, en s'enfonçant dans le manteau, subissent de fortes contraintes.

 

Jusqu'à présent, les reconstructions de l'histoire géologique étaient fondées sur des approches statistiques. Elles suggéraient que la lithosphère était principalement composée de grandes plaques, il y a 200 millions d'années. Les plaques se seraient morcelées par la suite. D'autres chercheurs pensaient qu'il devait y avoir plus de zones de subduction dans le passé avec davantage de petites plaques, mais sans pouvoir le prouver.

 

Cette nouvelle étude appuie cette seconde hypothèse et montre que la répartition entre petites et grandes plaques est restée assez stable sur plusieurs centaines de millions d'années. Les précédents modèles surestimaient, pour le passé, le nombre de grandes plaques au détriment des petites.

 

C. Mallard et al. (2016) — Nature, vol. 535, pp. 140-143, 2016

 

Structure en oignon du globe terrestre

 

Grâce à l'étude de la propagation des ondes sismiques à travers la planète on a pu démontrer que la Terre a une structure en oignon, les couches concentriques étant composées de différents matériaux.

 

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Coupe du globe terrestre
(Infographie Keith Kashot, Pour la Science n° 394, août 2010)
 
 
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Détail de l'encadré ci-dessus

 

LA CROÛTE (jusqu'à 35 km de profondeur ; 1% du volume de la terre)

 

Les continents en partie immergés sous les océans, sont constitués de diverses roches relativement légères, dont l'âge  atteint plusieurs milliards d'années. Ils flottent ainsi sur le manteau plus dense. La croûte océanique, formée de roches basaltiques, est un peu plus dense. Elle se forme à partir de matériau du manteau qui émerge au niveau des dorsales sous-marines et qui finit par y retourner en coulant après 100 millions d'années en moyenne.

 

LE MANTEAU (de 35 à 2900 km ; 83% du volume de la terre)

 

Sous la croûte terrestre se trouve le manteau, masse de roches maintenues sous très haute pression (le magma). Cette masse subit des mouvements de convection. La convection dans le manteau de composition dominée par les silicates est le moteur du volcanisme et de la tectonique des plaques. La chaleur interne est en partie le résidu de la formation planétaire, et en partie produite par la radioactivité du manteau. Le manteau chauffé par le bas, subit des mouvements de convection : la matière froide descend et la matière chaude monte. De sorte que les bords des plaques tectoniques plus froids, vont plonger sous les autres, entraînant activement les plaques et les écartant au niveau des dorsales, constituant ainsi le moteur de la tectonique des plaques. Contrairement à l'idée reçue, ce n'est pas la dorsale qui écarte les plaques. À ce niveau, une simple remontée passive de magma chaud se produit pour combler le vide causé par l'écartement des plaques.

Zone-rigide-manteau.jpg

À environ 1500 km de la surface du sol, il y aurait une couche rigide au sein du manteau terrestre. Sa composition est la même que celle du manteau, mais sa viscosité est cent à mille fois supérieure. Cette couche permet d'expliquer pourquoi dans les zones de subduction, là où une plaque tectonique s'enfonce dans le manteau (1), ses fragments ne peuvent aller au-delà de 1500 km (2) : ils butent contre cette région visqueuse, ce qui provoque des tensions et des ruptures et donne naissance à des séismes à foyer profond. C'est la première fois qu'on trouve une explication à ce phénomène. Source : Hauke Marquardt, Université de Bayreuth, Allemagne.

 

D'après Michel Detay, l'idée que la matière constituant le manteau terrestre (les 2 885 kilomètres séparant la croûte du noyau de la Terre) est en fusion est fausse. Nous ne marchons pas sur un océan de magma, et il n'y a pas de « feu central », car les roches qui constituent le manteau sont à l'état solide. Étant donné l'augmentation de la pression et de la température avec la profondeur, la fusion, même partielle, des roches du manteau — des péridotites, formées de silicates de fer (10 %) et de magnésium (90 %) — est impossible.

Pour autant, une énorme masse d'eau, estimée à l'équivalent de deux à trois hydrosphères, soit deux ou trois fois 1021 kilogrammes – est dissoute dans le manteau. Cette eau s'y trouve soit sous sa forme moléculaire habituelle (H2O), soit sous la forme d'ions hydroxyles (OH) attachés aux silicates des roches.

Ainsi, l'eau peut faire partie de la formule chimique de certains minéraux, où l'ion OH est intégré dans la structure cristalline. C'est le cas dans les amphiboles, la lawsonite, la chlorite, etc. Ces deux derniers minéraux contiennent ainsi 14 % d'eau. La présence de cette eau et des gaz dissous dans le magma va jouer un rôle considérable dans le style éruptif des volcans (voir article suivant).

 

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Variation de la température

dans le manteau avec la profondeur

(d'après Thomas, 2010)

 

On sait maintenant que la vitesse avec laquelle une plaque tectonique plonge sous une autre est proportionnelle à la largeur de cette plaque. Cette relation a été découverte par Woutter Schellart de la Monash University (Melbourne, Australie) à l'aide d'un modèle numérique reproduisant en 3D des zones de subduction. Elle permet de comprendre par exemple pourquoi la plaque de Farallon, qui plongeait sous l'Amérique du Sud à une vitesse de 10 cm par an il y a 50 millions d'années, ne s'enfonce plus que  de 2 cm par an aujourd'hui. Car, dans le même temps, la zone  de subduction qui s'étendait sur 14 000 km du nord au sud, s'est réduite à 1400 km. La relation mise en évidence par Woutter Schellart modifie ainsi la vision classique de la tectonique des plaques selon laquelle le déplacement des plaques est le reflet en surface des mouvements de matière au sein du manteau terrestre. Cette nouvelle étude révèle qu'en fait la plaque elle-même exerce un contrôle sur sa propre dynamique (Science & Vie, n° 1120, janvier 2011).

 

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La convection dans le manteau

(d'après Thomas, 2010)

 

Au niveau de la dorsale médio-atlantique, se produit un mouvement ascendant de magma sous forme d'éruptions généralement sous-marines. Ce magma est principalement constitué de silicium, d'oxygène et de magnésium (bridgmanite). Ces roches nouvelles se déforment au cours des temps géologiques en produisant des courants de convection qui animent le manteau tout entier. Cette convection qui transporte la chaleur interne de la Terre est le moteur de la dérive des continents. Elles alimentent constamment la croûte en formant une sorte de tapis roulant divergeant de part et d'autre de la dorsale et qui repousse les plaques océaniques américaines vers l'Ouest et les plaques océaniques euroasiatique et africaine vers l'Est.

 

volcanisme antillais002_Ringwood-1.jpg
Schéma général de l'expansion des fonds océaniques
(d'après Ringwood)
 
 
Quel est le phénomène qui explique les mouvements de convection du manteau ?
(Sciences et Avenir, n° 806 avril 2014 p. 13)

En fait, ce sont les anomalies de certaines roches qui rendent possible les mouvements de convection du manteau. Pour que l'immense manteau terrestre, fait entièrement de roches, se déplace de quelques centimètres par an (entre 2 et 9 cm) et permette le mouvement des plaques tectoniques, il faut impérativement qu'il existe de microscopiques aspérités entre les millions de grains composant les roches (image ci-dessous). C'est la surprenante conclusion d'une équipe conjointe de plusieurs universités françaises (Lille-I, Nancy, Metz, Montpellier), publiée dans la revue Nature en avril 2014.

 

Olivine-aspérités-entre-les-grains-450.jpg

Les aspérités entre les grains composant l'olivine donnent des propriétés de plasticité au manteau.

 

Cette « plasticité » du manteau était à ce jour une énigme. En effet, les propriétés physiques du minéral le plus abondant dans le manteau, l'olivine, empêchent théoriquement ces mouvements. Sa structure, très régulière et très ordonnée, est incompatible avec l'idée selon laquelle un matériau doit avoir des défauts (se traduisant par des faiblesses mécaniques) pour que son comportement soit plastique. Mais les scientifiques ont observé pour la première fois des défauts au niveau des joints de grains du minéral, appelés « désinclinaisons ». Et lorsqu'ils les ont intégrés dans la modélisation mathématique du comportement de la roche, ils ont conclu que ces défauts sont capables à eux seuls d'expliquer les mouvements dans le manteau.

 

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Dynamique de la dorsale médio-atlantique

(d'après Briais et all 2010)


 

LE MANTEAU SUPÉRIEUR (35 à 660 km ; 27% du volume de la terre)

 

À mesure que les pressions et les températures augmentent avec la profondeur, les éléments constitutifs du manteau s'arrangent en différentes structures cristallines (les minéraux) qui forment des couches distinctes. Trois minéraux, - l'olivine, la spinelle modifiée et la spinelle – donnent aux couches du manteau supérieur leur nom respectif.

 

LE MANTEAU INFÉRIEUR (660 à 2900 km ; 56% du volume de la terre)

 

Il est formé de deux couches : la pérovskite et la postpérovskite.

 

Couche de pérovskite. Le minéral qui domine cette couche (70% de la masse) est un silicate de magnésium appartenant à une famille de structures cristallines nommées pérovskites ou "(Mg,Fe)SiO3-pérovskite". C'est le matériau le plus abondant sur terre (38% de la masse du manteau et 70% de la masse du manteau inférieur) et connu depuis 2014 sous le nom de bridgmanite en hommage au minéralogiste Bridgmann. Existant à plus de 660 km de profondeur et sous des pressions énormes de l'ordre de 230 000 bars, la bridgmanite est inaccessible aux forages et hautement instable sous les conditions naturelles de surface. Ses propriétés physico-chimiques due à sa structure en feuillets déterminent une grande partie de la dynamique planétaire : les mouvements de convection qui la traversent sont à l'origine de la tectonique des plaques.

 

Couche de postpérovskite. Dans les conditions de pression et de température régnant dans les 300 derniers kilomètres du manteau avant le noyau, la pérovskite (1) se transforme en une nouvelle structure : la postpérovskite dont la structure cristalline est encore plus dense que celle de la pérovskite de 1 à 1,5 %.

 

(1) La pérovskite intéresse beaucoup les chercheurs en photovoltaïque.  Il semble que l'avenir du solaire passera par la pérovskite. Ce minéral cristallin n'a révélé ses vertus énergétiques qu'en 2012. Mais depuis, il révolutionne le secteur. Ce matériau absorbe en effet la lumière dix fois mieux que le silicium qui équipe 85 % des panneaux solaires.

Son rendement énergétique, de 19 % en laboratoire, talonne son concurrent (à 26 %), mais il serait cinq fois moins cher à produire. Ce matériau devrait s'imposer dans le secteur des énergies renouvelables d'ici à la fin de la décennie. Et permettre d'accélérer la transition énergétique.

 

LE NOYAU (2900 à 6400 km ; 16% du volume de la terre)

 

Le noyau de la Terre est principalement composé de fer, liquide dans le noyau externe et solide dans le noyau interne (la graine, 0,5% du volume de la terre). Comme dans le manteau, la convection brasse le noyau externe, mais en raison de la densité beaucoup plus élevée du noyau, il y a très peu de mélange avec le manteau. Une couche plus dense s'intercale entre la base du manteau liquide et la graine. On pense que c'est la convection dans le noyau externe de fer liquide qui engendre le champ magnétique terrestre, lequel contribue à protéger la vie des rayons cosmiques et du vent solaire.

On peut se demander pourquoi la graine dont la température dépasse les 6000°C présente une structure solide. Ce phénomène est dû à la structure hexagonale compacte de ses molécules de fer comme l'ont démontré des géophysiciens suédois en 2017.

 

Mais quel est le processus qui explique le champ magnétique terrestre ? (Science & Vie, n° 1171, avril 2015 p. 26)

 

Longtemps on n'a pu expliquer ce phénomène. Et c'est tout récemment (2014) qu'une équipe américaine a proposé une hypothèse : en fait, le champ magnétique terrestre naîtrait des chocs d'électrons.

 

Si les physiciens ne parvenaient pas à reproduire la naissance du champ magnétique de la Terre, c'est parce qu'ils avaient sous-estimé la violence des chocs entre électrons. Ronald Cohen et son équipe de la Carnegie Institution de Washington (États-Unis) ont modélisé le comportement du fer à haute température au niveau atomique et se sont aperçus que les électrons ne cessent de s'éjecter les uns les autres, s'opposant à la formation d'un courant électrique... Dans le  noyau terrestre, les électrons du fer fondu ralentissent ainsi les transferts de chaleur et provoquent la formation de mouvements de convection : des courants ascendants et descendants qui donnent naissance à un champ magnétique. Jusque-là, les modèles qui ne tenaient compte que des vibrations des atomes et des interactions moyennes des électrons ne parvenaient pas à former le moindre tourbillon de métal... et par conséquent, pas la moindre ligne de champ magnétique.

 

En fait, le fer du noyau remonterait dans le manteau comme semblent l'avoir montré (Nature, année 2012) par des expériences de laboratoire deux géophysiciens de l'université Yale (États-Unis). Ils ont réussi à montrer que la couche D" (prononcez « D seconde ») qui sépare, à 2900 km sous nos pieds, le manteau terrestre solide du noyau liquide et dont l'épaisseur serait inférieure à 200 km, ne serait pas totalement étanche : elle présenterait des remontées du noyau, des « blob » de fer liquide qui viendraient pénétrer les interstices de la roche sur 50 à 100 km.

 

Ces intrusions de fer pourraient jouer un rôle important dans les variations du champ magnétique terrestre. En effet, la présence de fer - métal conducteur d'électricité - influe sur la conductivité électrique du noyau, et ce sont les courants  électriques du noyau qui alimentent et entretiennent le champ magnétique (voir plus haut l'ajout de mars 2015).

 

Pour parvenir à ce résultat rapporté par la revue Sciences et Avenir n° 792 (février 2013), les géophysiciens ont pris un cristal analogue à ceux que l'on suppose abondants dans le manteau de la Terre, à base de silicates de magnésium et de fer. Ils l'ont soumis à la pression et à la température qui règnent au niveau de la couche D" (135 gigapascals. Soit 1 350 000 fois la pression atmosphérique, et plus de 3200°C). Au bout de quelques minutes, les géophysiciens ont constaté la présence de bulles de fer liquides dans la roche solide (en médaillon). Les chercheurs supposent qu'il se passe la même chose à grande échelle dans la couche D".

 

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Structure-terre_01-1.jpg

Mouvements de convection au sein du globe terrestre

(d'après D. Sasselov & D. Valencia, Pour la Science, oct. 2010)

 

Chose étonnante, dans toutes ces sphères emboîtées et concentriques, la graine présente une structure asymétrique qu'on appelle la translation de la graine. Les couches superficielles de ses hémisphères "Ouest" (par convention sous l'Amérique) et "Est" (par convention sous l'Asie) n'ont pas les mêmes propriétés sismiques : les ondes sont plus lentes et moins atténuées à l'Ouest. Marc Monnereau & all. (Science, en ligne, 15 avril 2010) ont montré que cette dissymétrie était due à une différence de taille des cristaux de fer formant la graine, elle-même expliquée par un "vent de matière" orienté d'Ouest en Est.

 

L'hémisphère Ouest, froid et dense, décale vers lui le centre de masse de la graine. De ce fait, la rotation de celle-ci est décalée par rapport à son centre géométrique, et ses frontières Est et Ouest se décalent par rapport à la région sphérique (en pointillé sur la figure) où, étant donné la température et la pression, le fer est solide. Il en résulte une cristallisation du fer à l'Ouest, une fusion à l'Est et un déplacement progressif des couches de fer de l'Ouest vers l'Est. À mesure de ce déplacement, les cristaux de fer croissent en "absorbant" leurs voisins, pour atteindre une taille de cinq à dix kilomètres  au niveau de la frontière Est. Arrivé à cette frontière, le fer fond et retourne au noyau liquide. Ainsi, la graine se renouvelle en continu.  Reste à expliquer pourquoi l'hémisphère Ouest est froid et dense. Et à trancher avec d'autres modèles qui expliquent la dissymétrie des propriétés sismiques par un couplage thermique entre la graine et le manteau via le noyau liquide, ou par une interaction avec le champ magnétique de la Terre.

 

Ainsi, alors que son âge dépasse les 4,5 milliards d'années, la Terre renouvellerait son cœur en à peine 100 millions d'années.

 

La théorie de la translation de la graine expliquerait l'existence de la couche dense entre graine et base du noyau liquide, l'anisotropie élastique démontrée par le fait que les ondes sismiques voyagent plus vite dans la direction nord-sud que dans la direction ouest-est ainsi que l'asymétrie hémisphérique entre l'ouest et l'est. (voir également Science & Vie, nov. 2010).

 

En outre, la graine tourne à vitesse variable, de sorte que les battements du cœur de la Terre ne sont pas réguliers (Science & Vie, juillet 2013, p. 30).

 

Depuis les années 1990, les sismologues soupçonnent la "graine" de tourner sur elle-même plus vite que le reste du globe. Mais sans parvenir à s'accorder sur sa vitesse de rotation. Et pour cause : Hrvoje Tkalcic (université de Canberra, Australie) a découvert que cette vitesse n'est pas constante !

 

Pour l'affirmer, il a analysé des doublets de séismes, ces tremblements de terre "jumeaux" qui se produisent à des semaines ou des années d'intervalle, générant des ondes sismiques qui empruntennt le le même chemin au sein du globe. En étudiant les infimes différences de temps de parcours des ondes qui ont traversé la graine, le géophysicien en a conclu que la vitesse de rotation varie au cours du temps. Elle a accéléré dans les années 1970, ralenti dans les années 1980, puis repris da la vitesse dans les années 1990 et 2000.

 

graine-1.jpg
Asymétrie de la graine

 

La graine solide de la Terre tourne autour de son centre de masse (0), décalé par rapport à son centre géométrique (C). De ce fait, elle se décale par rapport au domaine où le fer devrait être solide (en pointillés). Cela crée une cristallisation à l'Ouest et une fusion à l'Est, et un flux de matière vers l'Est. Les couleurs représentent l'âge des couches (Pour la Science, n° 392, juin 2010).

 

La rotation du noyau terrestre enfin comprise ? (Pour la Science, n° 434, décembre 2013)

 

La Terre tourne sur elle-même vers l'Est en quasiment 24 heures. Il n'en va pas de même de son noyau. Le noyau interne (la graine), en fer solide, tourne dans le même sens, mais plus vite. Le noyau externe, constitué de fer liquide, tourne pour sa part en sens inverse, vers l'Ouest ! Philip Livermore, de l'Université de Leeds, en Grande-Bretagne, et ses collègues ont montré que ces mouvements du noyau sont liés et contrôlés par le champ magnétique terrestre.

 

La circulation du fer dans le noyau liquide engendre, par effet dynamo, le champ magnétique terrestre (de l'ordre de 10-4 tesla à la surface de la planète). Les géophysiciens ont observé depuis longtemps que ce champ se décale vers l'Ouest, ce qui suggère que le noyau liquide est animé d'un mouvement similaire. En outre, l'analyse de l'aimantation rémanente des roches montre que sur les 3 000 dernières années, le champ magnétique s'est déplacé vers l'Ouest à une vitesse variable, mais aussi vers l'Est. Rappelons qu'en se refroidissant après avoir été chauffées, certaines roches enregistrent l'orientation du moment magnétique : c'est l'aimantation rémanente.

 

L'étude des ondes sismiques qui se propagent dans tout le globe terrestre a par ailleurs révélé que le noyau interne (la graine) tourne vers l'Est et devance en moyenne le mouvement de la surface de la planète de quelques degrés par an.

 

P. Livermore et ses collègues se sont intéressés à l'interaction des composantes du noyau et du champ magnétique. Ils ont mis au point une simulation en trois dimensions du centre de la planète qui permet d'étudier des scénarios où la viscosité du fer liquide (qui n'est pas précisément connue) est 100 fois inférieure à celle des simulations précédentes. Cette viscosité joue un rôle crucial dans la dynamique du fluide ferreux et, par conséquent, sur l'effet dynamo et la structure du champ magnétique.

 

Avec leur simulation, les géologues ont ainsi mis en évidence que, dans des régimes de faible viscosité, certains couples de forces deviennent importants. Ces couples d'axe Nord-Sud agissent, les uns sur la partie la plus externe du noyau liquide, les autres dans le noyau solide. Ils ont la même intensité, mais des sens opposés. De quoi expliquer les mouvements opposés des noyaux interne et externe ?

 

P. W. Livermore et al., PNAS, en ligne, 16 septembre 2013

 

Noyau-solide-et-noyau-liquide-de-la-terre-450.jpg

 

Ajout du 5 juin 2016 : Le noyau de la terre est plus jeune que sa surface (Sciences et Avenir n° 832, juin 2016, p. 56.)

 

En appliquant la relativité générale à l'intérieur de la Terre, une équipe danoise a conclut que son cœur serait plus jeune que sa surface de deux ans et demi. Une conclusion publiée dans l'édition de mai 2016 de l'European Journal of Physics. Mais comment imaginer que l'intérieur de la Terre se soit formé quelque temps après la croûte, sur laquelle nous marchons ?

 

Ce paradoxe s'explique par la théorie de la relativité générale qui veut qu'à proximité d'une masse très dense comme la graine de la Terre, le temps s'écoule plus lentement. Il s'agit en fait d'un paradoxe connu de longue date. Richard Feynman — lauréat du prix Nobel de physique en 1965 et décédé en 1988 —, l'enseignait déjà. Mais Feynman avait estimé la différence d'âge entre superficie et profondeur à un jour ou deux. Le calcul de l'équipe danoise montre un écart bien plus important. En fait, ce paradoxe ne remet aucunement en question les connaissances des géophysiciens sur la formation de la Terre, une planète dont l'âge est estimé aujourd'hui à 4,56 milliards d'années, et qui a grossi progressivement par accrétion — c'est-à-dire grâce à l'agglomération de grains de matière. Mais en revanche, si l'on tient compte des conséquences étonnantes de la relativité générale d'Einstein, il faut considérer que la masse modifie l'espace et le temps.

 

La densité des roches s'accroît avec la profondeur

À proximité d'une masse importante comme un astre dense, l'espace se courbe, un peu comme si, en deux dimensions, un tissu élastique se tend sous le poids d'une boule de métal. Quant au temps, il s'écoule plus lentement. Or, les géophysiciens ne cessent d'améliorer leur modèle de l'intérieur de la Terre. Ils savent que la densité des roches augmente avec la profondeur. La matière y présente un arrangement compact que l'on ne rencontre pas en surface. Ainsi, la graine, cette sphère centrale très dense de 1200 km de rayon, développe un champ de gravité important. Près de la graine, le temps devrait donc s'écouler plus lentement. La relativité générale n'ayant jamais été prise en défaut, si une horloge était placée à la profondeur de la graine, elle marquerait moins de secondes au cours du même laps de temps qu'une horloge placée à la surface. Et c'est ainsi que l'on parvient à estimer l'intérieur de la Terre plus jeune que sa surface. Même si en pratique, deux ans et demi ne sont pas significatif par rapport à l'âge de la planète.

 

Quant à l'écart entre ce qu'enseignait Richard Feynman et ce qu'ont découvert les Danois, il s'explique par le fait que ces derniers ont rigoureusement utilisé le dernier modèle de l'intérieur de la Terre où la densité de matière n'est pas homogène à une même profondeur.

 

Il y a de la vie dans les profondeurs (Sciences et Avenir, août 2016, p. 33)

 

Des chercheurs français et italiens ont mis en évidence pour la première fois, en 2012, l'existence d'une vie intra-terrestre le long de la ride médio-atlantique : ces roches de la croûte terrestre se sont révélé abriter une vie diverse et active, qui pourrait bien représenter l'habitat microbien le plus important de notre planète ! La lithosphère, poreuse et fracturée, est affectée par d'intenses circulations hydrothermales, soit un environnement semblable à celui de notre Terre il y a plus de 3,8 milliards d'années. Les bactéries pourraient être des descendants des premières formes de vie terrestre.

Roches volcaniques de l'Arc antillais

Roches volcaniques dans l'Arc antillais

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La Soufrière de Guadeloupe

La Soufrière de Guadeloupe avant, pendant et après l'éruption phréatique de 1976

 

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La Soufrière de Guadeloupe : séismes 1975-1977

Séismes associés à l'éruption phréatique de la Soufrière de Guadeloupe de 1976

 

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01/07/2010

La Montagne Pelée (Martinique)

La Montagne Pelée (Martinique) et l'éruption catastrophique de 1902

 

 

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28/06/2010

La Soufrière de Saint-Vincent

La Soufrière de Saint-Vincent et l'éruption de 1979

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Soufrière à Sainte-Lucie

Manifestations volcaniques de Sainte-Lucie et de la Dominique

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25/06/2010

La Soufrière de Montserrat

La Soufrière de Monserrat et les éruptions successives de 1995 à 2010

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24/06/2010

Islande : geysers et autres manifestations volcaniques

pseudocratère1.jpgGeysers, fumerolles, solfatares, hordinos et mares de boue d'Islande

 

par André Guyard

(dernière mise à jour : 20 novembre 2015)

 

En juillet 2008, un groupe de randonneurs appartenant à l'USN Sports Loisirs a parcouru les paysages désolés de l'Islande à la découverte de phénomènes volcaniques actifs.

 

Le groupe va découvrir un univers de glace, d'eau et de feu.

 

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Islande : un pays de glace
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Islande : un pays de volcans et de laves
(Ici le Landmannalaugar)

 

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Solfatares : des bouches à soufre et à cinabre
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Le basalte en se refroidissant se débite en colonnes hexagonales
 

geyser,islande,volcanisme,solfatares,hordinos,orgues basaltiques

Orgues basaltiques

Cliché Orsolya & Erlend Haarberg

 

Mais comment se forment les orgues basaltiques ?

 

Il s'agit, bien sûr, d'une conséquence du refroidissement d'anciennes coulées de lave. En 2015, Martin Hofmann, de l'université technique de Dresde, en Allemagne, et ses collègues ont modélisé la formation de tels motifs hexagonaux qu'on appelle orgues basaltiques.

Lorsque de la lave se refroidit ou lorsque de la boue sèche, la partie supérieure se contracte et se fissure, ce qui libère de l'énergie liée à la tension mécanique. Ces failles sont disposées, a priori, de façon aléatoire. Cependant, comme elles libèrent surtout la tension perpendiculaire à leur direction, elles se connectent en général à angle droit : on parle de jonction T.

Dans des milieux qui sont asséchés ou gelés périodiquement, on observe que les jonctions T se déforment et se déplacent, ce qui les transforme en jonctions Y aux angles de 120°. Les motifs hexagonaux en résultent.

Dans le basalte, des jonctions T se forment en surface, mais la transition entre jonctions T et Y se produit en profondeur, alors que les fractures se propagent dans la lave se refroidissant.

Martin Hofmann et ses collègues ont calculé l'énergie libérée lorsqu'une fracture se propage. Ils ont supposé que la forme des jonctions pouvait changer. Ils montrent ainsi que si la jonction se déforme de T vers Y, l'énergie libérée augmente de 7%. La tension dans le basalte est ainsi mieux dissipée et la configuration plus stable. Des simulations numériques ont confirmé les résultats des chercheurs.

Phys. Rev. Lett., vol. 115, 154301, 2015

 

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Le refroidissement de surface ménage des tunnels sous-basaltiques
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Chutes de Dettifoss
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Sellfoss : une chute de plus 800 m de long

 

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Chutes de Magnudarfoss dans les orgues basaltiques
 
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Gullfoss : une chute royale

 

Parmi les différentes manifestations volcaniques rencontrées : fumerolles, solfatares, sources chaudes, hordinos, mares de boue, etc. les plus spectaculaires sont certainement le fait des geysers.

 

Qu'est-ce qu'un geyser ?

 

Un geyser est une source qui jaillit par intermittence en projetant de l'eau chaude et de la vapeur à haute température. Le terme geyser provient de Geysir, le nom du plus célèbre geyser islandais, dont l'étymologie est liée au verbe islandais gjósa (en français jaillir).

 

Or le grand geyser de Geysir ne fonctionne plus de façon naturelle. Seuls des visiteurs illustres ont droit à sa manifestation dopée par l'usage de détergents précipités dans le conduit. Mais les touristes ordinaires peuvent admirer son voisin le Strokkur qui se manifeste toutes les 8-10 min.

 

Comment ça marche ?

 

L'activité des geysers, comme celle de toutes les sources chaudes, est liée à une infiltration d'eau en profondeur.

 

Dans les régions volcaniques, l'eau est chauffée au contact des roches, elles-mêmes chauffées par le magma en fusion.

 

Dans les régions non volcaniques, l'eau est chauffée par l'action du gradient géothermique, la température et la pression augmentant avec la profondeur.

 

Par convection, l'eau chauffée et mise sous pression rejaillit alors vers la surface. Les geysers diffèrent des simples sources chaudes par la structure géologique souterraine. L'orifice de surface est généralement étroit communiquant par des conduits étroits et résistants qui mènent à d'imposants réservoirs d'eau souterrains.

 

L'eau de surface s'infiltre par gravité dans le réservoir du geyser où elle s'accumule et monte dans le conduit. La pression dépend de la longueur de la cheminée. Plus la pression est grande, plus la température d'ébullition est élevée. L'eau du conduit va faire pression sur l'eau du réservoir et augmentera la température d'ébullition. Au bout d'un certain temps, la poche magmatique sera portée à une température suffisante pour entraîner la vaporisation d'une partie de l'eau et créant ainsi une bulle de vapeur. Cette bulle emprunte la seule issue qui lui est offerte : la cheminée où elle s'engouffre, refoulant vers le haut l'eau du conduit qui n'exercera plus de pression sur l'eau du réservoir. Cette dernière va entrer en ébullition et pousser toute l'eau du geyser à l'extérieur.

 

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La bouche du Strokkur commence à frémir
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La bulle pousse l'eau qui gonfle la surface en coupole

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La bulle est prête à éclater


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Le Strokkur en pleine action

 

En fait, il existe deux types de geysers. Le geyser dit « fontaine » est terminé par un cône étroit, avec un conduit très fin. Lorsqu'une éruption se produit et qu'une colonne d'eau jaillit, elle est en fait expulsée par la pression due à l'étroitesse du conduit. C'est le cas par exemple d'Old Faithful à Yellostone.

 

L'autre type de geyser est le geyser dit « gazeux ». Il s'agit généralement d'une source chaude qui, lorsque du gaz est expulsé, fait remonter les bulles d'eau qui explosent au contact de la surface et qui créent une large colonne d'eau, souvent de courte durée. C'est le cas du Strokkur que nous avons pu observer ici.

 

 

Fumerolles et solfatares

 

 

Les fumerolles sont des émanations de gaz, en particulier de la vapeur d'eau ou de dioxyde de carbone qui s'échappent de crevasses ou de cavités d'origine volcanique.

 

 

Les solfatares sont des fumerolles rejetant du soufre.

 

 

Mares de boues

 

 

Une mare de boue est un type de source d'eau chaude ou de fumerolle, brassant des sédiments (argile d'origine volcanique, oxyde de fer, soufre...) à sa surface, et caractérisée par de perpétuelles remontées de bulles de gaz à sa surface.

 

 

Mofettes

 

 

Les mofettes sont de petites émanations de dioxyde de carbone qui s'échappent de fissures et des trous d'origine volcaniques d'où s'échappe du gaz carbonique. Parfois, les mofettes brassent des sédiments à leur surface.

 

 

Hornitos

 

 

Les hornitos sont des cônes volcaniques de dégazage, créés lors de retombées de fragments de laves incandescents entre eux.

 

Ces différents phénomènes sont visibles sur la vidéo ci-dessous :

 

Phénomènes volcaniques

 

Les Islandais ont su profiter de toute cette chaleur interne et exploitent cette source d'énergie pour procurer aux habitants de l'eau chaude, alimenter des serres avec production de fleurs, de légumes et de fruits. Eh, oui ! il pousse des bananiers en Islande. D'une façon plus importante, la géothermie permet la génération d'électricité pour les industries métallurgiques et la consommation domestique.

 

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Exploitation de la géothermie

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Centrale géothermique du volcan Krafla

(© Schutterstock/Darren Baker)


 
C'est à sa position géographique sur la dorsale médio-atlantique qui émerge à l'air libre en Islande que l'île doit ce tempérament de feu.

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L'Islande est située à l'extrémité nord de la dorsale médio-atlantique qui court sur 15 000 km au milieu du plancher de l'océan Atlantique et dont l'île constitue la seule partie émergée. Le long des dorsales océaniques, deux plaques tectoniques s'écartent et le manteau terrestre sous-jacent va se figer pour former une jeune croûte océanique, la lithosphère. La dorsale médio-atlantique forme ainsi une chaîne continue de volcans sous-marins émettant une lave visqueuse (plus riche en silice) de type andésite. Ainsi l'Islande est déchirée par la séparation des deux plaques : la plaque nord-américaine qui s'éloigne vers l'ouest et la plaque eurasienne qui s'éloigne vers l'est à la vitesse de 2 cm par an.

 

À ce phénomène de l'écartement des deux plaques océaniques, un point chaud s'y superpose.

 

Un point chaud est marqué par la remontée d'un panache volcanique issu de la base du manteau inférieur, c'est-à-dire à près de 2900 km. La lave des volcans de point chaud est très fluide et formée de basalte (pauvre en silice). Ces points chauds sont fixes et indépendants du mouvement des plaques. Et, au fur et à mesure de l'avancée de la plaque tectonique océanique, celle-ci est perforée par un nouveau volcan à l'aplomb du panache volcanique.

 

L'Islande résulte ainsi de la superposition de ces laves andésitiques ou basaltiques. Pas moins de 130 volcans coexistent en Islande, dont certains sont recouverrts par des glaciers (volcans sous-glaciaires).
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Au nord de la dorsale médio-atlantique : l'Islande
(document Google Earth)
 
Sources :
 
Photos et vidéo : André Guyard (Islande, juillet 2008).
 
Thordarson, T. and G. Larsen (2007) - Volcanism in Iceland in historical time : Volcano types, éruption styles and eruptive history, Journal of Geodynamics, janvier 2007.
Voir également : les volcans islandais (Vu du ciel France 3)
 

 

23/06/2010

Éruption du volcan islandais Eyjafjöll

Islande_6689-logo.jpgÉruption du volcan islandais Eyjafjöll

 

par André Guyard

(dernière mise à jour 23/08/2014)

 

L'Islande est située au milieu de l'Atlantique sur la dorsale médio-océanique, à la divergence des plaques tectoniques  océaniques eurasiatique et américaine. Cette situation exceptionnelle en fait l'une des régions tectoniques les plus actives du monde avec  130 volcans et 600 sources d'eaux chaudes ! L'île se situe aussi au niveau d'un point chaud qui émerge entre deux plaques tectoniques. Ainsi, elle se trouve soumise à deux influences volcaniques superposées. (voir dans ce même blog : Islande, geysers et autres manifestations volcaniques.)

 

Qu'est-ce qu'un point chaud ? Il s'agit d'une anomalie thermique située dans les profondeurs du manteau terrestre, qui fait remonter du magma en surface. C'est ce qu'on appelle le panache profond dans le cas de l'Islande de 2900 km et qui remonte en surface déchirant la croûte terrestre. L'originalité du cas islandais, c'est que cette déchirure se produit justement là où les deux plaques nord-américaine et eurasiatique s'écartent au niveau de la dorsale médio-atlantique.

 

En juillet 2008, j'ai eu l'occasion d'arpenter ce beau pays avec les randonneurs de l'US Novillars : voir Islande, geysers et autres manifestations volcaniques dans ce même blog.

 

Profitant de la présence de ce chauffage central naturel, l'Islande exploite ses ressources géothermiques pour produire son électricité et alimenter son réseau de chaleur. Mais le volcanisme a souvent un revers : une nouvelle éruption fissurale à proximité du glacier Eyjafjallajökull inquiète les volcanologues.

 

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Situation du volcan Eyjafjöll

(cliché Google Earth)

 

Le volcan islandais Eyjafjöll (ou Eyafjalla) situé dans le sud de l'île, à seulement 160 km au sud-est de la capitale Reykjavik est un strato-volcan composé d'un empilement d'une alternance de couches de cendres, de lave et de roches éjectées par les éruptions antérieures. Il est entré en éruption dans la nuit du samedi 20 mars 2010. Recouvert par une calotte glaciaire : l'Eyjafjallajökull, ce volcan culmine à 1 666 mètres d'altitude.  Au cours des 1100 dernières années, le volcan ne s'est réveillé que trois fois, la dernière éruption de l'Eyjafjöll remontant à 1821. Elle avait alors duré plus d'un an.

 

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Cliché satellite. On voit l'émission du panache de fumée au sud de l'Islande

 

Précédée par toute une série de secousses sismiques sous le glacier Eyjafjallajökull, (près de 3000 entre le 3 et le 5 mars), la première phase éruptive fut effusive avec une lave de basalte à olivine d'origine profonde (25 km). Après un arrêt temporaire de la migration du magma vers 6 à 8 km de profondeur, le magma a émergé par une dizaine de fontaines de lave de style hawaïen, d'une hauteur d'une centaine de mètres, le long d'une fissure latérale au col de Fimmvördu.

 

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Connexions possibles entre Eyjafjöll et Katla
(document "Pour la Science - juin 2010)
 

Le volcan est entré le 14 avril dans une deuxième phase explosive caractérisée cette fois par un magma acide, de type trachyandésitique résultant d'un mélange de basalte à olivine et de dacites plus superficielles. Ce mélange serait ensuite remonté dans le cratère historique de l'Eyjafjöll. Le contact de la lave à plus de 1000 °C et de la glace a provoqué des explosions et l'émission jusquà 11 000 m d'altitude d'immenses volutes de vapeur d'eau et de gaz chargés de poussières magmatiques. qu'on appelle téphras. C'est la confluence de deux anticyclones, l'un positionné entre Terre Neuve et l'Islande et l'autre localisé sur l'Europe occidentale qui a entraîné lles masses d'air dans le sens des aiguilles d'une montre. Poussé par ces vents, le panache s'est dirigé vers l'Europe.

 

Le caractère explosif d'un volcan est lié au dégazage et à la viscosité du magma trachyandésitique. Quand le magma monte dans le cheminée du volcan, le mélange de gaz et de magma se dilate, ce qui accélère son ascension, accroît la pression jusqu'à faire passer l'éruption en régime explosif. Dans le cas de l'Eyjafjöll, les explosions sont dues à la fois à la nature acide du magma que la présence de silice rend visqueux et au contact magma-glace.

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Schéma de l'éruption d'un volcan sous-glaciaire

 

 

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Image infrarouge du glacier Eyjafjallajökull qui cache le volcan
Photo © : NASA/JPL/EO-1 Mission/GSFC/Ashley Davies

Le samedi 17 avril 2010 , l'instrument ALI du satellite EO-1 a pris une image infrarouge du glacier islandais Eyjafjallajökull qui cache le volcan (image ci-dessus). Un léger nuage surmonte le glacier.

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La chaleur a permis au volcan Eyjafjöll de perforer la chappe de glace qui le recouvrait
 
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La glace surchauffée se sublime en vapeur d'eau

 

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Les cendres émises se mêlent à la vapeur d'eau

 

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Le nuage de cendres et de vapeur d'eau s'élève à haute altitude
 
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Le magma est arrivé en surface
 

islande,volcan,éruption volcanique,eyjafjöll

Soumise à une pluie de cendres et de bombes,

la surface du glacier a changé de couleur

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La nuit, le spectacle est de toute beauté

 

Afin de protéger les populations, 600 personnes demeurant entre la localité agricole de Hvolsvollur et le village de pêcheurs de Vik ont été évacuées hâtivement.

 

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Quelques villages sont menacés

 

Les risques encourus sont multiples :

* projections de cendres et de lave pouvant affecter notamment le transport aérien (voir plus bas),

* émanations gazeuses mortelles (notamment pour le bétail),

* inondations brutales et importantes, conséquence de la fonte du glacier qui recouvre le volcan.

Ce dernier risque, de loin le plus inquiétant, est un lahar ou jökulhlaup en islandais, ce qui signifie "course de glacier". La fonte du glacier sous l'effet de la chaleur engendre une coulée de matériaux volcaniques (débris, boue). On parle alors de lahars syno-éruptifs appelés aussi lahars primaires ou lahars chauds. On se rappelle que la formation d'un lahar suite à l'éruption du volcan Nevado del Ruiz en 1985 dans la Cordillère des Andes avait entraîné la mort de 25 000 personnes. C'est pourquoi, un état d'urgence a été déclaré dans la zone, même si aucun blessé ou dégât n'est à déplorer.

 

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Le nuage de cendres

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Photos du volcan Eyjafjöll prise le samedi 17 avril 2010

En haut, une photo en infrarouge.

En bas, une photo du volcan tel qu'il est visible depuis le ciel.

(Crédit photo : © Nasa)

 

On distingue sur ces clichés le nuage de cendres, au centre, la neige des glaciers (en blanc en bas et en violet en haut) ainsi que les dépôts de cendres, visibles en gris en haut. Ces cendres sont chargées électriquement, ce qui entraînent la formation de nombreux éclairs au-dessus du volcan.

 

Mais ce qui inquiète les Européens, c'est ce nuage de cendres volcaniques, poussé par les vents d'Ouest qui se répand sur l'Europe entraînant la suspension des vols à partir et en direction de nombreux aéroports.

 

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Le nuage de cendres volcaniques (en noir) dérive vers le Royaume-Uni
(Image: EUMETSAT)
 

Le réveil du volcan Katla suscite l'inquiétude

 

Pour le moment, les volcanologues sont prudents car cette petite éruption fissurale, qui ne montre aucun signe d'affaiblissement, pourrait déclencher celle du volcan voisin, le Katla. Dix fois plus important que l'Eyjafjöll, il a la réputation d'être un des volcans les plus dangereux d'Islande. Caché sous le glacier Myrdalsjökull dans le Sud de l'île, le Katla est entré pour la dernière fois en éruption en 1918. Une éruption du volcan Katla et le contact du magma avec la glace déclencherait une éruption explosive qui émettrait un énorme nuage de cendres et surtout une débâcle glaciaire, c'est-à-dire un gigantesque lahar. Ce déferlement d'eau, de glace et de boue représente un risque majeur car une population relativement dense vit à ses pieds.

 

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Eyjafjöll et Katla sont situés en dehors de la divergence des plaques
(document "Pour la Science - juin 2010)

 

Comment les cendres volcaniques menacent les aéronefs

 

Parce que les nuages de cendres sont secs, ils sont invisibles sur les radars météorologiques.

 

Pour comprendre le risque, rappelons-nous de la mésaventure d'un Boeing 747 de la British Airways survenue le 24 juin 1982. Le Boeing 747 avait décollé de Londres pour Auckland (Nouvelle-Zélande). L'équipage ignorait que le volcan Mount Galunggung à l'ouest de Java (Indonésie) était entré en éruption et crachait des cendres à son altitude de vol.

 

Quelque part au sud de Java à 1 h 40, heure locale, l'équipage remarqua que le verre des fenêtres du poste de pilotage devenait brillant, phénomène aussitôt suivi par une lueur au niveau des moteurs et une odeur de gaz sulfureux envahissant la cabine. En quelques minutes, les quatre moteurs furent coupés et le jumbo-jet dut parcourir en planeur 11 kilomètres au-dessus de l'océan. À l'altitude de 4 kilomètres, cependant, certains des moteurs purent être remis en marche et l'avion atterrit en toute sécurité à Jakarta.

 

Comme nous l'avons dit plus haut, les cendres volcaniques ou téphras se composent de particules de roche pulvérisée vitreuse de diamètre inférieur à 2 millimètres et extrêmement corrosives. Quand un avion vole en altitude à sa vitesse de croisière, les fenêtres du poste de pilotage subissent un jet de téphras, obscurcissant la vue des pilotes. Les moteurs aspirent la poussière qui fond dans la chambre de combustion et ce magma se dépose sur les aubes de turbine bloquant ainsi le flux d'air du moteur, s'immisçant également dans les tubulures. Heureusement quand le magma se refroidit et se solidifie alors que l'avion plonge en planeur, il arrive qu'il se détache et permette un redémarrage du moteur.

En outre, le nuage chargé de cendres est appauvri en oxygène. Si un aéronef le traverse, la combustion du kérosène s'en trouve gênée et le rendement des réacteurs minoré pouvant aller jusqu'à l'extinction.

 

En ce qui concerne le Eyjafjöll, tant que le risque lié au nuage de cendres volcaniques a subsisté, les transports aériens de l'Europe du Nord, y compris la moitié nord de la France et la Suisse ont été suspendus.

 

Remarque (11/06/2011) : une décision justifiée par des études en laboratoire

 

En fait, la décision de bloquer au sol les avions pendant l'éruption du volcan islandais était la bonne, affirme le département de chimie de l'université de Copenhague (Danemark). Les cendres émises pouvaient bel et bien perturber les moteurs, selon les essais réalisés en laboratoire.

Une étude publiée dans les Pnas a montré que les cendres de l'Eyjafjoll étaient abrasives et le sont restées durant plusieurs semaines. D'une taille variant d'une dizaine de nanomètres au millimètre près du volcan, les particules, associées à de la vapeur d'eau, étaient composées d'andésite, de cristaux de plagioclases (silicates), de pyroxènes et d'olivine. Les risques pour les avions étaient multiples : abrasion du pare-brise, vitrification sur certaines parties des réacteurs.

Les chercheurs annoncent par ailleurs dans les Pnas avoir mis au point une méthode pour déterminer en 24 heures la dangerosité des cendres.

 

Remarque (24/05/2011) : Peut-on protéger les avions des cendres volcaniques ?

 

L'éruption de l'Eyjafjöll, en avril 2010, a projeté dans l'atmosphère une grande quantité de cendres, ce qui a paralysé le trafic aérien en Europe. Un peu plus d'un an après, un autre volcan sous-glaciaire islandais, le Grimsvötn, est entré en éruption projetant également un panache de cendres qui a atteint 20.000 mètres de hauteur le samedi 21 mai 2011, premier jour de l'éruption.

 

En quelques, jour, le panache de cendres dégagé par le Grimsvötn s'est réduit aux alentours de 2000 mètres de hauteur et l'éruption pourrait prendre fin avant la fin du mois de mai.

 

Le trafic aérien a été perturbé en Islande et dans les Îles britanniques.

Le risque couru par les aéronefs est dû au fait que les cendres sont susceptibles de fondre dans les réacteurs des avions, et dégradent les céramiques isolantes.

 

La céramique utilisée en aéronautique est composée d'un mélange d'oxydes de zirconium (ZrO2) et d'yttrium (Y2O3) ; elle isole le réacteur des pièces situées à proximité. Sa structure poreuse la rend flexible : elle peut se déformer sans se rompre lors des changements de température.

 

Nitin Padture, de l'Université de l'Ohio et ses collègues américains et russes ont étudié son comportement quand elle est chauffée à 1200 °C en présence des cendres, riches en silice, prélevées sur l'Eyjafjöll. Ils ont montré que les cendres fondent et constituent une phase vitreuse peu visqueuse qui pénètre dans les pores. En refroidissant, la silice durcit, diminuant la flexibilité de la céramique, qui risque de se détacher du réacteur. Les chercheurs ont mis au point une nouvelle céramique d'oxyde de zirconium et de gadolinium (Gd2Zr2O7), imperméable aux cendres fondues dès que son épaisseur est supérieure à dix micromètres. À haute température, cette céramique réagit partiellement avec les cendres et forme de petits cristaux qui colmatent l'entrée des pores. Ainsi, la silice vitreuse ne pénètre plus profondément dans la céramique, et le matériau conserve à peu près sa structure et ses propriétés isolantes.

 

Ces nouveaux matériaux doivent encore subir des tests pour que l'on sache s'ils conservent leurs propriétés après plusieurs cycles d'élévation de la température. Les avions devraient pouvoir alors voler à travers des nuages de cendres volcaniques.

 

Source : J. Drexler et al., Advanced Materials, en ligne, 8 avril 2011

 

Le système AVOID (6 novembre 2013)

 

Grâce à ce système mis au point par des chercheurs norvégiens, les avions ne seront plus bloqués par les volcans. Pour éviter que les avions restent cloués au sol par les panaches de cendres, des chercheurs norvégiens associés à une compagnie aérienne ont développé le système AVOID. Ce système va permettre aux avions de déceler ces infimes particules à une centaine de kilomètres de distance. Assez loin pour pouvoir adapter leur plan de vol ! Son efficacité a été testée avec succès en octobre 2013. Ce dispositif exploite la loi de Planck, qui lie la température d'un corps à son rayonnement : un nuage de cendres étant plus chaud qu'un cumulonimbus, par exemple, il n'émet pas les mêmes ondes, ce qui permet de le repérer. Captées à l'aide de deux caméras thermiques à infrarouge fixées sur l'avion, les données sont transmises en temps réel à l'ordinateur de bord ainsi qu'au centre de contrôle aérien. Des cartes de dispersion des cendres sont ainsi établies. Encore au stade de développement, le système intéresse déjà de nombreuses compagnies aériennes. Easy Jet envisage de l'intégrer dès 2015 sur une dizaine d'appareils.

 

Surveillance des panaches de cendres volcaniques (octobre 2011)

 

L'éruption de l'Eyjafjoll a entraîné une longue et très coûteuse fermeture de l'espace aérien. Pour éviter que cette situation de crise ne se reproduise, experts, chercheurs et météorologues des VAAC (Volcanic Ashes Advisory Centers) unissent désormais davantage leurs efforts et leurs moyens pour prédire l'avancée des panaches de cendres. En combinant étude directe et détection par satellites, photomètres et lidars (télédétection par laser), parfois transformés pour l'occasion, ils cumulent des informations sur la composition, l'altitude ou la densité des cendres et obtiennent en quelques heures des cartes prévisionnelles fiables du trajet de ces nuages afin de renseigner au plus vite les compagnies aériennes. Un travail qui reste cependant difficile compte tenu des incertitudes naturelles (caprices du volcan, conditions météorologiques, etc.) mais aussi en raison de l'absence d'un réseau d'observation européen spécifique.

 

1. Par une étude directe

 

Échantillonnage des cendres au sol ou dans le nuage, par avion (ATR 42 M55 Geophysica) pour connaître leurs propriétés microphysiques (granulométrie, forme...) et leur composition chimique.

 

2. Au sol

 

Surveillance de l'atmosphère via des réseaux de radars, lidars, interféromètres, photomètres... Ces derniers mesurent l'intensité de la lumière qui leur parvient du Soleil, plus basse en présence de cendres, permettant d'évaluer l'épaisseur du nuage. Ces mesures sont rendues difficiles en présence de pollution.

 

3. Par satellites

 

Utilisation de radiomètres, interféromètres, lidars, etc., embarqués dans des satellites d'observation de l'atmosphère (Parasol, Calipso, Météosat, Envisat, Metop, Terra, Aqua...) pour déterminer la surface, l'altitude, l'épaisseur du nuage et certaines de ses caractéristiques.

 

4. Par avion

 

16 avril 2010 : le CEA à Saclay détecte des cendres de l'Eyjafjoll au nord de la France puis à 6 km au-dessus de Paris. Afin de pouvoir renseigner les compagnies aériennes, il embarque un lidar dans un avion Falcon 20 de l'unité Satire (CNRS, Cnes, Météo-France). Cet appareil, aussi utilisé au sol ou par satellite, émet un faisceau laser vers l'atmosphère et analyse la lumière qui lui revient. En dépolarisant cette lumière, les cendres signent leur présence dans l'atmophère.

 

Source : Marion Sabourdy, Sciences et Avenir, n° 776, octobre 2011, p. 16-17.

 

Destin des cendres

 

 Que vont devenir ces cendres ? Soumises aux pluies et aux vents, elles ont rejoint les couches basses de la troposphère et se sont fondus dans la masse des polluants urbains et industriels.

 

À la suite de l'éruption de l'Eyjafjöll, un groupe de travail international dirigé par l'Autorité de l'Aviation Civile (CAA) du Royaume-Uni a défini trois zones pour le trafic aérien.

- Zone 1, moins de 0,2 mg de cendres par m3 d'aire : aucune restriction de vol.

- Zone 2, concentration comprise entre 0,2 et 2 mg par m3 d'air : les vols sont possibles, mais les contrôles de maintenance et d'inspection des appareils sont renforcés.

- Zone 3 : concentration supérieure à 2 m par m3 d'air : les vols sont interdits.

Selon la météo, des vols de durée limitée peuvent cependant être autorisés jusqu'à 4 mg par la CAA.

 

Comment la vie peut reprendre le dessus

 

Ce problème rejoint celui des biotopes soumis aux incendies. Après incendie ou éruption volcanique, la biodiversité se recompose grâce aux espèces opportunistes. Sur la terre carbonisée, les quelques espèces survivantes, mais surtout celles qui vivaient en lisière profitent de la situation pour recoloniser le milieu. Et cela rapidement. L'ampleur et la rapidité de la recolonisation dépendent de l'intensité de la brûlure, du lieu et du moment de la catastrophe, ainsi que des espèces présentes sur et autour du site anéanti.

 

Sur le lieu-même de la catastrophe, la nature transforme un sol devenu invivable en un support capable à nouveau d'accueillir la vie en quelques années et la recolonisation s'enclenche avec la dispersion de nouvelles espèces venues de l'extérieur. Ce processus dépend tout de même de certaines conditions. Le lieu de la zone à recoloniser et sa distance par rapport aux différentes populations sources susceptibles de le conquérir sont deux éléments primordiaux. Plus il est aisé et rapide de coloniser un territoire, plus le nombre d'espèces qui l'envahiront sera important.

 

Un bel exemple de cette recolonisation est donné par l'île Surtsey apparue au sud-ouest de l'Islande entre 1963 et 1967.

 

Sur cette île volcanique sortie stérile de l'océan, entre 1963 et 1967, seules les graines capables d'être transportées par les flots ou par les vents parvinrent à s'installer. Puis des oiseaux nichèrent sur l'île et apportèrent avec eux quantités de nouvelles espèces végétales mais aussi animales. Quarante-cinq ans plus tard, on compte 91 espèces d'oiseaux, 354 espèces d'invertébrés et 69 espèces de plantes !

 

C'est probablement au mont Saint-Helens, dans le Nord-Ouest des États-Unis, que ces processus ont été les plus étudiés. Aujourd'hui, une forêt de conifères entoure les pieds de ce jeune volcan et sur ses flancs s'étalent des prairies vertes. Pourtant, en mai 1980, l'éruption du volcan transforma plus de 500 km2 de vie exubérante en un désert de cendre et de désolation.

 

"Au mont Saint-Helens, la recolonisation de la vie a surpris tout le monde par sa vitesse et par ses mécanismes", confie Virginia Dale, qui fait partie des premiers écologues américains à s'être rendus sur place, puis à effectuer un suivi de la nature autour du volcan.

Un des résultats les plus étonnants de ce suivi a révélé l'importance des espèces survivantes. De fait, malgré les coulées de lave et les tonnes de poussières ardentes, des poches de vie ont survécu dans certains endroits, autorisant la mise en route de la première phase de la recolonisation via l'expansion d'espèces existantes. Un phénomène que l'on retrouve dans la plupart des incendies et des éruptions volcaniques, mais de façon plus ou moins marquée.

 

Chez les végétaux, les graines les plus légères et les spores de fougères ou de mousses débarquées par le vent représentaient les premiers colons, Les graines ont aussi été transportées par les animaux. C'est ainsi qu'en l'espace de neuf ans, la végétation autour de ce jeune volcan recouvrait déjà environ 10 % des territoires qu'elle occupait autrefois. Aujourd'hui, les chercheurs estiment qu'elle recouvre environ 80 % des zones, avec toutefois de grandes disparités selon les endroits.

 

Pour le mont Saint-Helens, on peut dire que la nature établie autour du volcan a eu de la chance ce 18 mai 1980 : il restait une couverture neigeuse suffisamment importante pour protéger quelques espèces des éjections incandescentes. Et ces endroits furent ensuite de véritables îlots de végétation d'où la nature puisa la force de reconquérir le terrain perdu.

 

Par ailleurs, certains animaux migrateurs n'étaient pas sur les lieux au moment de l'éruption, comme les saumons dont certains sont revenus l'été suivant. Tandis que d'autres animaux étaient encore bien enfouis dans leur terrier, notamment les rongeurs. Sur les 32 espèces de petits mammifères connus pour vivre autour du volcan, 14 ont ainsi survécu. De même que plusieurs végétaux dont la germination n'avait pas encore eu lieu, comme les lupins. Ces pionnières végétales ont joué un rôle déterminant car elles ont l'avantage de fixer et retenir l'azote, ce qui permet de fertiliser les sols. Et donc de faciliter l'installation d'autres plantes.

 

De fait, l'état du sol à la suite d'une catastrophe de ce type constitue un des freins majeurs au retour des végétaux. Après avoir grillé à plus de 300 °C, les cellules des organismes du sol et des végétaux sont détruites, les nutriments brûlés. Et la terre devient stérile. Elle ne retrouvera sa capacité d'accueil que grâce aux apports des zones voisines moins touchées. Les plantes survivantes jouent ici un rôle clé en fournissant une matière organique capable d'accueillir d'autres espèces.

 

Toutefois, les plantes survivantes ne sont pas les seules à restaurer la fertilité des terres brûlées. Les nuages de cendre alimentent aussi le sol en minéraux, ainsi que les pluies, les fientes d'oiseaux ou encore le bois mort. Enfin, les "pluies d'insectes" ont également un rôle important, dans des proportions plus ou moins grandes selon la richesse et la distance de la source d'insectes. Durant l'été, de nombreux juvéniles d'insectes et d'araignées se disséminent par la voie des airs. C'est l'essaimage aérien. Sur chaque hectare autour du volcan, environ 90 kg d'insectes sont ainsi déposés durant les quatre mois d'été, d'après les estimations des scientifiques ! Or en plus d'apporter la vie et d'amorcer une chaîne alimentaire, ces insectes dont beaucoup meurent rapidement, alimentent également le sol en matière organique (matière carbonée issue des êtres vivants et composée essentiellement de carbone et d'eau mais aussi d'oxygène, d'hydrogène, d'azote, de phosphore, etc.).

 

Quelques photos magnifiques sur l'éruption

 

Voir également : les volcans d'Islande (Vu du Ciel France 3)

 

Ajout du 23/08/2014

 

Été 2014 : le Bardarbunga, situé sous le plus grand glacier d'Islande et dont l'altitude dépasse 2 000 mètres, est entré en activité le samedi 16 août. voir l'article : un volcan islandais menaçant

 

Sources bibliographiques :

 

Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand

Detay M. (2010) - L'Eyjafjöll, radiographie d'un volcan qui a du panache. Pour la Science, n° 392 - juin 2010, 70-76.

Incendies : la biodiversité se recompose avec opportunisme. Science & Vie, n° 1114, juillet 2010. pp 58-61.

 

22/06/2010

Le Kawa Ijen, un volcan de Java (Indonésie)

Le Kawa Ijen est un volcan dont le cratère est occupé par un lac acide. Il se caractérise par une exploitation à dos d'homme d'une solfatare qui produit du soufre.

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Séismes

séisme.jpgSéismes 2010

 

par André Guyard

 

Le début de l'année 2010 a été marqué par une série de tremblements de terre qui ont affecté Haïti en janvier et le Chili en février.

 

Haïti

Haiti_plaque caraibe-1.jpg
Conflit des plaques tectoniques dans la région caraïbe

 

L'île d'Hispaniola (que se partagent Haïti et la République dominicaine) se trouve dans une zone sismiquement active, entre deux plaques tectoniques : la plaque nord-américaine au nord et la plaque caraïbe au sud. Dans cette zone, les failles sont des décrochements sénestres et des failles de compression (failles inverses) ou chevauchements.

 

Au départ, on a cru que le séisme avait été provoqué par la rupture d'une faille, orientée ouest-est, sur une longueur de cinquante à cent kilomètres. Il s'agit de la faille d'Enriquillo, qui est un décrochement sénestre qui traverse l'île d'Ouest en Est et passe à 5 km au sud de la capitale Port-au-Prince et qui autorise un mouvement horizontal de 7 mm/an.

 

Selon Éric Calais, de l'université Purdue (États-Unis), le séisme a été occasionné par une faille alors inconnue. L'observation des récifs coralliens émergés près de l'épicentre ainsi que les données récoltées par satellites radar et CPS ont montré que ce séisme avait causé des déformations de la surface terrestre incompatibles avec le comportement de la faille d'Enriquillo. En utilisant un modèle informatique pour simuler ces déformations, le chercheur a montré qu'elles ne pouvaient s'expliquer que par l'existence d'une faille secondaire jusqu'alors non identifiée, et baptisée faille de Léogâne. Et le géologue de prévenir que la faille d'Enriquillo menace donc toujours Haïti puisqu'elle n'a pas libéré l'énergie accumulée.

 

Haiti_faille_décrochante-1.jpg
La faille décrochante d'Enriquillo


Ce tremblement de terre est un séisme crustal dont le foyer serait à une profondeur relativement faible de 10 km (d'où la dénomination de séisme crustal). Sa magnitude est de 7,0 à 7,3. Il est survenu le 12 janvier 2010 à 16 heures 53 minutes, heure locale. Son épicentre (18° 27′ 25″ Nord - 72° 31′ 59″ Ouest) est situé approximativement à 25 km de Port-au-Prince, la capitale d'Haïti. Une douzaine de secousses secondaires de magnitude s'étalant entre 5,0 et 5,9 ont été enregistrées dans les heures qui ont suivi dont le deuxième d'une magnitude de 6,1 est survenu le 20 janvier 2010 à 6 heures 3 minutes, heure locale avait un hypocentre situé approximativement à 59 km à l'ouest de Port-au-Prince, et à moins de 10 kilomètres sous la surface. L'Institut géologique américain a annoncé le 24 janvier avoir enregistré 52 répliques d'une magnitude supérieure ou égale à 4,5.

 

Haiti_épicentre-1.jpg
L'épicentre se situait à 25 km de Port-au-Prince

 

Selon le CNRS (19 janvier 2010), le glissement cosismique de 1 à 2 m se serait produit sur 70 km de long.

 

Le premier séisme a causé de nombreuses victimes, : 230 000 morts, 300 000 blessés et 1,2 million de sans-abris. 211 rescapés ont été extraits des décombres par les équipes de secouristes venues du monde entier.

 

Haiti_intensité_séisme-1.jpg

Carte des intensités du séisme, estimées, selon l'échelle de Mercalli


Port-au-Prince1-1.jpg
1ère image satellite après le séisme
© SERTIT - CNES - International Charter

La carte ci-dessous montre en rouge, les zones dont au moins 45 pour cent des structures ont été endommagées. En orange, celles où les dégâts sont plus sporadiques (entre 11 et 45 pour cent). En jaune, celles où peu de dommages sont visibles.

Port-au-Prince2-1.jpg
Première carte des dégâts à Port-au-Prince
© CNES, JAXA, GeoEye, SERTIT

Comment les satellites aident-ils à évaluer les dégâts causés par un séisme?

 

Deux heures à peine après le séisme survenu en Haïti le 12 janvier, la Sécurité civile française, première à réagir, a activé la charte internationale "Espace et Catastrophes majeures". Cet accord, signé il y a dix ans, prévoit que les 12 principales agences spatiales s'engagent à mettre gratuitement en commun les données acquises par leurs satellites d'observation juste après une catastrophe naturelle majeure.

 

Objectif : éditer des cartes de terrain les plus actualisées possibles afin d'aider les secours sur place. Le Gnes (Centre national d'études spatiales), à Toulouse, a dirigé les opérations financées par une initiative européenne, le GMES (Global Monitoring for Environnement and Security).

 

Un peu plus de vingt-quatre heures après le séisme, une première carte des dégâts était envoyée sur place. D'autres ont suivi. « C'est la première fois que nous parvenons à exploiter aussi efficacement les données satellitaires car les conditions météo très favorables ont permis de faire des images sans nuages », précise Catherine Proy, du Cnes.

 

La charte avait déjà été mise en œuvre lors du tremblement de terre au Sichuan (Chine) en mai 2008, mais la couverture nuageuse n'avait pas permis d'utiliser les images. Autre point fort en Haïti : des satellites chinois, sud-coréen et indien - pays récemment signataires de la charte - ont participé à l'opération, ainsi que deux satellites commerciaux (GeoEye et QuikBird).

 

C'est ainsi que dix satellites ont participé à l'opération. En orbite basse (600 à 800 km d'altitude). ils font le tour de la Terre en quelques heures. Il a fallu attendre que chacun d'entre eux survole Haïti après le séisme pour mettre en commun les données. Ci-dessous, un tableau des différents satellites qui ont participé à l'élaboration des cartes de sinistres en Haïti.

 

Satellites

résolution

champ de vue

SPOT 5 (France)

2,5 m

60 km x 60 km

WORLD VIEW (États-Unis)

50 cm

60 km x 110 km

GEOEYE (États-Unis)

40 cm à 1,3 m

15 km x 9,5 km

QUIKBIRD (États-Unis)

2,44 à 2,88 m

16,5 km x 16,5 km

CARTOSAT (Inde)

2,5 m

30 km

HJ1A (Chine)

30 m

50 km

KOMPSAT 2 (Corée du Sud)

1 m

50 km

ALOS (Japon)

2,5 m

70 km

Satellites radars : RADARSAT, TERRASAT

 

 

 

Une infographie publiée dans le numéro d'avril 2010 de Sciences et Avenir décrit la chronologie de l'élaboration de ces cartes de terrain.

 

13 janvier + 18 h 25

TOULOUSE

L'antenne, située à Toulouse, réceptionne les données des dix satellites, sous forme d'un tableau de nombres, entre 0 et 255. Chaque nombre représente la part de l'énergie réfléchie par un point de la surface du sol, très différente pour une surface lisse et un tas de gravats.

 

13 janvier + 19 h 57

STRASBOURG/MUNICH

Ces tableaux sont envoyés à deux centres de traitement : le Sertit (Service régional de traitement d'images et de télédétection) à Strasbourg et le DLR (Centre spatial allemand) à Munich. Leur tâche est de rendre exploitables ces données issues de satellites ayant des champs de vision et des résolutions différents pour en extraire des cartes. Pour ce faire, deux méthodes sont utilisées.

L'orthorectification

La première étape consiste à irriger l'effet du relief, celui de la rotondité de la Terre et d'une éventuelle prise de vue oblique du satellite afin d'élaborer une carte en 2D.

Le géoréférencement

La seconde étape, délicate, consiste à mettre toutes les cartes « orthorectifiées » à la même échelle puis à les caler sur un système de coordonnées géographiques (longitude et latitude), de manière à pouvoir superposer cette image satellitaire au modèle numérique de terrain (MNT) élaboré par l'IGN (Institut géographique national). C'est ainsi que l'on appelle une représentation numérique du relief d'une région. Cette superposition permet d'inclure le relief dans les cartes satellitaires.

 

14 janvier + 25 h 52

Les extractions thématiques

La carte obtenue après orthorectification et géoréférencement est comparée à la même image réalisée par des méthodes similaires avant le séisme et d'établir une carte des dégâts, définir les zones de rassemblement des populations sinistrées, les zones de pollution et les points d'eau de surface accessibles.

L'étape finale consiste à envoyer les cartes vers les zones sinistrées par les moyens de communication encore disponibles.

 

Sources pour Haïti :

 

http://fr.wikipedia.org/wiki/Tremblement_de_terre_d%27Ha%...

 

Azar Khalatbari, Chili : deux régions sous surveillance Sciences et Avenir avril 2010 n° 758 p. 18-19.

 

Le Chili

 

Un puissant séisme de magnitude 8,8 , l'un des plus violents des cent dernières années, est survenu samedi 27 février au large du Chili et plus de 20 répliques ont été enregistrées. La dernière, de magnitude 6,1, a eu lieu vers 14 h heure française. La plus puissante, de magnitude 6,9, a été enregistrée au large des côtes chiliennes à 8 h 01 GMT, soit environ une heure et demie après la première secousse. La secousse a été ressentie jusqu'à Santiago, la capitale, qui se trouve pourtant à quelque 400 km de l'épicentre, et en Argentine. Une vague de tsunami  de 2,34 mètres s'est ensuite abattue samedi matin sur la ville côtière chilienne de Talcahuano. Et des vagues de tsunami  traversaient samedi l'ensemble de l'océan Pacifique à la suite de ce séisme et le phénomène devait s'achever au Japon avec des vagues de 30 cm, selon un responsable de la Météo nationale américaine.

 

Le Chili s'organisait lundi après avoir découvert l'ampleur des dégâts provoqués sur ses côtes par ce tsunami qui a détruit des villes balnéaires entières après le séisme, dont le bilan atteignait au moins 711 morts depuis samedi.

 

Le sud du pays est le plus touché, offrant un spectacle de désolation sur le littoral, où des maisons ont été broyées, des bateaux projetés à l'intérieur des terres.

 

À l'heure où le Chili se relève de ce séisme, les experts se tournent vers deux "lacunes sismiques" menaçantes : il s'agit de segments de faille n'ayant pas rompu depuis longtemps et qui ont connu des tremblements de terre meurtriers dans le passé. D'abord, la région d'Arica (voir la carte ci-dessous), où le dernier séisme date de 1877. "Mais je suis aussi très inquiet pour celle de La Serena, déclare Raùl Madariaga, de l'Ecole normale supérieure à Paris. Cette région a bien connu des séismes, mais ils se sont produits hors de la zone de subduction et n'ont pas pu libérer les contraintes accumulées." La sismicité du Chili est due à la zone de subduction entre la plaque océanique Nazca et le continent sud-américain : la première s'enfonce d'environ 6,5 cm/an sous le second. La plaque sud-américaine doit absorber la déformation accumulée, ce qui provoque des séismes. Plus ceux-ci sont espacés, plus la probabilité d'une rupture violente est forte. Celui du 27 février, qui a déplacé la ville de Concepcion de 3 mètres, "était attendu depuis longtemps, explique Christophe Vigny, du même laboratoire, car le dernier séisme survenu dans la lacune de Concepcion, décrit par Darwin, remontait à 1835."

 

chili1-1.jpg

Conflit entre la plaque Nazca et la plaque sud-américaine

(infographie : laboratoire de géologie -ENS/CNRS à partir des données USGS)


Sources pour le Chili :

 

Azar Khalatbari, Chili : deux régions sous surveillance Sciences et Avenir avril 2010 n° 758 p. 22.

 

Peut-on prévoir les séismes ?

 

Existe-t-il des signes avant-coureurs annonçant l'imminence d'un séisme ?

 

Georges Charpak, prix Nobel de physique (1992) s'est intéressé au radon, ce gaz radioactif produit par la désintégration de l'uranium. Avec d'autres spécialistes, Charpak tente de mettre au point un détecteur de radon qui s'échappe en infime quantité des fissures du sol peu avant un séisme. D'après Charpak, il serait possible d'équiper ces micro-failles de centaines de détecteurs pour prédire l'imminence d'un séisme. Charpak a présenté un prototype de détecteur dans la revue Physicsworld qui identifie les particules alpha et les rayons gamma avec une limite de détection de 420 Bq/m3 , un becquerel (Bq) équivalant à une désintégration par seconde. L'appareil d'un faible coût, pourrait être testé par le CEA (Commissariat à l'Energie Atomique) dans son laboratoire souterrain du Beaufortain (Savoie) à proximité de la retenue de Roselend, dont la mise en eau saisonnière provoque des contraintes mécaniques aboutissant à des émissions de radon.

 

Récemment, Shih-Chieh Hsu de Taïwan a mis en évidence une concentration multipliée par 10 de dioxyde de soufre dans l'atmosphère quelques heures avant deux séismes. Ce SO2 serait libéré par des failles.

 

On trouvera dans la revue Pour la Science de janvier 2012, pp 62-67, l'annonce de la mise au point par les géophysiciens américains d'un système d'alerte rapide capable d'avertir plusieurs dizaines de secondes à plusieurs minutes à l'avance qu'une violente secousse va se produire.

 

Quand la terre gronde

 

Un guide pédagogique gratuit mis à disposition des enseignants du 1er degré pour sensibiliser leurs élèves aux risques naturels du monde.

 

Quand la terre gronde

 

 « Quand la terre gronde » a été développé par la Fondation La Main à la Pâte, en partenariat avec la CASDEN, le Ministère de l’Education nationale, l’Agence spatiale européenne, Universcience et l’Association Prévention 2000.

Ce projet a été réalisé avec l’appui d’enseignants et de scientifiques pour disposer d’un ouvrage simple, pratique et permettre aux enfants d’apprendre à vivre avec le risque de la façon la plus responsable possible. Conforme aux programmes scolaires, il s’inscrit pleinement dans le cadre de l’éducation au développement durable.

Cet ouvrage s’adresse aux enseignants ayant une connaissance scientifique ou non sur le sujet. Ce guide propose une progression complète, clé en main et modulable, composée de 4 séances indépendantes (les volcans, les séismes, les tsunamis et ma commune face aux risques), avec des éclairages scientifiques et pédagogiques, des fiches documentaires et des outils d’évaluation.

Pour disposer gratuitement de cet outil, les enseignants de l’école primaire sont invités à effectuer une demande sur le site* : www.quand-la-terre-gronde.fr

*Dans la limite des stocks disponibles.

 

 

Sismologie dans la région de Thise (Doubs)

Sismologie dans la région de Thise (Doubs)

 

par André Guyard

(article modifié le 2 mars 2013)

 

L'activité sismique particulièrement intense au cours des deux dernières années (2010 et 2011) nous interpelle. Quels sont les séismes qui ont secoué la région bisontine et particulièrement la commune de Thise au cours des siècles derniers ?

 

L'échelle de Richter indique la magnitude, c'est-à-dire l'intensité du séisme. 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.

 

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Carte du risque sismique en Franche-Comté © Géoportail)

 (Cliquez sur la carte pour zoomer)

 

Le tableau ci-dessous répertorie l'ensemble des séismes qui ont affecté notre région au cours des derniers siècles.

Nous reprendrons plus en détail, les séismes dont l'épicentre se trouvait à proximité de notre commune.

 

Tableau des séismes ayant affecté

le Nord-Est de la France

et les régions voisines

 

Surlignés en jaune : séismes ayant affecté la Franche-Comté.

Surlignés en rouge : séismes d'intensité (= magnitude) supérieure ou égale à 7 ayant affecté les contrées voisines.

 

Date

Heu-

re

Choc

Localisation

épicentrale

Région

ou

pays de l'épicentre

Inten-

sité

épi-

centrale

12/11/

2005

19h

31

 

JURA SUISSE

(N-E. AARAU)

SUISSE

5

8/09/

2005

11h

27

 

MASSIF DU MONT-BLANC (VALLORCINE)

ALPES SAVO-

YARDES

5

12/05/

2005

1h

38

 

JURA SUISSE

(N.E SOLOTHURN)

SUISSE

4

5/12/

2004

1h

52

 

BADEN-WURTEMBERG (WALDKIRCH)

ALLEMAGNE

6

28/06/

2004

23h

42

 

JURA SUISSE

(N-E. AARAU)

SUISSE

 

21/06/

2004

23h

10

 

JURA SUISSE(BALE)

SUISSE

5

23/02/

2004

17h

31

 

JURA

(S. BAUME-LES-DAMES)

FRANCHE-

COMTE

5,5

22/02/

2003

20h

41

 

PAYS FORESTIER SOUS-VOSGIEN (RAMBERVILLERS)

VOSGES

6,5

30/04/

1989

3h

38

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (FROIDEVAUX)

FRANCHE-

COMTE

4,5

29/12/

1984

11h

03

R

HAUTES-VOSGES (ELOYES-REMIREMONT)

VOSGES

 

29/12/

1984

11h

02

 

HAUTES-VOSGES (ELOYES-REMIREMONT)

VOSGES

6

13/10/

1984

21h

23

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

FRANCHE-

COMTE

4

5/09/

1984

5h

16

 

ZURICH

SUISSE

6

21/06/

1983

15h

03

 

JURA (ORNANS)

FRANCHE-

COMTE

4,5

5/02/

1983

16h

19

R

AVANT-PAYS JURASSIEN (RANDEVILLERS)

FRANCHE-

COMTE

 

3/02/

1983

2h

48

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (RANDEVILLERS)

FRANCHE-

COMTE

4

18/07/

1980

23h

03

E

PLAINE DE

HAUTE-ALSACE (HABSHEIM)

ALSACE

 

16/07/

1980

15h

50

E

PLAINE DE

HAUTE-ALSACE (HABSHEIM)

ALSACE

4,5

15/07/

1980

12h

17

 

PLAINE DE

HAUTE-ALSACE (HABSHEIM)

ALSACE

6,5

3/07/

1979

21h

13

 

PLATEAU SUISSE (MORAT)

SUISSE

 

3/09/

1978

7h

08

 

JURA SOUABE (ONSMETTINGEN)

ALLEMAGNE

7,5

8/01/

1975

9h

12

 

PLATEAUX JURASSIENS (SALINS-LES-BAINS)

FRANCHE-

COMTE

 

8/03/

1968

4h

01

 

PLAINE DE HAUTE-BOURGOGNE (PONTAILLER/SAONE)

BOURGOGNE

4,5

16/07/

1967

14h

04

 

PLAINE DE HAUTE-BOURGOGNE (AUXONNE)

BOURGOGNE

5

10/07/

1966

3h

45

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTAGNEY)

FRANCHE-

COMTE

 

2/07/

1966

6h

15

 

PLATEAU DE HAUTE-SAONE (FAUCOGNEY ?)

FRANCHE-

COMTE

4

14/03/

1964

2h

37

 

UNTERWALD (SARNEN)

SUISSE

7

25/04/

1962

4h

44

 

VERCORS (CORRENCON-EN-VERCORS)

DAUPHINE

7,5

28/04/

1961

20h

48

 

FORET NOIRE (LORRACH)

ALLEMAGNE

5,5

23/03/

1960

23h

08

 

VALAIS (BRIG)

SUISSE

7

23/11/

1955

6h39

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTARLOT-LES-RIOZ)

FRANCHE-COMTE

6

21/11/

1955

17h45

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (CUSSEY)

FRANCHE-COMTE

 

3/11/

1955

14h27

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTARLOT-LES-RIOZ)

FRANCHE-COMTE

6

28/10/

1955

7h19

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTARLOT-LES-RIOZ)

FRANCHE-COMTE

 

29/07/

1954

4 h 42

 

VALAIS (MONTANA)

SUISSE

6,5

19/05/

1954

9 h 34

 

VALAIS (N-W. SION)

SUISSE

7

30/05/ 1946

4 h 41

R

VALAIS (CHALAIS)

SUISSE

7

26/01/

1946

3 h 15

R

VALAIS (CHALAIS)

SUISSE

 

25/01/

1946

21 h 39 min

R

VALAIS (CHALAIS)

SUISSE

 

25/01/

1946

17 h 32

 

VALAIS (CHALAIS)

SUISSE

7,5

31/05/

1936

5 h 39

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (SELONCOURT)

FRANCHE-COMTE

4

30/12/  1935

3 h 36

 

VALLEE DU RHIN (OFFENBURG)

ALLEMAGNE

7

30/12/

1935

3 h 07

P

VALLEE DU RHIN (OFFENBURG)

ALLEMAGNE

 

27/06/

1935

17 h 19

 

JURA SOUABE (KAPPEL)

ALLEMAGNE

7,5

8/02/

1933

7 h 07

 

VALLEE DU RHIN (RASTATT)

ALLEMAGNE

7

11/01/

1931

23 h 50

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

11/01/

1931

20 h 20

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

11/01/  1931

19 h

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

11/01/

1931

16 h 45

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

4

10/01/

1931

1 h

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

23/12/

1930

2 h

E

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

20/12/

1930

17 h 30

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

28/06/

1926

22 h

 

VALLEE DU RHIN (KAISERSTUHL)

ALLEMAGNE

7

8/01/

1925

2 h 44

 

JURA SUISSE (ORBE-LIGNEROLLE)

SUISSE

6,5

19/11/ 1924

17 h 55

 

JURA SUISSE (ORBE)

SUISSE

 

1/03/1916

20 h 53

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (DOLE)

FRANCHE-COMTE

5

15/12/

1912

22 h 15

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)

FRANCHE-COMTE

 

28/10/  1911

22 h 17

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (ECHENOZ-LE-SEC ?)

FRANCHE-COMTE

4

16/11/

1911

21 h 26

 

JURA SOUABE (EBINGEN)

ALLEMAGNE

8,5

26/05/

1910

7 h 12

 

JURA SUISSE (LAUFEN)

SUISSE

6

 29/04/

1905

 1 h 59

 

 MASSIF DU MONT-BLANC (LAC D'EMOSSON)

 SUISSE

 7,5

 6/05/

1898

 13 h 10

 

 OBERLAND (S. THUN)

 SUISSE

 6,5

 22/02/

1898

 11 h 45 min 

 

 JURA SUISSE (GRANDSON)

 SUISSE

 6,5

 28/12/

1892

 6 h

 

 JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)

 FRANCHE-COMTE

 5

 28/12/

1892

 2 h

 P

 JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)

 FRANCHE-COMTE

 

 27/12/

1892

 21 h

 P

 JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)

 FRANCHE-COMTE

 

 27/12/

1892

 13 h

 P

 JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)

 FRANCHE-COMTE

 

 25/12/

1892

 21 h 15

 P

 JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)

 FRANCHE-COMTE

 

 10/09/

1883

 4 h

 R

 JURA (SANCEY-LE-GRAND)

 FRANCHE-COMTE

 

 7/09/

1883

 23 h 30

 

 JURA (SANCEY-LE-GRAND)

 FRANCHE-COMTE

 

 22/07/

1881

 2 h 45

 

 BELLEDONNE-PELVOUX

 ALPES SAVOYARDES

 7

 8/10/

1877

 5 h 12

 

 FAUCIGNY (LA ROCHE-SUR-FORON)

 ALPES SAVOYARDES

 7

 2/04/

1876

 

 

 JURA SUISSE (NEUCHATEL-BIENNE ?)

 SUISSE

 5,5

 10/11/

1873

 19 h 30

 

 JURA (ORNANS)

 FRANCHE-COMTE

 

 14/09/

1866

 5 h 10

 

 BRENNE (AZAY-LE-FERRON)

 BERRY

 7

 23/10/

1865

 7 h 15

 

 AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

 FRANCHE-COMTE

 

 17/04/

1862

 8 h 10

 

 PLAINE DE HAUTE-BOURGOGNE (SELONGEY)

 BOURGOGNE

 5

 17/06/

1858

 10 h

 

 TERRITOIRE DE BELFORT (BEAUCOURT)

 FRANCHE-COMTE

 4,5

 14/02/

1857

 

 

 PAYS DE MONTBELIARD

 FRANCHE-COMTE

 5

 26/07/

1855

 14 h

 R

 VALAIS (VISP)

 SUISSE

 

 26/07/

1855

 10 h

 R

 VALAIS (VISP)

 SUISSE

 8

 25/07/

1855

 12 h 50

 

 VALAIS (VISP)

 SUISSE

 9

 11/07/

1852

  

 

 TERRITOIRE DE BELFORT (BEAUCOURT)

 FRANCHE-COMTE

 

 24/08/

1851

 2 h

 Z

 OBERLAND (S-W. THUN ?)

 SUISSE

 

 16/05/

1848

 5 h

 

 PLATEAUX JURASSIENS (NOZEROY)

 FRANCHE-COMTE

 5,5

 17/08/

1846

 7 h 40

 

 PLATEAU SUISSE (YVERDON)

 SUISSE

 6,5

 6/09/

1843

 9 h 28

 

 VALLEE DU DOUBS (SOULCE)

 FRANCHE-COMTE

 

 24/01/

1837

 2 h

 Z

 VALAIS (BRIG)

 SUISSE

 7

 27/08/

1831

 0 h 5

 Z

 AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

 FRANCHE-COMTE

 

 30/10/

1828

 7 h 20

 

 AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

 FRANCHE-COMTE

 7

26/10/

1828

11 h 30

P

AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

FRANCHE-COMTE

6

16/12/

1823

 

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

FRANCHE-COMTE

 

19/02/

1822

8 h 45

Z

BUGEY (BELLEY)

BRESSE ET JURA BRESSAN

7,5

11/03/

1817

21 h 25

 

MASSIF DU MONT-BLANC (CHAMONIX)

ALPES SAVOYARDES

7

29/11/

1784

22 h 10

 

SUNDGAU (ALTKIRCH ?)

ALSACE

6

15/10/

1784

12 h 03

 

LAC DU BOURGET (AIX-LES-BAINS)

ALPES SAVOYARDES

6,5

6/07/

1783

9 h 56

 

VALLEE DE L'OUCHE (BLIGNY)

BOURGOGNE

6

10/09/

1774

16 h 30

 

LAC DES 4 CANTONS (LUCERNE)

SUISSE

8

18/01/

1757

5 h 52

 

VOSGES COMTOISES (PLANCHER-LES-MINES)

FRANCHE-COMTE

6

18/02/

1756

7 h 45

 

HAUTES-FAGNES (STOLBERG)

ALLEMAGNE

8

9/12/

1755

14 h 45

 

VALAIS (BRIG)

SUISSE

8,5

26/02/

1685

 

 

JURA SUISSE (AARAU ?)

SUISSE

 

12/05/

1682

2 h 30

 

HAUTES-VOSGES (REMIREMONT)

VOSGES

8

12/12/

1672

14 h

 

JURA SUISSE (BALE ?)

SUISSE

 

24/01/

1653

23 h

 

JURA SUISSE (BALE)

SUISSE

 

21/09/

1650

3 h

 

JURA SUISSE (BALE)

SUISSE

6,5

15/06/

1630

10 h

 

JURA (PONT-DE-ROIDE ?)

FRANCHE-COMTE

 

30/05/

1621

15 h

 

JURA SUISSE (NEUCHATEL)

SUISSE

 

5/10/

1614

1 h 45

 

FORET NOIRE (S. SCHOPFHEIM ?)

ALLEMAGNE

 

18/09/

1601

1 h 45

 

LAC DES 4 CANTONS (LUCERNE)

SUISSE

8

13/11/

1592

22 h

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

FRANCHE-COMTE

 

11/03/

1584

11 h 30

 

LAC LEMAN (MONTREUX)

SUISSE

7

18/10/

1356

22 h

 

JURA SUISSE (BALE)

SUISSE

9

18/10/

1356

17 h

P

JURA SUISSE (BALE)

SUISSE

7,5

1/02/

1267

2 h

 

AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)

FRANCHE-COMTE

 

3/01/

1117

17 h

 

LOMBARDIE (VERONE)

ITALIE

 

 

Quelques explications sur la nomenclature employée dans ce tableau :

 

Nature du choc :

 

  • C : choc principal
  • R : Réplique
  • E : Secousse individualisée d'un essaim
  • P : Précurseur
  • Z : Groupe de secousses d'un essaim

 

Degrés de l'intensité épicentrale :

 

  • 4 : secousse modérée, ressentie dans et hors les habitations, tremblement des objets,
  • 5 : secousse forte, réveil des dormeurs, chutes d'objets, parfois légères fissures dans les plâtres,
  • 6 : dommages légers, parfois fissures dans les murs, frayeur de nombreuses personnes,
  • 7 : dommages prononcés, larges lézardes dans les murs de nombreuses habitations, chutes de cheminées,
  • 8 : dégâts massifs, les habitations les plus vulnérables sont détruites, presque toutes subissent des dégâts importants,
  • 9 : destructions de nombreuses constructions, quelquefois de bonne qualité, chutes de monuments et de colonnes,
  • 10 : destruction générale des constructions, même les moins vulnérables (non parasismiques),
  • 11 : catastrophe, toutes les constructions sont détruites (ponts, barrages, canalisations enterrées...).

 

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 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...

 

Le 19 février 1822, un séisme d'intensité 7,5 a affecté le Bugey où se situe la centrale nucléaire du Bugey.

 

 Les séismes ayant affecté plus spécialement notre région

Légende_intensité du séisme-1.jpg

 

En partant du plus récent au plus ancien :

Thise-séismes-1.jpg

 

1. Vallorcine : 8 septembre 2005

 

Ce séisme a produit quelques légères secousses dans la région bisontine (voir carte ci-dessous).

Thise-séismes_08-09-2005-1.jpg

Séismes-Thise_08-09-2005_carte-1.jpg

 

2. Dammartin les Templiers (23/02/2004)

 

Séisme bien ressenti dans la région bisontine (voir carte ci-dessous).

Thise-séismes__23-02-2004-1.jpg

Thise-séismes_23-02-2004_carte-1.jpg

 

3. Séisme de Rambervillers (22/02/2003)

 

Séisme faiblement ressenti dans la région bisontine (voir carte ci-dessous).

Thise-séismes_23-02-2004-1.jpg

Thise-séismes_22-02-2003-1.jpg

 

5. Séisme de Thise (30/10/1828)

 

Ce séisme d'intensité 7 a produit des dégâts dans la région bisontine et notamment à Thise.  Une douzaine de cheminées et des pans de murs entiers se sont écroulés. La tourelle jouxtant le clocher de l'église  "s'en est séparée d'un pouce environ". L'eau de la fontaine publique s'est troublée une demi-heure après la secousse.

 

Thise-séismes_30-10-1828_localités-1.jpg

Thise-séismes_30-10-1828_carte-1.jpg

 

6. Séisme de Thise (26/10/1828)

 

Ce séisme d'intensité 6 a produit également des dégâts dans la région bisontine et notamment à Thise et à Miserey. À Thise, des cheminées s'écroulent et l'église en reconstruction est endommagée.

 

Thise-séismes_26-10-1828_localités-1.jpg

 

Thise-séismes_26-10-1828_carte-1.jpg

 

7. Séisme de Bâle (18/10/1356)

 

Le séisme de Bâle a été violemment ressenti dans la région. À Besançon,  la Tour de Vaite ne résistera pas à la réplique survenue dans la soirée.

 

 Pour en savoir plus : Site du BRGM

 

Le tsunami qui a noyé Genève en 583

 

On peut rapprocher de ces phénomènes sismiques intéressant la région le tsunami qui a noyé Genève en 563. Cette année-là, une vague gigantesque a balayé les  rives du Léman atteignant huit mètres à Genève et treize à Lausanne selon les simulations de Katrina Kremer de l'université de Genève (décembre 2012).

Si l'existence d'un raz-de-marée en l'an 563 était déjà établie par des témoignages historiques, son origine demeurait controversée. Pour y voir plus clair, l'équipe de Katrina Kremer a sondé le lac et repéré, au plus profond, une vaste couche de sédiments - 250 millions de mètres cubes - qui se seraient déposés brutalement à cette époque. Une observation qui leur permet de conforter l'un des scénarios envisagés : l'effondrement d'un pan de la montagne dans le Rhône, en amont du lac, aurait entraîné un déplacement massif de sédiments, provoquant ainsi le tsunami. Quinze minutes après l'effondrement, la vague touchait Lausanne. Cinquante-cinq minutes plus tard, c'était au tour de Genève. Une catastrophe qui pourrait bien se reproduire, menaçant le million de riverains du lac. La cause de ce tsunami n'était donc pas un séisme, mais un glissement de terrain.

 

L'Arc jurassien sous surveillance GPS

 

Le laboratoire Chrono-environnement de l'Université de Franche-Comté est à l'origine d'un projet d'installation de six stations permanentes GPS de surveillance de l'Arc du Jura. Ces six stations seront progressivement installées au cours du second semestre 2013 et au cours de l'année 2014.

 

Les vingt séismes les plus violents en métropole depuis 1900

Le magazine Sciences et Avenir publie sur son site une carte interactive concernant les séismes les plus violents concernant la métropole depuis 1900.

16/06/2010

Qu'est-ce qu'un lac ?

Un lac est une étendue d'eau libre stagnante remplissant une dépression naturelle des continents, sans contact direct avec les océans. On le caractérise par différents paramètres morphologiques. Il occupe une dépression due à différents agents tectoniques, géologiques ou géographiques. La morphologie du lac dépend de son origine, de son mode d'alimentation et de son âge.

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Les lacs : généralités

Notions de limnologie. Différents types de lacs. Zonation limnétique

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14/06/2010

Classification trophique des lacs

Classification trophique des lacs. Le réseau alimentaire. Eutrophisation et pollution

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11/06/2010

Principaux lacs du Jura

Caractéristiques des principaux lacs du Massif du Jura

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19/05/2010

Les demoiselles coiffées des Hautes-Alpes

demoiselle1_logo.jpgLes demoiselles coiffées des Hautes-Alpes

Théus et Savines

 

par André Guyard

 

Dans les Hautes Alpes, les glaciers quaternaires ont charrié des débris morainiques repris par les rivières. Ces débris constituent une espèce de brèche (conglomérat à éléments grossiers) plus ou moins compactée.

 

Dans cette région, la vallée de la Durance se présente comme une vallée glaciaire typique dont le profil en U a été taillé par les glaciers quaternaires.

 

Au-dessus des épaulements qui dominent les rives de la Durance, les vallons affluents sont comblés par des alluvions. Il s'agit d'un mélange "fluvio-glaciaire" qui s'est déposé en marge de la langue de glace qui s'écoulait dans la vallée principale (et barrait donc les écoulements de ces affluents).

 

L'entaille de la Durance et le ravinement corrélatif par ses affluents latéraux a occasionné la remise à nu, dans les basses pentes, du substrat rocheux ou bedrock (ici gypses et dolomies triasiques) des anciens vallons qui avaient été comblés au wurmien.

 

Ces moraines et ces alluvions contiennent de gros blocs largués par le glacier. Dans ces terrains hétérogènes (argiles et blocs), une cristallisation sous les blocs, combinée au ruissellement des eaux pluviales qui arrache et emporte les éléments instables, a entraîné la formation de demoiselles coiffées ou cheminées de fée. Les blocs forment ainsi un toit protecteur qui met à l'abri les alluvions plus meubles de leur soubassement. Ces demoiselles coiffées, sont nombreuses dans le vallon de Théus et  au bord de la retenue de Serre-Ponçon à Savines le Lac.

 

demoiselle coiffée2.jpg
Demoiselles coiffées de Savines le Lac

 

Ces creusements récents (moins de 30 000 ans) se poursuivent toujours et ces cheminées de fée grandissent au fur et à mesure que le sol s'abaisse autour d'elles.


Des paysages remarquables à Théus et à Savines

 

CHEMINÉE-1.jpg
Genèse de la formation des demoiselles coiffées

 

Ces paysages s'ils restent modestes par rapport à Bryce Canyon (Utah) et à la Cappadoce (Turquie) n'en sont pas moins attachants.

 

Documents photos et vidéo : André Guyard

 

17/05/2010

Paysages de la Cappadoce

8_Cappadoce_cheminée_logo.jpgPaysages de la Cappadoce

 

par André Guyard

 

La Cappadoce est célèbre à cause de ses paysages ruiniformes exceptionnels montrant une densité impressionnante d'habitations et d'églises troglodytiques et de villes souterraines. Ces attraits naturels et culturels sont pour une bonne part liés à l'histoire géologique de la Cappadoce et à l'exploitation par la nature et par l'Homme, de formations géologiques singulières.

 

8_Cappadoce_troglodytes.jpg

Habitations troglodytiques

 

10_Cappadoce_église.jpg

Eglise troglodytique à Göreme

 

14_Cappadoce_cité souterraine.jpg

Un éboulement permet d'observer la structure d'une cité souterraine

voir également la cité souterraine de Deryncuju

 

Cappadoce-1.jpg

La Cappadoce (vue satellite Google Maps)

 

L'histoire géologique de la Cappadoce n'est pas très ancienne et remonte au Miocène (vers 10-15 millions d'années). Depuis cette époque, la Cappadoce a été le plus souvent une région topographiquement déprimée et occupée par des lacs, dont on retrouve les traces sous forme de sédiments fins, dont les argiles utilisées par les potiers du secteur d'Avanos.

 

8_Cappadoce3.jpg

La Cappadoce au soleil levant

 

8_Cappadoce2.jpg
Le plateau anatolien est entaillé de nombreuses vallées

 



Survol en mongolfière de la Cappadoce

 

Depuis le Miocène et jusqu'à la période préhistorique, une activité volcanique très importante s'est développée dans toute la région. Sont encore visibles les deux grands volcans Hasan Dağ, à proximité d'Aksaray et Erciyes, à proximité de Kayseri. Ces deux volcans ont une morphologie bien préservée car ils sont très récents (autour de 2 millions d'années probablement, les dernières éruptions datant probablement de la période préhistorique). Cependant ils ne constituent qu'une partie infime en volume du volcanisme de Cappadoce et dans 2 ou 3 millions d'années, l'érosion les aura fait disparaître du paysage.

 

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Le volcan Hasan Dağ

 

Les formations volcaniques de la région sont pour l'essentiel plus anciennes et sont des ignimbrites vulgairement appelées tufs volcaniques. On appelle ainsi des dépôts de particules volcaniques (pyroclastes) de taille infra-millimétrique (cendres) à centimétrique (ponces), mis en place par des écoulements pyroclastiques, c'est-à-dire des écoulements biphasés où le milieu de transport des particules est le gaz émis par l'éruption. Les ignimbrites sont typiquement produites par des éruptions explosives de grand volume : chaque dépôt ignimbritique a ainsi un volume de quelques centaines voire milliers de km3 et couvre une surface de dizaines ou centaines de milliers de km2.

 

Au cours des éruptions ignimbritiques, on observe systématiquement la formation d'un immense cratère, ou caldeira, dont le diamètre va typiquement de 5 à 15 km. Cette caldeira se forme par effondrement des roches qui surmontent le réservoir magmatique (en général à quelques kilomètres seulement sous la surface terrestre), lorsque ce réservoir se vide de ces énormes volumes de magma.

 

En Cappadoce, les études géologiques ont montré qu'il existe 7 à 8 ignimbrites principales d'au moins 500 km3 chacune, mises en place entre 14 et 3 millions d'années environ. Les caldeiras qui ont accompagné les éruptions de ces ignimbrites ne sont plus visibles dans le paysage et sont depuis longtemps comblées par les phénomènes d'érosion et de sédimentation. La plupart étaient concentrées dans la zone entre Nevşehir et Derinkuyu. Il est donc faux d'attribuer ces grandes formations ignimbritiques aux volcans Hasan Dağ ou Erciyes comme on le trouve souvent écrit à tort.

 

Les ignimbrites sont des formations clastiques, assemblages chaotiques de ponces et de débris de roches dans une matrice cendreuse. Meubles (et chaudes!) au moment de leur dépôt, elles peuvent s'indurer à des degrés divers. Dans certains cas, elles se compactent fortement dès leur dépôt et les particules encore à haute température peuvent se souder entre elles, donnant finalement une roche très compacte et très dure : les unités ignimbritiques nommées Valibaba Tepe et Kızılkaya dans la stratigraphie de la Cappadoce, en sont d'excellents exemples. Dans d'autres cas, elles restent relativement tendres et friables, comme par exemple les unités Zelve et Cemilköy de Cappadoce. Ce sont ces variations de résistance mécanique, faible dans certaines ignimbrites, meilleure dans d'autres, qui ont été utilisées en Cappadoce, par la nature pour donner les reliefs ruiniformes et les cheminées de fée, par l'Homme pour creuser les habitations troglodytiques et les villes souterraines.

 

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La demoiselle est coiffée d'un bloc plus dur

 

Les cheminées de fée typiques (appelées demoiselles coiffées dans la région d'Embrun en France) sont formées d'une colonne surmontée d'un bloc, ce bloc étant constitué d'une roche plus dure et plus résistante à l'érosion. Le ruissellement par les eaux de pluie tend à contourner ce casque et à affouiller les roches tout autour, pour former finalement la colonne que le bloc protège. La force du vent a également un impact non négligeable tout comme la succession de périodes de gel et de dégel qui détruit la roche par dilatation.

 

Le poids de la roche dure qui surplombe la colonne renforce également la résistance de la colonne. En effet, le poids  du casque applique une pression interne sur les couches de la colonne. Cela conduit à un compactage des roches qui renforce la résistance. Des phénomènes de calcification des colonnes permettent également d'améliorer la résistance.

 

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Différentes étapes de la formation des cheminées de fée

 

Pour en revenir à la Cappadoce, la petite ville d'Ürgüp, cœur de la Cappadoce touristique, et d'autres villages touristiques des alentours (Uçhisar, Ortahisar, İbrahimpasa par exemple), sont installés dans l'unité stratigraphique la plus ancienne, dénommée Kavak dans la stratigraphie régionale. Il s'agit en fait d'un ensemble de plusieurs unités ignimbritiques, séparées localement par des cordons d'alluvions de rivière ou d'autres sédiments, mais le tout est relativement homogène, donnant des entaillements fortement pentés voire subverticaux de roches à teinte jaunâtre, dans lesquelles se développent facilement des cheminées grossières et irrégulières.

 

Plus au Nord, on observe le passage des ignimbrites Kavak à l'unité ignimbritique sus-jacente, dite Zelve. Au site même de Zelve, les cheminées de fée sont formées dans la partie sommitale de l'unité Kavak et sont coiffées de fragments d'un dépôt plus induré et moins friable qui correspond aux retombées de ponces marquant le début de l'éruption Zelve.

 

L'ignimbrite Zelve se voit au-dessus et alentour, formant des versants irrégulièrement et finement incisés dans une roche plus tendre, blanche dans sa partie basse puis passant progressivement vers le haut à des teintes rose à rougeâtre, cette variation de teinte étant due à l'oxydation des minéraux ferreux de l'ignimbrite par les eaux d'infiltration.

 

Des bancs subhorizontaux de calcaire lacustre plus dur surmontent et protègent l'ignimbrite Zelve dans ce secteur, formant le sommet des collines résiduelles en rive gauche du Kızılırmak.

 

La vallée d'Ilhara est un autre site touristique de la Cappadoce, dans sa partie occidentale. Là, une vallée verdoyante est limitée par des falaises verticales où des niches troglodytiques perchées à différents niveaux semblent inaccessibles. Dans ce site pittoresque, les falaises sont entaillées dans l'une des ignimbrites supérieures de la Cappadoce, l'ignimbrite Kızılkaya, âgée d'environ 5 millions d'années. Cette ignimbrite est la plus étendue de Cappadoce et se retrouve jusqu'en limite du bassin de Kayseri. C'est aussi la plus résistante à l'érosion, car elle est fortement soudée. Elle forme ainsi le sommet des plateaux, marqués par une petite falaise de 5 à 10 de mètres de haut, autour du bassin d'Ürgüp. À Ilhara, l'ignimbrite Kızılkaya a été canalisée dans une vallée à l'époque de sa mise en place et se trouve sur-épaissie.

 

Voir également sur ce même blog : Bryce canyon et Les demoiselles coiffées des Hautes-Alpes

Photos et vidéo : André Guyard

Texte : d'après Jean-Louis Bourdier

 

Sources :

 

Documents locaux.

 

Bourdier J.-L. La Formation des Paysages de Cappadoce. Université d'Orléans, Dépt. de la Science de la Terre, BP 6759 / 45067, Orléans.

 

19/12/2009

La vallée de la Mort ou Death Valley

death_Valley_logo.jpgDeath Valley

 

par André Guyard

 

 

Le Parc national de la Vallée de la mort (ou Vallée de la mort, en anglais Death Valley National Park ou Death Valley) est situé à l'Est de la Sierra Nevada en Californie et s'étend en partie au Nevada. Avec plus de 13 600 km², il constitue le plus grand parc national américain, si l'on excepte l'Alaska.

 

Le parc abrite des écosystèmes très variés, allant des dépressions hyperarides aux sommets enneigés de la Panamint Range. Ce parc est composé de plusieurs vallées très profondes et très arides dont la principale mesure plus de 100 km de longueur. Il contient le plus grand relief désertique de la partie continentale des États-Unis. À son niveau le plus bas, la vallée de la Mort se situe à 85,5 mètres au-dessous du niveau de la mer, alors que le mont Whitney, situé à 123 kilomètres s'élève à plus de 4 400 mètres. Les températures les plus chaudes du globe y ont été relevées : 56,6 °C à l'ombre. On y trouve des dunes de sable, des lacs salés, des volcans, des villes fantômes et des oasis.

Cette aridité s'explique par la topographie de la région.

Située au nord du désert des Mojaves dans un bassin intramontagnard, la Vallée de la Mort est aride parce qu'elle se trouve abritée de l'influence océanique du Pacifique par la Sierra Nevada. Cette chaîne de montagne, qui dépasse les 4 000 mètres d'altitude, contraint la masse d'air à s'élever, ce qui a pour conséquence de la refroidir et de provoquer de fortes précipitations sur le versant ouest. En passant de l'autre côté de la Sierra, la masse d'air a perdu de son humidité. Cet effet de fœhn amplifie la chaleur et l'aridité dans la Vallée de la Mort.

L'érosion est celle d'un milieu aride : autrement dit, la corrosion éolienne est sans doute la plus active, avec celle du gel en altitude. Le vent chaud, transportant des grains de sable ou de sel, façonne les rochers en forme de champignon. Le vent modèle également les dunes du parc.

Les Mesquite Sand Dunes (les dunes à Prosopis) sont situées au nord de la vallée. Du fait de l'accès facile depuis la route proche, elles ont été souvent utilisées par le cinéma dans de nombreux films pour des scènes de dunes, comme dans la série La Guerre des étoiles.

La plus grande dune porte le nom de Star Dune et reste relativement stable et stationnaire à cause de la convergence locale des vents qui justement forment ces dunes.

 

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Une belle dune en forme de barcane

Les faibles précipitations participent finalement peu à l'érosion. La rosée, présente le matin, contribue à la formation d'un vernis à la surface des roches.


Un désert aride d'une minérale beauté riche en borax

 

La topographie de la région résulte d'une tectogenèse intense qui crée des failles délimitant des graben. Les vallées étaient occupées par des lacs qui ont disparu et qui ont laissé la place à de vastes étendues planes ou playas.

La région traverse de longues périodes de dépôts de sédiments marins et lacustres, d'érosions et de soulèvement tectoniques s'étalant entre -570 et -150 millions d'années. À cette période, la Sierra Nevada est une chaîne de volcans.

Entre -150 et -10 millions d'années, les mers se retirent à plus de 300 km à l'Ouest, et la région devient une vaste plaine. Plusieurs soulèvements tectoniques ont alors lieu et les paysages tels que nous pouvons les admirer aujourd'hui se façonnent (depuis environ 10 millions d'années).

 

Une vaste étendue d'eau aujourd'hui disparue appelée lac Manly a connu sa plus grande extension pendant le grand âge glaciaire, il y a quinze mille ans : 150 à 200 m de profondeur, 6 à 7 km de large et environ 70 km de long. Le lac a disparu par évaporation à cause du réchauffement général de la planète. Cependant, il reste en profondeur des nappes d'eau souterraine. L'aquifère était alimenté par les eaux de la rivière Amargosa et de la Salt Creek. Les inondations de 2005 ont permis au Lac Manly de réapparaître temporairement et sur une petite surface ; mais il s'est évaporé très rapidement, laissant une boue salée desséchée.

Entre -10 000 et -2000 ans, la vallée est régulièrement inondée et en s'évaporant l'eau laisse les minéraux et crée les étendues de sel actuelles.

Le sol de la Vallée de la Mort est riche en minéraux divers, dont le borax, exploité pendant longtemps par une société minière, pour être utilisé dans la production de savon et dans l'industrie aéronautique. Le produit fini raffiné était expédié depuis la vallée dans des wagons tirés par des groupes de 18 mules et de deux chevaux, qui ont donné la marque (renommée aux États-Unis) de 20-Mule Team.

 

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Un écomusée consacré à l'exploitation du borax

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Une mine abandonnée

Un petit musée déploie tout un éventail de minéraux trouvés dans la région.

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Fibres d'amiante
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Azurite
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Azurite + malachite
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Baryte
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Bendheimite
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Chalcopyrite
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Chenite
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Colémanite
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Carbonate de cuivre + quartz
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Galène
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Limonite
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Cristaux de malachite inclus dans du grès
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Minerai d'or
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Pyrite + sphalérite
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Pyrolusite
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Réalgar + orpiment
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Stibnite
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Soufre
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Bois pétrifié

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Bois pétrifié (conifère du Miocène)


La flore est adaptée aux contraintes naturelles que représentent l'altitude et l'aridité. Sont répertoriées 900 espèces de plantes.

La faune est très variée, avec plus de 400 espèces différentes. On a dénombré 51 espèces autochtones de mammifères, 307 espèces d'oiseaux, 38 espèces de reptiles, trois espèces d'amphibiens et six espèces de poissons (à Salt Creek et Cottonwood Marsh).

On peut rencontrer des coyotes, des renards nains, des lynx, des pumas et des cerfs hémiones ; mais ils sont plus rares que les petits mammifères. Les serpents sortent surtout la nuit et les lézards, particulièrement nombreux, vivent dans des terriers creusés par d'autres espèces.

Des mouflons canadiens vivent dans les zones montagneuses du parc et aux alentours. Ces animaux, qui s'adaptent facilement aux contraintes naturelles, peuvent consommer à peu près n'importe quelle plante ; ils n'ont aucun prédateur connu, mais l'Homme, lorsqu'il empiète sur leur habitat, représente leur plus grand danger.

Le parc de la Vallée de la Mort est un lieu de passage et de pause pour de nombreux oiseaux migrateurs au printemps : grèbes à cou noir, hirondelles, ibis et canards colverts peuvent être observés.

 


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Yucca elata (Liliacées)
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Inflorescence de Yucca elata (Liliacées)

Lien :

http://fr.wikipedia.org/wiki/Parc_national_de_la_Vallée_d...

 

27/11/2009

Les sources d'Arcier : principale ressource en eau de la ville de Besançon

Source_Arcier09logo.jpgLes sources d'Arcier: principale ressource en eau de la ville de Besançon

 

par André Guyard & Michel Cottet

(dernière mise à jour : 31/01/2016)

 

Nous avons vu que les Sources d'Arcier drainaient le bassin versant du Marais de Saône qui s'étend sur une surface de 102 km2. Outre la zone humide et marécageuse évaluée à 800 ha, ce bassin versant comprend des zones habitées dont les villages de Nancray, Gennes, Saône... tout proches, des terrains agricoles et une zone artisanale et industrielle où les risques de pollutions accidentelles liés aux activités humaines sont importants. Sans négliger l'aérodrome de la Vèze qui jouxte la zone, la RN 57 et la voie ferrée qui la traversent (Voir article sur le Marais de Saône). Un facteur de risque supplémentaire doit être pris en compte avec un très important dépôt de pétrole brut, dont les deux tubes (pipeline sud-européen Fos/Mer - Rotterdam et pipeline du Jura qui alimente la raffinerie de Cressier en Suisse) traversent en long et en large le bassin versant. C'est pourquoi l'eau d'Arcier doit être soigneusement sécurisée.

 

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Résurgence principale d'Arcier
La ressource en eau est protégée par une grille solide qui
matérialise le "périmètre de protection immédiat"
(Cliché André Guyard)
 
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La devise et les armes de la ville dominent le fronton
(Cliché André Guyard)
 
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Une plaque commémore l'acquisition
de la source par la ville
(Cliché André Guyard)
 
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L'altitude précise (272,366 m) est affichée
(Cliché André Guyard)
 
 
À l'intérieur de la cavité de la source, on peut observer le départ de l'aqueduc actuel vers l'usine de potabilisation de la Malate, (voir  cliché ci-dessous). Nous sommes en hautes eaux. Notez la turbidité élevée.
 
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Départ de l'aqueduc actuel au niveau de la source
(Cliché Michel Cottet, 14 mars 2008)

 

Dans cette optique, la ville de Besançon a mis en place une procédure de sécurisation de l'alimentation en eau potable basée sur les trois points suivants :

 

1. En amont, l'instauration des périmètres de protection réglementaires limite les activités polluantes aux abords immédiats des points sensibles du plateau : Creux sous Roche, ruisseau de Nancray... (voir article sur le Marais de Saône). Les informations obtenues grâce au système de surveillance doivent être complétées par une information apportée par les habitants eux-mêmes qui peuvent observer une pollution sur le bassin versant.

 

2. En aval, une station de production d'eau potable est installée à la Malate, sur le parcours de l'aqueduc actuel. Au niveau de cette usine, une station d'alerte dotée de systèmes de détection permet de prévenir des pollutions accidentelles.

 

3. En cas de pollution, l'eau de la Source d'Arcier est envoyée directement au Doubs, sans traitement. L'usine de la Malate est alors arrêtée pendant la durée de l'épisode polluant. Le réseau d'eau potable bisontin est alors mis en interconnexion avec l'unité de production de Chenecey-Buillon sur la Loue, assurant ainsi la continuité de l'alimentation en eau potable. La reprise d'activité de la station de la Malate n'interviendra qu'après analyse de la pollution et retour à la conformité des paramètres de qualité de l'eau.

 

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Dispositif anti-pollution mis en place

par la ville de Besançon

(Document : ville de Besançon)

 

Le problème de la protection de la zone de captage d'Arcier

Questions à Christian Morel, vice-président de la chambre d'agriculture (Est Républicain 29/01/2016)

En concertation avec les agriculteurs et la ville de Besançon, nous nous sommes engagés à faire baisser les pesticides de 40 %.

L'expérience de protection de la zone de captage d'Arcier qui alimente Besançon est unique en France. En quoi consiste-t-elle ?

L'action a commencé il y a dix ans avec un travail de pédagogie auprès des 40 exploitants concernés par . la zone de captage. Nous avons organisé des réunions semestrielles de sensibilisation puis nous avons sigun premier plan il y a cinq ans visant à faire baisset l'usage de l'utilisation de produits phytosanitaires. La moitié des agriculteurs représentant 850 hectares ont joué le jeu.

Est-ce suffisant ?

C'était un très bon début. Et nous venons justement de signer un nouveau plan quinquennal qui va concerner les 2/3 des agriculteurs, soit une surface totale de 1 500 hectares. Ce qui en fait effectivement une expérience unique en France.

Comment faites-vous pour convaincre les agriculteurs ?

Les agriculteurs sont de plus sensibles à la question environnementale. Mais l'État nous aide aussi beaucoup d'un point de vue économique. Chacun touche 170 € d'aide par hectare.

En quoi consiste exactement le plan de protection ?

La baisse d'utilisation de produits phytosanitaires se traduit par une baisse des rendements compensés par les aides. Mais la gestion des sols, en revanche, permet de lutter contre l'appauvrissement de la ressource. Ainsi, nous avons mis en place une rotation herbe — céréale tous les 5-7 ans. Cela pourrait aussi être appliqué aux zones céréalières comme celles de Gray en alternant des cycles luzerne-chanvre avec le blé, l'orge ou le colza.

 

La Station de production d'eau potable de la Malate

 

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La Station de production d'eau potable de la Malate
(Document : ville de Besançon)
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La Station de la Malate : les bassins
(Document : ville de Besançon)
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La Station de la Malate : différents épisodes
du traitement des eaux :
préozonation-filtration-ozonation
(Documents : ville de Besançon)

La Station de production d'eau potable de la Malate constitue la principale ressource en eau de la Ville de Besançon. Chaque jour, près de 50 000 habitants du centre ville et des quartiers proches consomment cette eau. Pendant certaines périodes de l'année, c'est près de 110 000 habitants qui peuvent être alimentés en appoint dans l'ouest de Besançon et dans cinq autres communes proches.

 

 

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Alimentation de la ville de Besançon en eau potable
(Document : DDASS du Doubs)

 

Documentation : ville de Besançon

 

Clichés photographiques : Michel Cottet et André Guyard

 

Adresse utile : Qualité de l'eau dans votre commune ?

 

Les sources d'Arcier

Source_Arcier07logo.jpgLes sources d'Arcier

 

 

par André Guyard & Michel Cottet

(dernière mise à jour : 19/03/2013)

 

 

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Vue satellite des sources d'Arcier
Les sources se situent dans la vallée du Doubs
au pied du faisceau bisontin

Situation géographique et cadre géologique


Les sources d’Arcier, spectaculaires émergences karstiques, apparaissent à 275 m d'altitude en bordure de la plaine alluviale du Doubs, au fond d’un court vallon aux parois abruptes, entaillé dans les calcaires du Séquanien supérieur. Ces sources sont situées sur la commune de Vaire-Arcier à proximité du cours du Doubs, en amont de la ville de Besançon., au pied du faisceau bisontin. Elles drainent le plissement formant le relief de Montfaucon, ainsi que le plateau de Saône, vaste zone déprimée occupant le fond d’un synclinal parcouru par des écoulements superficiels se perdant dans les calcaires.

 

Surplombant immédiatement la zone des griffons, on trouve, vers le Sud, un puissant anticlinal de Jurassique moyen qui chevauche les calcaires du Jurassique supérieur de la source. Ce plissement, le plus méridional du faisceau bisontin, forme le rigoureux relief de Montfaucon qui culmine à 617 m d'altitude. Ensuite, toujours vers le Sud, les calcaires s'abaissent et s'ennoient sous les marnes de l'Oxfordien. Contrastant avec le relief précédent, vient ensuite plus au Sud, le plateau de Saône d'altitude moyenne 400 m ; il correspond à un large synclinal peu marqué limité au Sud par les reliefs de l'accident de Mamirolle. Cette zone constitue un vaste bassin fermé parcouru par des écoulements superficiels qui se perdent dans les calcaires soit du Jurassique supérieur dans le cas du Creux-sous-Roche, exutoire du marais, soit du Jurassique moyen pour le ruisseau de Nancray.

 

Les sources d’Arcier sont issues de quatre cavités principales connues :

 

  • la Source d'Arcier proprement dite également appelée source du Martinet,  ou du Canal de Jules César (développement 285 mètres, dénivellation 5 m). L'entrée de la grotte est impénétrable et fermée d'une grille. Cette source principale a été captée à l’époque romaine (en l’an 170) pour alimenter Besançon en eau.

 

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La source du Martinet ou source du Canal de Jules César
(Cliché André Guyard)

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La source du Martinet est fermée par une grille
(Cliché André Guyard)

Le cliché suivant montrent les deux galeries amont de la Source d'Arcier à leur confluence dans la grotte, en basses eaux. Le départ de l'aqueduc actuellement en service se situe à droite de l'image.
 
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Le captage en basses eaux
(Cliché André Guyard)

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Le captage en hautes eaux
(Cliché Michel Cottet, 14 mars 2008)

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Exemple d'un enregistrement mensuel
de température et débit

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Courbe cumulative des débits classés

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Hydrogramme de crue


 

  • La Source d'Arcier alimentant la pisciculture en contrebas.

 

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Source intermédiaire
(Cliché André Guyard)

 

 

  • la source supérieure (fossile) d'Arcier au-dessus de la source passe (développement 45 mètres, dénivellation 4 m) ;

L'exploration spéléologique est stoppée par des trémies (effondrements de la voûte de la galerie principale en amont et en direction des sources Bergeret) ;

 

  • la source Bergeret inférieure (développement 51 mètres, dénivellation 4 m) ;

 

  • la source Bergeret supérieure (développement 40 mètres, dénivellation 2 m).

 

Situées à 600 mètres des sources d'Arcier, les sources Bergeret sont constituées d'une source permanente, de petites sources latérales impénétrables fonctionnant en crue et d'un orifice supérieur temporaire de crue.

 

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Source Bergeret en basses eaux

(Cliché André Guyard)

 

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Source Bergeret en hautes eaux
(Cliché Michel Cottet, 24 mars 2008)

Origines de l'alimentation des sources d'Arcier

 

On sait depuis E. Fournier au début du XXe siècle que les eaux du marais se perdent au Creux sous Roche pour ressortir aux sources d'Arcier.(voir article concernant le Marais de Saône).

 

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Carte géologique de la région
(vue grossie : Carte géologique des sources d'Arcier.pdf)

 

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Carte des traçages

(document DIREN)

 

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Atlas orogéologique de la région des sources d'Arcier

 

Rappelons que les colorations à la fluorescéine à partir du Creux sous Roche pratiquées par Fournier (1899) puis par Jeannot (1901-1902) montrent que le cours d'eau emprunte la faille de Mamirolle vers le Nord. Le collecteur souterrain est alimenté ensuite par les eaux collectées du côté de Gennes, avec un parcours marqué en surface par un chapelet de dolines, puis par les eaux de Naisey et (partiellement) de Bouclans, après leur brève réapparition entre Nancray et les pertes du bois de Faule. En novembre 1901, la réapparition a lieu 7 fois sur 12 aux sources d'Arcier dont une seule fois à la source Bergeret et deux fois à la source de la pisciculture.

 

Les nombreux essais de coloration de 1899 à 1902 avaient abouti à une hypothèse originale sur le devenir des eaux infiltrées au Creux-sous-Roche, hypothèse qui envisageait un drainage à l'étiage vers la source du Maine (au Sud dans la vallée de la Loue) et vers la source d'Arcier au Nord en crue. Au cours des années, les hypothèses ont divergé sur le cheminement exact emprunté par les eaux. Or, deux essais de traçages réalisés en 1985 ont montré qu'en basses eaux, comme en hautes eaux, l'exutoire du Creux-sous-Roche était exclusivement les sources d'Arcier Bergeret. Les résultats des expériences du début du siècle étant incontestables, il faut bien envisager un changement radical des écoulements souterrains dans ce secteur.

 

D'autres colorations et la structure géologique ont permis de préciser les autres limites du bassin versant dont la surface est estimée à 102 km2. Le module est de 1,58 m3/s.

 

L'inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage reconnaît différentes sources d'alimentation pour les exurgences d'Arcier. L'actualisation de cet Inventaire des circulations souterraines en 1987 indique que deux colorations sucessives faites en 1984 au Creux sous Roche ont abouti aux sources d'Arcier. (Inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage en Franche-Comté (1987) Annales scientifiques de l'Université de Besançon, Mémoire n°2).

 

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Trois profils géologiques parallèles dans le système aquifère Saône-Arcier

(d'après Dreyfuss et Chauve, 1971)

 

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Source d'Arcier. Étiage du 17/10/1983 au 25/11/1983


 

Le tableau ci-dessous indique l'origine des eaux exurgeant à Arcier, la date du traçage, la distance à vol d'oiseau jusqu'à Arcier, le temps et la vitesse de réapparition du colorant.

 

Origine

Date

Distance en m

Temps en h

Vitesse en m/h

Entonnoir du Moulin Vieux Nancray

1893-1894

2950

Arcier

9,5

310

Creux sous Roche (Saône)

Fontaine du Grand Saône

1901-1902

6000

Arcier

19 à 162

315 à 37

Creux sous Roche (Saône)

Fontaine du Grand Saône

1901-1902

5850

pisciculture

218

27

 

D’autres colorations et l’analyse de la structure géologique ont permis de définir les limites du bassin d’alimentation de la source. Son étendue est de l’ordre de 100 km2 et son débit moyen de 1,6 m3/s.


La définition des périmètres de protection de ce captage a débuté en 1986 ; en raison de la complexité du dossier et des nombreux acteurs associés à cette démarche, le premier rapport n’a pas eu de suite. Il prévoyait la mise en place d’un périmètre rapproché couvrant la totalité du bassin d’alimentation ; si les vitesses de circulations justifiaient ce dimensionnement, son application administrative rencontrait des difficultés insurmontables avec, par exemple, l’inscription aux hypothèques des contraintes pour toutes les parcelles concernées. De plus, ces contraintes ne dépassaient guère le cadre administratif existant.

 

Les temps de passage pour les traçages depuis les dolines de Gennes et les pertes des ruisseaux de Nancray sont considérablement plus rapides que ceux depuis le Creux sous Roche. Il s'en suit une plus grande vulnérabilité de l'aquifère. Cette constatation a entraîné la suppression de la Step de Nancray avec un transfert de bassin sur le ruisseau du Gour à Bouclans avec la création d'une Step intercommunale. Ainsi les effluents de cette Step se retrouvent dans le Doubs à Laissey par l'intermédiaire du ruisseau le Rougnon.

 

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Diagramme du fonctionnement du

système Marais de Saône-Arcier

(d'après J.-P. Mettetal)


Utilisation de l'eau des sources d'Arcier

 

Les eaux des sources sont utilisées essentiellement pour l'alimentation de la ville de Besançon. Mais les sources alimentent également des ruisseaux qui vont rejoindre le Doubs tout proche.

 

Le ruisseau issu des sources Bergeret traverse une propriété avant de rejoindre le ruisseau issu de la pisciculture.

 

En ce qui concerne les sources d'Arcier proprement dites, des ruines encore visibles témoignent d'une ancienne occupation humaine :

 

- une forge dotée d'un martinet.

 

- Au XVe siècle, d'après Jaccottey (Achéologia), est avérée l'existence d'une papeterie au niveau des sources et d'un moulin à quelque deux kilomètres.

 

- une pisciculture qui a fonctionné de 1945 à 2003. Une étude fondée sur la méthode des indices biotiques (J. Verneaux, I.B.G.N) menée par les étudiants du DESS d'Hydrobiologie de la Faculté des Sciences de Besançon (1995) n'avait pas mis en évidence une pollution due à cette entreprise, ce qui prouvait le bon fonctionnement des installations.

 

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La source de la pisciculture passe sous le château d'Arcier
(Cliché André Guyard)

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Les bassins de la pisciculture
(Cliché André Guyard)

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Ruisseau d'Arcier en aval de la pisciculture
(Cliché André Guyard)

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Ruisseau Bergeret avant sa confluence avec le ruisseau de la pisciculture
(Cliché André Guyard)

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Ruisseau d'Arcier peu avant sa confluence avec le Doubs
(Cliché André Guyard)

 

Abandonnées au Ve siècle, les sources sont expropriées par la ville de Besançon en 1839 et un nouvel ouvrage est réalisé (1850-1854) alimentant la station de traitement des eaux de la Malate qui fournit 20 000 m3 d'eau par jour à la ville.

Des épidémies répétées de fièvres typhoïdes rendent indispensable sa stérilisation qui est achevée en 1924.

 

L'aqueduc romain d'Arcier

 

La source d'Arcier, spectaculaire résurgence karstique, a été captée à l'époque romaine pour alimenter la ville de Vesontio (Besançon actuel) en eau potable. Des vestiges de cet aqueduc qui amenait l'eau par gravité jusqu'au niveau du square Castan sont encore visibles sur 500 m environ. Une association s'emploie à sa sauvegarde avec l'appui de la ville de Besançon (voir à ce sujet le reportage de France 3-Franche-Comté).

 

Dressé par le Service Régional d'Archéologie, un état de l'aqueduc d'Arcier permet de retracer les étapes de la construction de la canalisation.

 

La construction de cet aqueduc est postérieure à l'an 70 après J.-C. comme l'atteste la découverte d'une monnaie du temps de Vespasien (69-79), empereur qui succéda à Néron. On peut donc faire remonter sa construction à l'époque flavienne. La nécessité de cette édification s'imposa vite car, à cette époque, Vesontio, l'antique Besançon, souffrait d'un manque d'eau pour alimenter les fontaines et les thermes de la ville.

 

L'aqueduc représentait un édifice remarquable qui amenait l'eau d'Arcier par gravité jusqu'au niveau de l'actuel square Castan. La pente générale en était de 21,99 m pour une longueur de 9907 m, soit une inclinaison de 0,22 %. (Archéologia n° 355, avril 1999). Bien qu'ils soient dissimulés par la végétation et les constructions plus récentes, ses vestiges sont encore visibles le long de la vallée du Doubs au niveau de Chalèze et de la Malate.

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Exploration des vestiges de l'aqueduc romain

(Cliché Michel Cottet)

 

Après la Chute de l'Empire romain, l'édifice ne sera plus utilisé et, au cours des siècles, il subit une dégradation progressive. Il aurait pourtant pu être encore fonctionnel puisque, d'après Chifflet, le 9 août 1324, l'un des segments situé à proximité de l'Archevêché, c'est-à-dire au niveau de son arrivée à Besançon, "laissa échapper un torrent qui  excita l'admiration générale".

 

À deux reprises en 1681 puis en 1819, la remise en état est envisagée. Il faut attendre le XIXe siècle avec les archéologues Clerc, Droz puis Castan, pour que l'édifice soit considéré comme digne d'intérêt patrimonial.

 

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Le Conseil Régional abrite des mosaïques
provenant des thermes alimentés par l'aqueduc d'Arcier

 

Documents photographiques : André Guyard et Michel Cottet

 

Documentation : Inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage en Franche-Comté (1987) - Annales scientifiques de l'Université de Besançon, Mémoire n°2.

18/11/2009

Bryce Canyon : une des merveilles du monde

1283.jpgBryce Canyon : une des merveilles du monde

 

par André Guyard

 

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Un paysage somptueux

 

Situé au Sud-Est de l'état de l'Utah à une altitude comprise en 2400 et 2740 m, Bryce Canyon se présente comme une immense arène en forme de fer à cheval d'une profondeur de 300 mètres.

 

 

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Les pins apportent une touche verte
au milieu de la palette d'ocre et de rose
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Une dentelle de pierre

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Les Hoodoos, peuple maudit

 

Bryce Canyon doit son nom à celui d'une famille de colons mormons originaire d'Ecosse qui s'installa non loin du canyon dans la Paria Valley, vers 1875.

 

Le site tire sa beauté sculpturale par la présence de cathédrales et de flèches de pierre aux nuances et couleurs en perpétuel changement en fonction de l'heure. Selon une légende indienne, ce serait un peuple ancien, les Hoodoos punis pour avoir mal agi et changés en pierre. Comment de telles sculptures peuvent-elles apparaître au cours des époques géologiques ?

 

Géologie

 

1. Sédimentation

 

Il y a 300 millions d'années, Bryce Canyon faisait partie d'un vaste bassin situé au sud-ouest d'une importante chaîne montagneuse (Uncompahgre Uplift). Ce bassin était régulièrement inondé par un océan, déposant sels, sables, limons et sédiments.

 

Entre 144 et 65 millions d'années avant J.-C., venue du nord-ouest, la mer crétacée déposa une série de sédiments d'épaisseur et de composition variables selon les invasions et les transgressions marines. La régression sud-est laissa en place des sédiments de plusieurs milliers de pieds d'épaisseur, formant la couche rocheuse inférieure gris-brun.

 

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Stratigraphie des roches du Bryce Canyon

 

Au tertiaire, 65-45 millions d'années, rivières et fleuves provenant des terres hautes vont déposer des limons riches en fer dans un système lacustre ancien. Ces sédiments correspondent aux roches rouges et roses qui forment la Claron Formation dans laquelle les hoodoos vont être sculptés par l'érosion.

 

2. Déformation, soulèvement et formation du grand escalier

 

Une compression horizontale intéressant la formation des Montagnes Rocheuses a déformé les roches. Puis des matériaux volcaniques provenant du nord et de l'ouest ont recouvert en partie la région, donnant des roches noires à l'embouchure du Red Canyon proche et sur le Sevier Plateau au nord, protégeant ainsi de l'érosion les couches sous-jacentes. Durant 10 millions d'années, la séparation, le déplacement et l'inclinaison des grands blocks terrestres ont entraîné la création de failles nord-sud. Les strates vont alors se soulever verticalement de plusieurs milliers de pieds pour former les hauts plateaux de l'Utah.

 

Ainsi les couches crétacées les plus anciennes vont alors se retrouver côte à côte avec des couches tertiaires plus récentes de chaque côté des failles.

 

Les cours d'eau vont alors remanier les sédiments déposés par leurs ancêtres, travaillant les crêtes des blocs fragilisés par la tectonique. L'eau va graduellement dégager les couches tertiaires et mettre à jour les roches crétacées.

 

3. Erosion

 

Il y a environ 60 millions d'années, l'érosion commença son lent travail. L'eau va éroder les roches mécaniquement et chimiquement, provoquant la formation par récurage, abrasion et érosion, de limons, graviers et débris rocheux au pied des roches plus fermes. L'eau va pénétrer dans la roche par des pores, des fissures et va dissoudre les minéraux. Ainsi, les roches crétacées les plus tendres vont être érodées et charriées par la Paria River. De sorte que la Paria Valley va être découpée profondément dans le plateau dont la marge est exposée désormais à l'érosion.

 

Le vent va déposer une importante couche de sable et les dunes vont se solidifier lentement en grès.

 

C'est grâce à l'eau de pluie, au gel, aux chutes de neige et aux orages que nous pouvons aujourd'hui admirer ces sculptures multicolores : les Hoodoos.

 

Les hoodoos ont des tailles variant de 1,5 à 45 mètres. Les hoodoos résistent mieux que la roche qui les entoure parce qu'ils disposent d'une couche supérieure plus résistante faite de dolomie.

 

La dolomie est une roche sédimentaire carbonatée  composée d'au moins 50 % de dolomite, le reste étant constitué par de la calcite. La dolomie est un carbonate double de calcium et de magnésium, de composition chimique CaMg(CO3)2, qui cristallise en prismes losangiques (rhomboèdres).

 

Calcite et dolomite n'ont pas la même densité (dolomite : 2.87 ; calcite : 2.71), jouant un rôle fondamental dans l'érosion de la roche. La roche étant en grande partie calcaire, elle se fait également éroder par l'acidité des eaux pluviales.

 

La couleur des roches provient des différents minéraux inclus dans celles-ci. L'oxydation du fer contenu dans les boues est à l'origine de la création d'un oxyde de fer dénommé hématite. Ce minéral donne à la boue une coloration rougeâtre. Ces boues sont à la base de la formation de Claron qui permet aux hoodoos présents dans le parc de présenter de telles colorations. La partie inférieure de cette formation, que l'on appelle membre en géologie, est moins riche en oxydes de fer et est de ce fait de couleur plutôt rose.

 

Les hoodoos ne sont pas éternels, alors que de nouveaux apparaissent, les anciens disparaissent. On calcule que l'érosion avance de 0,6 à 1,3 mètre tous les 100 ans.

 

En quelque sorte, la formation des hoodos peut être assimilée à celle des cheminées de fée que l'on rencontre un peu partout dans le monde où des couches relativement meubles se trouvent protégées partiellement de l'érosion par des strates supérieures plus compactes. En France, en particulier, on rencontre des cheminées de fée ou demoiselles coiffées dans la région d'Embrun non loin de la retenue de Serre-Ponçon. Mais c'est en Cappadoce que se trouve le plus fabuleux rassemblement de ces formations.

 

 

Sources :


- Documents photographiques et vidéo : André Guyard octobre 2009.

- Diagrammes : documentation locale.

Dead Horse Point

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Dead Horse Point : le grand canyon de l'Utah

 

par André Guyard


Dead Horse Point est un promontoire rocheux surplombant le fleuve Colorado, entouré de falaises de 600 m de hauteur. Le panorama unique sur 270° permet d'apprécier les majestueux canyons de Canyonlands. Il constitue le Grand Canyon de l'Utah, l'un des plus beaux sites du sud-est de l'Utah et du Canyonlands National Park.

 

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Un point de vue imprenable

 

La légende de Dead Horse Point

Dans les années 1800, les cow-boys utilisaient Dead Horse Point pour capturer des chevaux sauvages.

Cerné de tous côtés par des falaises abruptes et doté d'un accès large de seulement 27 mètres de largeur, le site constitue un piège idéal pour capturer des mustangs. Les cow-boys rassemblaient les chevaux à l'entrée du site et construisaient une barrière à travers le couloir d'accès étroit pour créer un corral naturel. D'après la légende, ils auraient laissé mourir de soif un troupeau de chevaux en vue du Colorado qui coulait 600 m en contrebas. C'est la raison pour laquelle ce lieu s'appelle "le promontoire des chevaux morts".

 

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Au premier plan, les falaises.
Au dernier plan, émergeant du désert,
des montagnes bleues enneigées
d'origine volcanique

 

Géologie

 

Il y a 300 millions d'années, Dead Horse Point et Canyonlands faisaient partie d'un vaste bassin situé au Sud-Ouest d'une importante chaîne montagneuse (Uncompahgre Uplift). Ce bassin était régulièrement inondé par les eaux d'un océan, déposant sels, sables, limons et sédiments. Des sédiments marins, lacustres et fluviatiles ont donné les strates rocheuses du canyon. En outre, l'activité volcanique a engendré les hautes montagnes qui dominent le site comme des îles bleues au-dessus du désert chaud et aride.

 

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Identification des différentes strates
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Stratigraphie de Dead Horse Point
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Dénomination, âge et nature des différentes strates

 

Il y a 150 millions d'années, le vent commença à déposer une importante couche de sable. Cette couche de sable provint probablement de l'érosion de la chaîne de montagne Uncompahgre Uplift qui se transforma lentement en grès à partir des dunes de sable progressivement pétrifiées.

 

Depuis environ 10 millions d'années, le dépôt de sable se ralentissant, les fleuves Green et Colorado sont les principaux acteurs du lent travail d'érosion qui a pour résultat les impressionnants paysages visibles depuis Dead Horse Point : canyons, de mésas et de buttes. Le Colorado a creusé son lit dans les couches de roches anciennes dans son parcours en direction de l'océan.


 

Sources :

 

- Documents photographiques et vidéo : André Guyard octobre 2009.

- Diagrammes : documentation locale.

Le Grand Canyon

0941.jpgLe Grand Canyon

 

par André Guyard

 

Situé au Nord de l'Arizona, le Grand Canyon est une gorge de 450 kilomètres de long, d'une largeur de 1,5 à 30 kilomètres et d'une profondeur de 1600 m. C'est le fleuve Colorado qui l'a creusé. C'est un gigantesque musée géologique où presque la moitié de l'histoire de la terre (1,7 milliard d'années) est visible. National Monument en 1908 et National Park en 1919, le site est inscrit au patrimoine mondial de l'humanité depuis 1979.

 

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Le Grand Canyon
La taille des personnages sur le belvédère en haut à gauche donne une idée des dimensions du canyon
 
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Toute une palette de couleurs
 
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Des gorges profondes, des falaises ombragées
 
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Et au fond coule une rivière
 
 
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Des pins qui s'accrochent aux falaises

Le parc s'étend sur 4900 km2. Son altitude varie de 506 m (fond du canyon) à 2430 m (Rive Nord).

 

Géologie

 

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Coupe géologique au niveau de Mather Point

 

À la fin du Crétacé (- 70 millions d'années), la plaque pacifique heurtant régulièrement la plaque nord-américaine (aux environs de la Californie actuelle) souleva le Plateau du Colorado et créa les Montagnes Rocheuses. Ainsi, le Plateau du Colorado s'est élevé à plus de 3000 m d'altitude. Étonnamment, cette élévation s'est produite sans trop de déformation et d'inclinaison des couches géologiques. Ce haut plateau si critique pour l'histoire du Grand Canyon constitue un casse-tête géologique pour les chercheurs.

 

Histoire géologique du Grand Canyon (fig. 1 à 5)

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Formation des roches du socle
 
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Accidents tectoniques affectant la zone
au moment de l'érection des Montagnes Rocheuses
 
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Sédimentation paléozoïque
 
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Surrection du Plateau du Colorado
 
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Creusement du canyon
 
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Chaque strate sédimentaire est riche en fossiles

Le fleuve Colorado River se frayant un chemin jusqu'au golfe de Californie, creusa le Grand Canyon à l'aide de ses affluents pendant 3 à 4 millions d'années.

 

Les roches les plus jeunes sont âgées d'1million d'années et sont d'origine volcanique (Ouest du parc). Le calcaire de Kaibab déposé il y a 270 millions d'années, forme la zone protectrice dans la plupart de la région.

 

Les roches les plus anciennes (gneiss et schistes) ont plus de 1 840 millions d'années (Vishnu Schist dans Inner Gorge). La plupart sont d'origine sédimentaire, résultat de millions d'années de dépôt de sable, sels ou de sédiments, par des mers, des rivières, ou le vent.

 

Ces dépôts furent progressivement compactés et transformés en grès. Le passage de chaque ère géologique est enregistré dans chaque couche de grès qui renferment un grand nombre de fossiles comme des Trilobites ou des Céphalopodes (ancêtres du Nautile).

 

Le creusement du canyon est relativement récent : il s'est produit au cours des derniers 5 à 6 millions d'années. Sans le Colorado River, un fleuve pérenne dans un environnement désertique, le Grand Canyon n'existerait pas. Quand l'eau s'est écoulée des pentes occidentales aux Montagnes Rocheuses méridionales, elle a transporté du sable, des graviers et des blocs, taraudant les couches rocheuses. Sans l'élévation du plateau du Colorado, il n'y aurait pas eu à sculpter ces milliers de mètres de rochers au-dessus du niveau de la mer. De Yavapai Point sur le South Rim au Colorado River, l'élévation augmente de 1 400 m et pourtant le fleuve se situe encore à 750 m au-dessus du niveau de la mer.

 

 

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Du haut de ce canyon, un milliard et demi d'années vous contemplent

 

Sur ses 446 km de longueur, le Grand Canyon escarpé varie en largeur. Le long du South Rim, sa largeur varie de 13 à 26 km. Cette largeur du canyon provient du fait que les couches rocheuses s'effondrent autour du fleuve, phénomène qui se combine avec l'érosion due aux ruisseaux adjacents. Les couches les plus faibles et les plus friables s'érodent plus rapidement, fragilisant les couches plus résistantes sus-jacentes. Sans soutien adéquat, les falaises s'effondrent. Irrémédiablement, le fleuve transporte ces matériaux vers le Golfe de Californie. La majeure partie de la Californie du Sud-est et de l'Arizona du Sud-ouest est couverte de ces alluvions provenant du Grand Canyon.


 

Cette profondeur et cette largeur font du Grand Canyon l'exposition géologique la plus grande sur la Terre, un grand livre d'histoire ouvert sur près d'un milliard et demi d'années. C'est l'ensemble de ces dimensions stupéfiantes : profondeur, largeur et longueur qui rend le Grand Canyon unique. Nulle part ailleurs, on peut trouver une telle variété de couches rocheuses si colorées, de buttes si impressionnantes et de parois ombrées au bord d'un tel abîme.

 

Sources :


- Documents photographiques et vidéo : André Guyard octobre 2009.

- Diagrammes : documentation locale.

06/10/2009

Gestion des eaux souterraines

12St vit_logo.jpgGestion des eaux souterraines


L’exemple de la fontaine du Lavoir ou fontaine du Stade de Saint-Vit (Doubs)

 

par Pascal Reilé

 

1 - Problématique

Dans l’optique d’une meilleure connaissance et d’une meilleure gestion des eaux souterraines, la commune de Saint-Vit a fait appel au Comité départemental de spéléologie du Doubs pour explorer l’alimentation de la fontaine du Lavoir (fontaine du Stade) et, en particulier découvrir un prolongement de galerie dans la zone actuellement noyée. Afin de faire la vidange de cette galerie, il faudra procéder à un pompage.

 

 

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La fontaine du Lavoir de Saint-Vit
Document : cabinet Pascal Reilé
 
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La galerie d’alimentation de la fontaine
Document : cabinet Pascal Reilé
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Le site (vue satellite)

2 – Contexte géologique


La commune de Saint-Vit se trouve à 20 km à l’ouest de Besançon, 20 km au sud de Marnay et 25 km à l’est de Dole. La région est marquée par un grand plissement orienté NE/SO.
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Localisation du site (carte IGN)
 
Le secteur appartient à un ensemble tectonique complexe, plissé, et traversé par de nombreuses failles. Ces fractures N/NE entraînent un découpage en compartiments.

Saint-Vit se situe sur le plateau calcaire encaissant de la plaine alluviale du Doubs, à une altitude moyenne entre 230 et 250 mètres. Ce compartiment présente un faible pendage en direction du Doubs.

La commune se trouve dans le prolongement sud du faisceau bisontin, plissements auxquels appartiennent les anticlinaux de Routelle et d’Osselle. Le compartiment saint-vitois est limité à l’est par un horst qui limite le ruisseau de Sobant et par un anticlinal marqué au niveau de la commune de Routelle.

Le sous-sol de la commune est formé de niveaux calcaires du Bathonien (J2). Ces niveaux sont constitués de calcaires beiges massifs à pâte fine et graveleux.

La source qui fait l’objet du pompage se développe dans les formations du bajocien supérieur et inférieur (j1b et jla).
 
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Description sommaire des niveaux géologiques rencontrés
 
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Carte géologique de la région

3 – Contexte climatique

Le climat de la région subit une double influence, à la fois océanique et continentale. Le climat général est tempéré humide avec des pluies reparties sur toute l’année, mais le caractère continental s’exprime par des pluies d’été à caractère orageux et des contrastes thermiques de grande amplitude.

Les roches soumises à ce régime climatique associé à une tectonique cassante sont à la fois fissurées et exposées à la dissolution par les eaux chargées en gaz carbonique. La valeur moyenne des précipitations à Besançon/Saint-Vit est de 1 088 mm. La répartition est homogène sur l’ensemble de l’année.

4 – Contexte hydrogéologique

Au niveau de Saint-Vit, il existe deux types de terrains aquifères :

o    les alluvions du Doubs, exploitées par la commune de Saint-Vit et par le syndicat du Val de l’Ognon.

o    les calcaires karstifiés qui constituent le substratum de la vallée du Doubs (sous les formations alluviales), ainsi que les plateaux de part et d’autre.

Une analyse hydrogéologique sur la connaissance actuelle des écoulements souterrains du secteur de Saint-Vit a permis de réaliser un premier bilan du fonctionnement hydrogéologique pour qualifier le secteur de la commune de Saint-Vit (Cabinet REILÉ - avril 2007).

La dynamique des écoulements du secteur Pouilley-Français/Saint-Vit est étroitement liée à un paléo-drainage combinant les écoulements souterrains (karst) et l’écoulement superficiel.

L’affaiblissement des volumes transitant dans les ruisseaux du Rompeux et du Pontot a induit un enfouissement progressif de leurs écoulements dans les calcaires sous-jacents du Jurassique moyen (karstification).

On note une évolution positive de la dynamique du karst dans l’axe SO/NE. Autrement dit : le secteur le plus fossilisé se situe au sud-ouest et le plus fonctionnel au nord-est.

La capture des écoulements souterrains se fait au profit d’un axe renforcé de la perte de Pouilley-Français à la source de la Mignon.

Le secteur ouest de Saint-Vit est fossilisé, la partie est du karst est en cours de fossilisation. La zone de la Foulottière représente une zone à faible fonctionnalité. Le rapprochement des écoulements souterrains du grand drain superficiel est notable.
 
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Perte de la Foulottière colorée par la fluorescéine
Injection de 3 kg de fluorescéine (Document : cabinet Pascal Reilé)
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Circulations souterraines dans la région
Document : cabinet Pascal Reilé
.
Un ensemble de colorations a permis de préciser le fonctionnement des écoulements. Le traçage est quantifié grâce à l’utilisation d’un spectro-fluorimètre comportant une sonde munie d’ une triple optique pour la détection simultanée de 3 traceurs différents alors qu’une quatrième optique mesure uniquement la turbidité de l’eau (voir pour le fonctionnement, l’article intitulé : "Lorsque les eaux du château de Joux ressurgissent à la source de la Loue").
 
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5- Contexte hydrologique en période de crue

Le site est soumis à des inondations récurrentes dans le lit majeur du Doubs. L’exutoire pompé est en lien direct avec la nappe.
 
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PPRI du Doubs central - Carte des aléas DDE (projet)
 
 
L’exutoire du lavoir possède des débits variables de 5 litres/seconde à 1 500 litres/seconde. Des mises en charge majeures sont enregistrées sur cette résurgence. Des mesures de sécurité seront intégrées par le comité départemental de spéléologie lors de la réalisation du pompage d’exploration.
 
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Le site en période de crue
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)
 
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Le site en période de crue (autre vue)
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)
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Le site en période de crue (autre vue)
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)

6 – Autres explorations entreprises sur le système du Lavoir

6.1. Sondages de reconnaissance

Le 28 septembre 2007, le cabinet B3G2 a réalisé 23 sondages de reconnaissance dans la doline du terrain de jeux de la commune de Saint-Vit. Les sondages ont permis de définir la dalle calcaire, mais aucun vide karstique n’a été reconnu. Les remplissages par les argiles de décalcification sont majeurs. Le karst est non fonctionnel. Les sondages ont été nivelés topographiquement par le cabinet ROBERT.

6.2 – Dégagement d’un karst perché en bordure de doline – Exploration en cours


Un karst fossile non colmaté existe sur le plateau calcaire qui domine la doline du terrain de jeux de 4 à 5 mètres.
 
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Détail des Essais d’injection d’eau avant dégagement de rentrée de la cavité
(Document : cabinet Pascal Reilé)
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Injection d’eau dans le karst
(Document : cabinet Pascal Reilé)

Le dégagement complet du remplissage de la grotte devra être réalisé afin d’éviter tout risque de déstabilisation après avis d’un géotechnicien validant la stabilité des dégagements et aménagements.
 
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Gestion pluviale du site

Recherche d’exutoire. Dégagement de la grotte et essais d’infiltration (2 et 9 octobre 2008 (Document : cabinet Pascal Reilé)

Remerciements au Cabinet Pascal Reilé qui nous a aimablement communiqué texte et documents écrits concernant cet article.

 

 

Le lapiaz de Loulle (Jura)

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Le lapiaz de Loulle (Jura)

 

par André Guyard

 

 

Non loin de Champagnole (Jura), le village de Loulle présente un lapiaz découvert, creusé dans les calcaires du Séquanien. « Lapiaz » est un terme jurassien issu étymologiquement du latin : lapis (la pierre).

Facilement accessible et spectaculaire, ce phénomène karstique se révèle à découvert au milieu des prairies voisines.

 

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La profondeur des fissures est impressionnante
 
 

Un lapiaz se présente comme une dalle calcaire dont les fissures se développent en sillons.

Les sillons sont de deux types :

  • les rigoles rectilignes ou sinueuses, suivant la ligne de la pente ou non ;
  • les crevasses (ou leisines), qui sont un approfondissement des diaclases et qui découpent la roche en blocs.

 

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Dissolution du calcaire due aux eaux acidifiées par la lixiviation dans l'humus
 
 

Pour qu’un lapiaz se développe, il est nécessaire d’avoir une dalle calcaire surmontée d’une couche d’humus dont le lixiviat sera très acide, et un faible pendage des couches permettant un long ruissellement de l’eau au contact du calcaire.

Ainsi, l’eau de pluie acidifiée par le CO2 atmosphérique et les acides humiques s’attaquera au calcaire sous-jacent, formant des rigoles de dissolution.

 

Le CO2 soustrait de l’atmosphère se transforme en ions HCO3- selon la réaction suivante :

Ca CO3 + CO2 +H2O => 2HCO2- + Ca2+



Le lapiaz de Loulle aujourd’hui mis à nu et non actif, s’est probablement formé sous un sol forestier qui n’apparaît plus aujourd’hui, érodé par les glaciers présents encore il y a 20 000 ans dans le Jura.

Les fissures et cavités du lapiaz constituent des microbiotopes hébergeant toute une flore particulière comme cette langue de bœuf ou Scolopendre, Asplenium scolopendrium,

 

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Langue de bœuf ou Scolopendre, Asplenium scolopendrium

 

ou d’autres délicates fougères comme cette Gymnocarpium robertianum.

 

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Gymnocarpium robertianum
 
 
Informations dues pour la géologie à Daniel Contini, professeur honoraire de géologie à l’Université de Franche-Comté et, pour les déterminations botaniques à Gilbert Michaud, professeur honoraire de S.V.T.