Ok

En poursuivant votre navigation sur ce site, vous acceptez l'utilisation de cookies. Ces derniers assurent le bon fonctionnement de nos services. En savoir plus.

01/07/2010

La Montagne Pelée (Martinique)

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

 

 

Lire la suite

28/06/2010

La Soufrière de Saint-Vincent

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

Lire la suite

Soufrière à Sainte-Lucie

Manifestations volcaniques de Sainte-Lucie et de la Dominique

Lire la suite

25/06/2010

La Soufrière de Montserrat

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

Lire la suite

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.

 

Glacier_6803.jpg
Islande : un pays de glace
Landmannalaugar_6735.jpg
Islande : un pays de volcans et de laves
(Ici le Landmannalaugar)

 

Solfatare_7119.jpg
Solfatares : des bouches à soufre et à cinabre
Basalte_6996.jpg
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

 

Grotte_7004.jpg
Le refroidissement de surface ménage des tunnels sous-basaltiques
Dettifoss_6965.jpg
Chutes de Dettifoss
Sellfoss_6973.jpg
Sellfoss : une chute de plus 800 m de long

 

Magnusarfoss_6779.jpg
Chutes de Magnudarfoss dans les orgues basaltiques
 
Gullfoss_7330.jpg
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.

 

Strokkur.jpg
La bouche du Strokkur commence à frémir
Strokkur1.jpg
La bulle pousse l'eau qui gonfle la surface en coupole

geyser,islande,volcanisme,solfatares,hordinos

La bulle est prête à éclater


Islande_Geysir-Strokkur.jpg

 

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.

 

geothermie_7335.jpg
Exploitation de la géothermie

geyser,islande,volcanisme,solfatares,hordinos

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.

geyser,islande,volcanisme,solfatares,hordinos

 

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).
islande.jpg
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.

 

Islande_eruption.jpg
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.

 

Eyjafjöll_30-1.jpg
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.

 

Islande2.jpg
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.

Géologie_Volcan sous-glaciaire-1.jpg

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

 

 

Volcan Eyjafjöll-1.jpg
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.

Eyjafjöll_04-1.jpg
La chaleur a permis au volcan Eyjafjöll de perforer la chappe de glace qui le recouvrait
 
Eyjafjöll_25-1.jpg
La glace surchauffée se sublime en vapeur d'eau

 

Eyjafjöll_12-1.jpg

Les cendres émises se mêlent à la vapeur d'eau

 

Eyjafjöll_09-1.jpg
Eyjafjöll_10-1.jpg
Le nuage de cendres et de vapeur d'eau s'élève à haute altitude
 
Eyjafjöll_19-1.jpg
Eyjafjöll_32-1.jpg
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

Eyjafjöll_02-1.jpg
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.

 

Eyjafjöll_01-1.jpg

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.

 

Eyjafjöll.jpg

Le nuage de cendres

volcan.jpg

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.

 

ash_cloud2.jpg
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.

 

Islande.jpg
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.

Lire la suite

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.

 

séisme,franche-comté,thise,besançon,bâle,fessenheim

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.

Lire la suite

Les lacs : généralités

Notions de limnologie. Différents types de lacs. Zonation limnétique

Lire la suite

14/06/2010

Classification trophique des lacs

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

Lire la suite

11/06/2010

Principaux lacs du Jura

Caractéristiques des principaux lacs du Massif du Jura

Lire la suite

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


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.

 

7_Volcan_Hasan Dağ-1.jpg

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.

 

8_Cappadoce_cheminée6.jpg

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.

 

8_Cappadoce_cheminée1.jpg
8_Cappadoce_cheminée3.jpg

8_Cappadoce_cheminée5.jpg

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.

 

Death_valley531.jpg
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.

 

Death_valley381.jpg
Death_valley391.jpg
Death_valley411.jpg
Death_valley441.jpg
Un écomusée consacré à l'exploitation du borax

Death_valley461.jpg

Death_valley481.jpg
Une mine abandonnée

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

Death_valley_amiante1.jpg
Fibres d'amiante
Death_valley_azurite1.jpg
Azurite
Death_valley_azurite+malachite21.jpg
Azurite + malachite
Death_valley_baryte1.jpg
Baryte
Death_valley_bendheimite1.jpg
Bendheimite
Death_valley_chalcopyrite1.jpg
Chalcopyrite
Death_valley_chenite1.jpg
Chenite
Death_valley_colémanite1.jpg
Colémanite
Death_valley_CuCo3+quartz1.jpg
Carbonate de cuivre + quartz
Death_valley_galène1.jpg
Galène
Death_valley_limonite1.jpg
Limonite
Death_valley_malachite_dans_grès1.jpg
Cristaux de malachite inclus dans du grès
Death_valley_minerai d'or1.jpg
Minerai d'or
Death_valley_pyrite+sphalérite1.jpg
Pyrite + sphalérite
Death_valley_pyrolusite1.jpg
Pyrolusite
Death_valley_realgar+orpiment1.jpg
Réalgar + orpiment
Death_valley_stibnite1.jpg
Stibnite
Death_valley_sulfure1.jpg
Soufre
Death_valley_bois_pétrifié11.jpg

Bois pétrifié

Death_valley_bois_pétrifié_conifère_miocène1.jpg

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.

 


1397-1.jpg
1399-1.jpg

1393-1.jpg
Yucca elata (Liliacées)
1398-1.jpg
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.

 

Source_Arcier111.jpg
Résurgence principale d'Arcier
La ressource en eau est protégée par une grille solide qui
matérialise le "périmètre de protection immédiat"
(Cliché André Guyard)
 
Source_Arcier251.jpg
La devise et les armes de la ville dominent le fronton
(Cliché André Guyard)
 
Source_Arcier201.jpg
Une plaque commémore l'acquisition
de la source par la ville
(Cliché André Guyard)
 
Source_Arcier141.jpg
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.
 
Cottet_5233_Arcier_aqueduc_actuel1.jpg
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.

 

Dispositif_antipollution1.jpg

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

 

Malate1.jpg
La Station de production d'eau potable de la Malate
(Document : ville de Besançon)
Malate_bassins1.jpg
La Station de la Malate : les bassins
(Document : ville de Besançon)
Malate_traitement11.jpg
Malate_traitement21.jpg
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.

 

 

réseau_Besançon1_1.jpg
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)

 

 

Arcier_satellite1.jpg
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.

 

Source_Arcier091.jpg
La source du Martinet ou source du Canal de Jules César
(Cliché André Guyard)

Source_Arcier101.jpg
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.
 
Source_Arcier161.jpg
Le captage en basses eaux
(Cliché André Guyard)

Cottet_5228_Arcier_galeries_amont1.jpg
Le captage en hautes eaux
(Cliché Michel Cottet, 14 mars 2008)

source,karst,jura,exsurgence,circulation souterraine,résurgence

Exemple d'un enregistrement mensuel
de température et débit

source,karst,jura,exsurgence,circulation souterraine,résurgence

Courbe cumulative des débits classés

source,karst,jura,exsurgence,circulation souterraine,résurgence

Hydrogramme de crue


 

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

 

Source_Arcier081.jpg
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.

 

Source_Bergeret011.jpg

Source Bergeret en basses eaux

(Cliché André Guyard)

 

Cottet_5239_source_Bergeret1.jpg
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).

 

Arcier_carte_géologique31.jpg
Carte géologique de la région
(vue grossie : Carte géologique des sources d'Arcier.pdf)

 

Traçage1.jpg

Carte des traçages

(document DIREN)

 

atlas-orogeologique1.jpg

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).

 

source,karst,jura,exsurgence,circulation souterraine,résurgence

Trois profils géologiques parallèles dans le système aquifère Saône-Arcier

(d'après Dreyfuss et Chauve, 1971)

 

source,karst,jura,exsurgence,circulation souterraine,résurgence

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.

 

source,karst,jura,exsurgence,circulation souterraine,résurgence

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.

 

Source_Arcier021.jpg
La source de la pisciculture passe sous le château d'Arcier
(Cliché André Guyard)

Source_Arcier_aval_321.jpg
Les bassins de la pisciculture
(Cliché André Guyard)

Source_Arcier_aval_331.jpg
Ruisseau d'Arcier en aval de la pisciculture
(Cliché André Guyard)

Source_Bergeret_aval_301.jpg
Ruisseau Bergeret avant sa confluence avec le ruisseau de la pisciculture
(Cliché André Guyard)

Source_Arcier_aval_351.jpg
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.

Cottet_5251_Arcier_aqueduc_romain1.jpg

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.

 

Source_Arcier_mosaïque1.jpg
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

 

1285.jpg
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.

 

 

1282.jpg
Les pins apportent une touche verte
au milieu de la palette d'ocre et de rose
1283.jpg
1287.jpg
1284.jpg
Une dentelle de pierre

1289.jpg
1288.jpg
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.

 

07_Dead Horse stratigraphie.jpg
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

1129.JPG

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.

 

1136.jpg
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".

 

1150.jpg
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.

 

1135.jpg
Identification des différentes strates
07_Dead Horse stratigraphie.jpg
Stratigraphie de Dead Horse Point
1134.jpg
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.

 

0942.jpg
Le Grand Canyon
La taille des personnages sur le belvédère en haut à gauche donne une idée des dimensions du canyon
 
0945.jpg
Toute une palette de couleurs
 
0946.jpg
Des gorges profondes, des falaises ombragées
 
0947.jpg
Et au fond coule une rivière
 
 
0953.jpg
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

 

0956.jpg

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)

Canyon001.jpg
Formation des roches du socle
 
Canyon002.jpg
Accidents tectoniques affectant la zone
au moment de l'érection des Montagnes Rocheuses
 
Canyon003.jpg
Sédimentation paléozoïque
 
Canyon004.jpg
Surrection du Plateau du Colorado
 
Canyon005.jpg
Creusement du canyon
 
01_Gd_canyon_coupe.jpg
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.

 

 

08-Grand_Canyon_stratigraphie.jpg
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.

 

 

01St vit pompage_lavoir2-1.jpg
La fontaine du Lavoir de Saint-Vit
Document : cabinet Pascal Reilé
 
03St vit pompage_lavoir3-1.jpg
La galerie d’alimentation de la fontaine
Document : cabinet Pascal Reilé
Saint-Vit_satellite-1.jpg
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.
04St vit pompage_localisation_IGN-1.jpg
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).
 
niveaux_geologiques1.jpg
Description sommaire des niveaux géologiques rencontrés
 
06St vit_carte_geologique2-2.jpg
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.
 
07St vit_perte de la foulottière-1.jpg
Perte de la Foulottière colorée par la fluorescéine
Injection de 3 kg de fluorescéine (Document : cabinet Pascal Reilé)
08St vit_circulations_souterraines1.jpg
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").
 
09St vit_principe_sonde_optique-1.jpg

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.
 
10St vit_PPRI_Doubs_central-1.jpg
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.
 
11St vit pompage_crue1-1.jpg
Le site en période de crue
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)
 
12St vit pompage_crue2-1.jpg
Le site en période de crue (autre vue)
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)
13St vit pompage_crue3-1.jpg
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.
 
14_15_St vit_creusement_doline11.jpg
Détail des Essais d’injection d’eau avant dégagement de rentrée de la cavité
(Document : cabinet Pascal Reilé)
16St vit _injection_eau-1.jpg
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.
 
17St vit_gestion_pluviale-1.jpg
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)

Loulle_08_06_22_23-1_logo.jpg

 

 

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.

 

Loulle_08_06_22_23-2site.jpg
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.

 

Lapiaz_08_06_22.jpg
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,

 

Loulle_Lapiaz08_06_22_26_site.jpg
Langue de bœuf ou Scolopendre, Asplenium scolopendrium

 

ou d’autres délicates fougères comme cette Gymnocarpium robertianum.

 

Loulle_Gymnocarpium_Robertianum_08_06_22_28_site.jpg
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.

La source intermittente de Fontaine-Ronde

Fontaine-Ronde_logo_08.jpgLa source intermittente de Fontaine-Ronde

 

par André Guyard

 

Fontaine_Ronde_carte.jpg
Carte de situation de la source intermittente
de Fontaine Ronde
Carte IGN
 
Fontaine Ronde_sat-1.jpg
Vue satellite de Fontaine Ronde
En bleu, cours souligné du ruisseau de Fontaine Ronde
 
fontaineronde7-1.jpg
Localisation de la source intermittente de Fontaine Ronde
Carte IGN
 
 
À une dizaine de kilomètres de Pontarlier en direction de la Suisse, la vallée du ruisseau de Fontaine Ronde emprunte un synclinal étroit aux flancs recouverts de dépôts morainiques. Le ruisseau issu de la source intermittente de Fontaine Ronde partage le faible espace du fond de vallée entre la route et une ancienne voie ferrée en cours de restauration.

Des études hydrobiologiques s’appuyant notamment sur la méthode de l’I.B.G.N. (indice biotique global normalisé) mise au point au Laboratoire d’Hydrobiologie de l’UFR Sciences de Franche-Comté ont montré que la qualité du site aquatique était excellente. Le ruisseau de Fontaine Ronde, jusqu’à son confluent avec le Doubs à proximité du Château de Joux constitue l’un des derniers cours d’eau de Franche-Comté à montrer une telle biodiversité, en particulier pour la faune benthique (larves de Plécoptères indicatrices d’une excellente qualité des eaux).

Les analyses chimiques ont montré une teneur élevée en chlorure de sodium (NaCl), à rapprocher de la composition des eaux de la poche phréatique percée lors de la construction du tunnel du Mont d’Or (voir plus loin).
 
 
Fontaine-Ronde_09_04_05_09-1.jpg
Source intermittente de Fontaine-Ronde
La source se présente sous la forme d’une vasque
au fond sableux bordée par un muret cimenté
 
 
Origine des eaux de la source

Protégée par un bassin maçonné semi-circulaire, la source de Fontaine Ronde se situe en contrebas du remblai de la voie ferrée actuellement désaffectée mais en cours de restauration pour un train touristique, le Coni’fer. Elle se présente sous la forme d’une vasque au fond sableux d’environ 4 m de diamètre. Il s’agit d’une source vauclusienne qui présente un débit intermittent. Cette source intermittente (il n’y a que sept sources intermittentes en France et une trentaine dans le monde) laisse apparaître toutes les 10 minutes environ une faible montée des eaux. L’amorce de cette montée est précédée d’une apparition de bulles de gaz (d’air ou de CO2 ?).

La source a la particularité d’observer un débit dont les variations étaient autrefois régulières dans le temps. De plusieurs dizaines de centimètres jusqu’au début du XXe siècle, le battement est réduit aujourd’hui à quelques centimètres et la périodicité est désormais irrégulière. C’est en 1912, lors du creusement du tunnel ferroviaire du Mont d’Or, distant pourtant de plusieurs kilomètres, qu’une poche de la nappe phréatique alimentant toutes les sources du secteur fut rompue, inondant le tunnel et tarissant les sources qu’elle alimentait : grande source de Malbuisson, source du Bief Rouge à Métabief, dont la Fontaine Ronde. Le colmatage des venues d’eau dans le tunnel n’a reconstitué que partiellement le phénomène et une grande partie des eaux part en Suisse du côté de Vallorbe.

Il peut sembler surprenant que la nappe située sous le Mont d’Or alimente cette série de sources. Pour expliquer ce fait, Jean-Pierre Mettetal, hydrogéologue, évoque l’existence d’un vaste décrochement nord-sud qui partant de Vallorbe, intéresse les Hôpitaux-Neufs, la source du Bief Rouge, la Chapelle de Mijoux, la Combe où coulent la source puis le ruisseau de Fontaine Ronde, la Cluse-et-Mijoux, Pontarlier, Doubs et la N 57.
 
fontaine-ronde9.jpg
Carte géologique de Fontaine Ronde
Le décrochement nord-sud passant par la source (cercle rouge)
est particulièrement visible sur cette carte (BRGM)
 
 
Ce décrochement jouerait le rôle de drain directeur dans les circulations souterraines de la région. Rappelons qu’un décrochement est un déplacement horizontal des couches géologiques. L’existence de ce drain pourrait expliquer pourquoi le percement du tunnel du Mont d’Or a perturbé la plupart des sources de la région, notamment Fontaine Ronde.

En revanche, en ce qui concerne la grande source de Malbuisson, qui se situe dans le synclinal voisin, il n’existe pas à l’heure actuelle une explication à son rattachement à ce réseau souterrain.

Lors de la construction de la déviation de la RN 57 au-dessus des Hôpitaux-Vieux, les essais de traçage par coloration ont montré que les eaux se dirigeaient vers le nord et ressortaient au niveau d’un étang à proximité de la Jougnenat vers la pisciculture de Jougne. Ainsi les eaux provenant de l’est se dirigent vers le nord et celles provenant de l’ouest se dirigent vers le sud. Nous sommes ici sur la ligne de partage des eaux entre mer du Nord et Méditerranée.

Mais comment expliquer la périodicité du phénomène et son mécanisme ?
 
 
profil002-11.jpg
Coupe transversale hypothétique de l’alimentation
de la source de Fontaine Ronde
La présence de réservoirs karstiques successifs et superposés
explique le fonctionnement de la source intermittente
 
 
Nous n’avons pas de renseignements précis au sujet de la Fontaine Ronde de Touillon et Loutelet. Mais son fonctionnement est vraisemblablement liée à la position de certains siphons du réseau souterrain dont l’amorçage et le désamorçage sont périodiques. En revanche, la fontaine intermittente de Fontestorbes, située dans le département de l’Ariège, qui constitue l’une des dix plus importantes résurgences de type vauclusien en France a fait l’objet d’études menées à la fin des années 1970 par le laboratoire souterrain CNRS de Moulis et notamment par Alain Mangin. Le fonctionnement de cette dernière est expliqué dans son ouvrage "Précis de karstologie" par Jean-Noël Salomon. On peut donc imaginer que la source intermittente de Fontaine Ronde fonctionne sous le même principe.
 
Variations_sources_intermittentes-1.jpg
Variations de débit des sources intermittentes
En haut : variations du débit de Fontaine Ronde.
En bas variations du débit de la fontaine de Fontestorbes
 
La fontaine intermittente de Fontestorbes coule de manière régulière la plus grande partie de l’année. En revanche, en période de basses eaux, c’est-à-dire dès lors que le débit moyen journalier descend en dessous de 1,04 m³/s, soit habituellement de juillet à octobre, la résurgence présente des intermittences auxquelles elle doit sa célébrité. Suivant la seule théorie qui, à ce jour, permet d’expliquer tous les types de fonctionnement rencontrés et l’ordre de grandeur des débits en jeu, les intermittences sont liées selon toute vraisemblance à une configuration où interviennent :

* Un réservoir amont (une salle souterraine creusée par l’eau dans la masse calcaire), alimenté par l’eau provenant du bassin versant ;
 
* Un second réservoir dans lequel se vide le premier ;

* Un conduit, dit de vidange, situé en position basse et emprunté par l’eau qui sort du réservoir pour rejoindre l’exutoire de la source ;

* Un conduit, dit de prise d’air, situé au-dessus et rempli d’air.
 
Fontestorbes_Cliché Audouy-1.jpg
La fontaine intermittente de Fontesorbes
(Cliché Audouy)

Fait capital pour le fonctionnement de la source, le hasard de l’érosion aurait placé les extrémités amont et aval des deux conduits côte à côte et sensiblement au même niveau. Ainsi, tant que le débit d’alimentation est suffisamment important, le niveau d’eau dans le réservoir amont maintient le conduit de prise d’air fermé. Dès lors, l’écoulement en charge dans le conduit de vidange se produit normalement au même rythme que le débit d’alimentation, exactement comme il le ferait si le conduit de prise d’air était absent, et la fontaine coule en continu.

En revanche, quand le débit d’alimentation baisse, à l’approche de l’étiage, il arrive un moment où il atteint 1,04 m³/s. À ce moment, l’extrémité amont du conduit de prise d’air, jusque là noyée et donc obstruée, se retrouve en partie hors d’eau, et aspire de l’air, ce qui produit une forte perte de charge dans le conduit de vidange et interrompt presque totalement l’écoulement : la première intermittence débute.

Le débit de vidange étant alors insignifiant par rapport au débit d’alimentation, le réservoir amont se remplit à nouveau. Mais pour réamorcer l’écoulement dans le conduit de vidange, il doit monter plus haut que le niveau où s’est déclenchée la première intermittence. C’est ce qui explique qu’une fois que l’écoulement se rétablit, le débit à l’exutoire de la source monte à 1,8 m³/s environ, soit un débit supérieur à 1,04 m³/s, débit d’alimentation à partir duquel apparaît le phénomène d’intermittence. Le débit de sortie étant notablement supérieur au débit d’entrée, le réservoir amont se vidange rapidement jusqu’à désamorçage de l’écoulement et le cycle recommence puis se succède à lui-même tant que le débit d’alimentation est insuffisant pour maintenir un écoulement constant, ce qui dure en général tout l’été et une partie de l’automne, avec simplement des interruptions occasionnelles de quelques jours à la suite d’orages qui font provisoirement remonter le débit d’alimentation.

Si, présenté de cette manière simplifiée, le mécanisme présente théoriquement une régularité parfaite, la réalité est un peu plus nuancée, en fonction de l’évolution du débit d’alimentation. Ainsi, au cours de la saison, le débit minimal varie entre 0,2 m³/s au début et 0,2 m³/s en fin d’été, quand le débit d’alimentation est au plus bas. De même, le débit maximal varie entre 1,80 et 1,68 m³/s, valeurs assez proches du module et qui font que la fontaine semble présenter un débit très abondant pour la saison si on s’y rend au bon moment du cycle.

La durée moyenne d’une intermittence, voisine d’une heure et partagée en environ 40 minutes de baisse et 20 minutes de hausse la plus grande partie de la saison, augmente sensiblement en fin d’étiage, quand les débits moyens sont au plus bas, car les réservoirs se remplissent moins vite.

Dans quelques cas assez rares au vu de l’hydrologie de la source, il peut arriver que les réservoirs ne puissent plus se remplir et que le débit d’alimentation puisse tout entier s’écouler de manière diphasique (eau + air) dans le conduit de vidange. Ceci se produit dès lors que le débit moyen journalier de la source descend vers 0,60 m³/s, soit 600 litres/s, ou en dessous, comme cela a été le cas lors de quelques étiages prolongés, en novembre 1973, octobre 2001 et janvier 2007. Cette valeur seuil avait été prévue presque exactement par les calculs effectués par A. Mangin qui avait trouvé 680 l/s.
 
Autrement dit, pour observer l’intermittence de la fontaine, il faut la visiter de juillet à octobre, voire en janvier, lors des années de forte sécheresse. En effet, le reste de l’année, elle coule de façon permanente.

En ce qui concerne Fontaine Ronde, une autre interprétation a prévalu dans le passé

Selon la légende, Amaury de Joux avait gardé des croisades une passion pour les longues chevauchées. Un jour en sortant du Château de Joux, la herse s’abattit brutalement coupant l’animal en deux sans que le cavalier s’en doutât. L’animal partit au grand galop. Mais la jument eut bientôt soif, s’arrêta à la source et but sans discontinuer jusqu’à l’assèchement du point d’eau. Amaury s’aperçut alors que l’eau qu’elle engloutissait sortait par la plaie sanglante. Épouvanté, il s’enfuit. Depuis l’animal est devenu invisible, mais il a toujours aussi soif. C’est lui qui revenant boire périodiquement, fait baisser le niveau de Fontaine Ronde.

Qui sait ? C’est peut-être la meilleure explication du fonctionnement de la source intermittente…

Remerciements à Jean-Pierre Mettetal et à Pierre Chauve pour leurs explications en ce qui concerne la source de Fontaine Ronde. La description du fonctionnement de la fontaine intermittente de Fontestorbes est due à Jean-Noël Salomon.

03/10/2009

Lorsque les eaux du château de Joux résurgent à la source de la Loue

Joux_chateau_logo2.jpgLorsque les eaux du château de Joux résurgent à la source de la Loue

 

par Pascal Reilé

 

Joux_château_carte_postale-1.jpg
Le château de Joux
(commune de la Cluse-et-Mijoux ; département du Doubs)
À gauche, la cluse,
à droite, la vallée du Doubs qui vient de recevoir
le ruisseau de Fontaine Ronde
(Carte postale de 1950).
 

En 1901, l’incendie de l’usine Pernod de Pontarlier où l’absinthe échappée des cuves s’était répandue dans le Doubs et avait ressurgi dans la source de la Loue, mettait en évidence que les pertes du Doubs à Arçon alimentaient la résurgence. On avait également remarqué que le profilage et le recalibrage du Drugeon — expérience heureusement corrigée — avaient eu un impact sur le débit de la Loue. Depuis, aucune grande découverte n’est venue véritablement expliquer les mystérieux écoulements souterrains de cette grande résurgence française.

 

karst,loue,doubs,jura

La Cluse et les forts (lithographie de Pierre Bichet)

 

Communauté de communes et environnement

 

Lors de la pollution de Verrières de Joux (fin décembre 2008), à la demande du Préfet, des services de la Ddass et de la Diren, la communauté de communes du Larmont a mandaté le Cabinet Reilé Pascal, Besancon – Ornans).

 

pollution1.jpg
Traitement de la pollution des Verrières de Joux
Document : cabinet Reilé
 

Le cabinet Reilé est spécialisé en karstologie. Dans l’affaire qui nous préoccupe, son objectif était d’identifier le niveau des risques de pollution et la nature des écoulements souterrains de la rivière la Morte.

Parallèlement, un travail important de confinement a été réalisé par la CCL et les services du SDIS limitant au maximum la contamination.

 

Un gouffre sous le Frambourg

 

Grotte1.jpg
La grotte dans la faille du Frambourg
Document : cabinet Reilé
 
Investigations souterraines et colorations
 

Pascal Reilé, hydrogéologue mais également spéléologue plongeur d'Ornans, en charge du dossier avait pour mission de suivre les traces de contaminations et d’en définir l’exutoire.

L’équipe du Cabinet Reilé avait eu à pénétrer en 1980 dans une faille sous les maisons et la voie ferrée du Frambourg.

Des écoulements souterrains venant de la Morte avaient été identifiés. Le ruisseau souterrain se poursuivait dans une galerie souterraine.

 

Grotte2.jpg
Descente dans le gouffre
(Document : cabinet Reilé)

 

Partant de ces observations, une surveillance a donc été organisée le 31 décembre 2008 dans ce gigantesque puits. Charmante nuit de nouvel an !.

Malgré les contraintes climatiques, les surveillances se sont poursuivies durant tout le mois de janvier 2009.

 

sonde3-1.jpg
Détail du système de suivi par spectro-fluorimètre
implanté à la source de la Loue
Document : cabinet Reilé
 
sonde-1.jpg
Sonde optique : appareillage
La sonde du spectro-fluorimètre est une enceinte étanche
qui se place sous le niveau de l’eau à étudier.
La mesure se fait à une cadence à fixer,
et sur plusieurs heures ou jours.
Document : cabinet Reilé
 
 
sonde_optique-1.jpg
Sonde optique : principe de fonctionnement La sonde comporte une triple optique pour la détection simultanée de 3 traceurs différents. La quatrième optique mesure uniquement la turbidité de l’eau.
Document : cabinet Reilé

 

Les résultats scientifiques sont là : L’équipe du Cabinet Reilé a non seulement découvert le soutirage des eaux de la Morte dans cette galerie souterraine mais également prouvé la poursuite des écoulements en direction de la source de la Loue.

 

La source de la Loue toute verte mais sans anis

 

En effet, 4 jours plus tard et 15 kilomètres plus loin, les 10 kilogrammes de fluorescéine ont coloré en vert toute la grande vasque de la Source de la Loue.

 

Loue_verte10-1.jpg
Suivi à la source de la Loue.
4 jours plus tard, la fluorescéine colore les eaux.
Document : cabinet Reilé
 
Loue2-1.jpg
La vasque de la source de la Loue est colorée en vert par la fluorescéine
Document : cabinet Reilé

 

L’odeur d’anis n’était pas présente, mais l’existence d’un écoulement souterrain depuis le Château de Joux jusqu’à la Source de la Loue était prouvé.

 

Un suivi cohérent et une nouvelle vision élargie du bassin de la Loue

 

La surveillance des eaux de la Loue s’est poursuivie durant les mois de janvier et février sans qu’on puisse déceler une quelconque altération de la qualité des eaux souterraines de la rivière.

 

Courbe_restitution-1.jpg
Courbe de restitution des colorants à la source de la Loue
La sonde détecte simultanément 3 traceurs différents. La quatrième optique mesure uniquement la turbidité de l’eau.
Document : cabinet Pascal Reilé

 

Ces résultats prouvent donc l’excellent travail de récupération des hydrocarbures par la Communauté de commune du Larmont et du SDIS mais également des vitesses importantes de passage des eaux souterraines sous la ville de Pontarlier.

Nous sommes donc en présence d’un système de galeries développées et de grande taille sous la plaine de l’Arlier. Le bassin de la Loue est donc plus complexe qu’initialement envisagé et la grande faille de Pontarlier risque encore de mettre en connexion bien des écoulements avec la Source de la Loue.

Les limites amonts pourraient être Fontaine Ronde voire le lac St-Point. À l’heure où l’on fait le bilan du SDAGE haut Doubs-haute Loue, le milieu souterrain a encore bien des mystères à livrer. Une base de connaissance reste à mettre en place. Elle permettrait aux collectivités d’ajuster leurs aménagements aux contraintes environnementales avec un souci grandissant de développement durable.

Le Cabinet Reilé entend bien poursuivre les investigations qu’il mène depuis 20 ans sur ce bassin. D’après lui, une étude synthétique pourrait être réalisée pour aboutir à une présentation globale. Cette étude intégrerait toutes les études réalisées depuis 1901 sur ce bassin hydrogéologique remarquable d’une surface de plus de 500 km2 et au débit maximal à la résurgence de 90 m3/seconde. Des programmes d’exploration sont prévus avec les spéléologues du Spéléo Club de Jougne Mont d’Or et du groupe Karstic Haut Doubs - Haute Loue pour affiner la connaissance des cavités sur le plateau.

 

Château de Joux_Loue-1.jpg

Du château de Joux à la source de la Loue
Photomontage cabinet Reilé

 

Ajout du 16 mai 2015 : article de l'Est Républicain par Julien BÉNÉTEAU

 

Patrimoine Pontarlier : aller au fond du puits du fort du château de Joux

 

Un topographe passionné a mesuré avec précision la profondeur du puits du fort de Joux. Son travail soulève de nombreuses interrogations.

 

Paul Courbon a des curiosités de spéléologues. Mais il se trouve que l’homme, installé à Marseille, est aussi topographe. « Ma curiosité est un peu scientifique », glisse-t-il. Celui qui a mené des missions d’exploration archéologique dans des puits d’oasis en Arabie Séoudite a eu envie de découvrir les puits français.

 

Après le puits de la citadelle de Besançon, Paul Courbon s’est intéressé, à la fin du mois d’avril, à celui du château de Joux. « Ce n’est pas facile à mettre en œuvre dans des lieux touristiques comme celui-là, raconte-t-il. Il faut des autorisations et intéresser les autorités. » De l’intérêt, le Grand Pontarlier en a trouvé à la démarche : l’eau est une compétence de la communauté de communes. Le fonctionnement de la nappe d’eau, de sa diffusion, aiderait à comprendre un peu mieux la circulation aquatique.

 

L’exploration a été faite le 26 avril. « Les profondeurs données pour le puits variaient de 87 à 120 m », s’amuse Paul Courbon. Muni d’un "distancemètre", il a pu mesurer la profondeur du puits ainsi que la profondeur de l’eau. Chiffre désormais validé : 101,4 m, dont 4,4 m d’eau.

 

De l’eau qui va loin

 

Cette hauteur d’eau change de manière considérable. Un sondage en avril 1986 avait montré qu’il y avait 14 m de profondeur d’eau. « Il ne fait aucun doute que le puits a une autre source d’alimentation que le Doubs », observe Paul Courbon. La géologie des lieux expliquerait ces variations : la présence d’un anticlinal amènerait l’eau dans le puits, en particulier au moment des pluies ou de la fonte des neiges.

 

« Nous imaginons la surprise et le désarroi des puisatiers qui croyaient avoir atteint l’eau un jour, poursuit le topographe, puis retrouvaient le puits à sec peu après. »

 

Pour mieux comprendre la circulation de l’eau, une deuxième opération est prévue, en juin ou juillet [2015], quand le puits sera à sec : une coloration, pour comprendre où va l’eau. Il serait bien possible qu’elle ne rejoigne pas le Doubs. « Il y a une grande faille sous Pontarlier », explique Pascal Reilé, un hydrogéologue associé au projet. Une précédente observation, [Voir l'article plus haut] menée au Frambourg, au pied du château, avait montré que l’eau était ressortie 17 km plus loin… à la source de la Loue.

 

L’une des questions posées par le puits est celui de son comblement partiel. « Le fond actuel, souvent à sec, n’est pas le fond véritable », observe Paul Courbon. Mais le topographe ignore pourquoi ce comblement a eu lieu. L’origine des morceaux de roche n’est pas définie. Avec la présence de l’eau, le jour de la descente, il n’était bien sûr pas possible de jeter un œil sur la composition du comblement.

 

Mais Paul Courbon souligne qu’il ne sera pas possible de faire comme à Besançon, creuser sur quelques dizaines de centimètres. Lors de précédentes explorations, de nombreuses grenades et munitions non éclatées ont été aperçues…

 

D’après la géologie des lieux, le comblement représenterait une dizaine de mètres. À l’origine, le puits du château de Joux aurait ainsi pu mesurer environ 125 m de profondeur.

 

 

02/10/2009

Source de la Loue et gorges de Nouailles

Loue_logo.jpgSource de la Loue
et gorges de Nouailles
 
par André Guyard
 
(Dernière mise à jour : 15/11/2014)
 
 
Source de la Loue_114-1.jpg
La source de la Loue est une résurgence du Doubs
dont l'ouverture mesure 60 m de large et 32 m de haut
 

loue,botanique,karst,jura,tuf,résurgence

La résurgence s'ouvre dans une falaise bajocienne de 104 m de haut
 

loue,botanique,karst,jura,tuf,résurgence

Au niveau de la source, la reculée présente une tectonique tourmentée
 

loue,botanique,karst,jura,tuf,résurgence

 
 
La source de la Loue
 
Le cours supérieur du Doubs et celui de son affluent le Drugeon subissent une série de pertes dans la région de Pontarlier et d'Arçon. À la suite de l'incendie des usines Pernod de Pontarlier du dimanche 11 août 1901 à 12 h 30, 650 m3 d’alcool, dont 470 m3 d’absinthe sont déversés dans le puits perdu de l’usine et dans le Doubs.

Le mardi 13 août 1901 à 12 h, une forte odeur d’absinthe est décelée à la source de la Loue et jusqu’à 25 km en aval ; le fils du chimiste Berthelot (Marcellin), en vacances à Mouthiers, envoya pour analyse à son père, un échantillon d’eau de la Loue ; Berthelot conclut à l’origine non naturelle de cette odeur !
Le Doubs se perd partiellement entre Arçon et Maison-du-Bois dans les calcaires du Kimméridjien supérieur et du Portlandien. Il réapparaît à la source de la Loue à 550 m d’altitude, dans les calcaires du Bajocien.

Le 31 août 1910, 100 kg de fluorescéine sont déversés dans le Doubs en amont de Maison-du-Bois par E. Fournier. La coloration réapparaît deux jours plus tard à la source de la Loue.

Or, le débit moyen du Doubs est de 5 m3/s ; celui de la Loue à sa source est de 10 m3/s : d'autres cours d’eau souterrains viennent donc alimenter la Loue, en plus des propres pertes du Doubs.

En 1978, 10 kg de fluorescéine sont déversés au gouffre du Gros Foyard par le laboratoire de géologie de Besançon, sous la direction de P. Chauve ; le colorant réapparaît 4 jours après à la source de la Loue.

En décembre 2008, le cabinet Reilé déverse de la fluorescéine dans un réseau souterrain au niveau du Château de Joux au niveau de la Cluse-et-Mijoux : le colorant réapparaît quelques jours plus tard à la source de la Loue (voir article prochain).

Toutes ces expérimentations confirment que la Loue constitue une résurgence du bassin du Doubs dans la région de Pontarlier à 800 m d'altitude.
R.C.Source de la Loue-(1)-12-10-08..jpg
Les pertes du Doubs et du Drugeon
dans la région de Pontarlier
(document dû à Gilbert Michaud)
 
La source de la Loue a engendré, par érosion régressive, une reculée connue sous le nom de "Gorges de Nouailles". Il s'agit d'un splendide cours d'eau dont le cours supérieur est très apprécié des pêcheurs de truite à la mouche. Présentation ici de sa partie apicale jusqu'au village de Mouthier-Hautepierre.
 
Gorges de Nouailles.jpg
Les gorges de Nouailles vues du belvédère de Renédale
 
La reculée entaille les calcaires du jurassique moyen, entraînant la formation de falaises propices à la nidification de différents rapaces, tous protégés.

 

Falaise à faucon.jpg
Falaises propices à la nidification de rapaces

 

Gd duc_03.jpg
Hibou Grand Duc


Hibou Grand Duc
 
 
 
faucon pèlerin_04.jpg
Faucon pélerin au vol

Faucon pélerin

 
 
circaète_03.jpg

Même le Circaète Jean-le-Blanc s'est récemment montré dans la vallée de la Loue

 

Les bords du plateau ainsi entamé par la reculée sont couverts d'une forêt sèche.

 

Forêt sèche.jpg
Forêt sèche

 

Polypore bai (Polyporus durus).jpg

Polypore bai (Polyporus durus)

sur une souche de la forêt sèche

 

Vallée sèche.jpg
Vallée sèche dont l'emplacement indique une circulation d'eau sous-jacente
 
Vachesgalloway.jpg
Des vaches écossaises de race galloway sont utilisées pour le débroussaillage des pâtures
 
 
Lapiaz.jpg
Des lapiaz entaillent le sol, trahissant la pénétration
des eaux de pluie acidifiées par l'humus et sa percolation
à travers les strates calcaires du jurassique moyen
 
Barrage hydroélectrique de la source de la Loue_130.jpg
Barrage hydroélectrique de la source de la Loue
 
La Loue près de sa source_1231.jpg
Chute en éventail à proximité de la source
 

loue,botanique,karst,jura,tuf,résurgence

Le grand Saut

 
La Loue près de sa source_1171.jpg
Cours de la Loue ralenti par un barrage
 
La Loue_170.jpg
Une succession de seuils séparés par des mouilles oxygène l'eau
 
 
En suivant le sentier qui longe la Loue rive gauche, quelques observations photographiques.
 
Mousse (Plagiomnium ?)_0126.jpg
Plagiomnium undulatum (Bryophytes)
 
La Loue_1901.jpg
Les eaux limpides de la Loue
 
Truite fario.jpg
La transparence de l'eau permet d'apercevoir
quelques truites fario à la robe zébrée caractéristique
 
Actée en épi, Herbe de saint Christophe (Actaea spicata)_0174.jpg
Actée en épi, Herbe de saint-Christophe
(Actaea spicata)
 
Barbe de bouc, Reine des bois (Aruncus dioicus)_101.jpg
Barbe de bouc, Reine des bois
(Aruncus dioicus)
 
Aconit tue-loup (Aconitum lycoctonum)_164.jpg
Aconit tue-loup
(Aconitum lycoctonum)
 
Mélique penchée (Melica nutans)_103.jpg
Mélique penchée
(Melica nutans)
 
Chapelière, Herbe aux teigneux (Petasites hybridus)_1491.jpg
Chapelière, Herbe aux teigneux
(Petasites hybridus)
 
Drave faux-aïzoon (Draba aizoides)_01061.jpg
Drave faux-aïzoon
(Draba aizoides)
 
Mousse_Mnium affine_0111.jpg
Plagiomnium affine
(Bryophytes)
 
Épiaire des bois (Stachys sylvatica)_1311.jpg
Épiaire des bois
(Stachys sylvatica)
 
Digitale-à-grandes-fleurs_Digitalis grandiflora_11.jpg
Digitale à grandes fleurs
(Digitalis grandiflora)
 
Saxifrage paniculée (Saxifraga paniculata)1.jpg
Saxifrage paniculée
(Saxifraga paniculata)
 
Lunaire vivace, Lunaire odorante (Lunaria rediviva)_1551.jpg
Lunaire vivace, Lunaire odorante
(Lunaria rediviva)
 
Moehringie mousse, Sabline mousse (Moehringia muscosa)01951.jpg
Moehringie mousse, Sabline mousse
(Moehringia muscosa)
 
 
La tuffière
 
Taillée dans les calcaires du jurassique moyen, la vallée est parcourue de ruisselets latéraux qui, percolant à travers les strates calcaires, se chargent de carbonate de calcium. L'eau qui sourd des roches calcaires dépose du tartre, au contact des mousses à travers lesquelles elle filtre. Cela forme progressivement une roche tendre, appelée tuf. Ce phénomène est très fréquent en relief karstique.
 
Cascatelles.jpg
Des cascatelles qui vont rejoindre la Loue
ou s'infiltrer dans le sol
 
Le tuf ou travertin est une roche sédimentaire calcaire d’origine organique, légère et vacuolaire. Elle a été utilisée comme pierre de construction, principalement pour ses qualités d’isolant thermique et phonique ; sa couleur varie du blanc au brun selon sa charge en matières organiques.

Les organismes tuffigènes (qui engendrent le tuf) sont généralement des Bryophytes (mousses), mais aussi des algues vertes et des cyanobactéries.
 
 
Comment se forme le tuf ?

 

L’eau courante traversant l'humus et la végétation devient acide en se chargeant de dioxyde de carbone (CO2). Elle attaque la roche calcaire formée de carbonate de calcium (CaCO3) insoluble) et libère les ions calcium (Ca²+) et hydrogénocarbonate (HCO3-). Ces derniers forment alors l’hydrogénocarbonate de calcium (Ca(HCO3)2 qui est soluble, selon la réaction suivante :

 

CaCO3+ CO2+ H2O => Ca(HCO3)2

 

Cette réaction est réversible : de sorte qu'au niveau de la tuffière, sous l’effet de la turbulence de l’eau, une partie du CO2 est libérée, engendrant ainsi la formation de calcaire qui vient se fixer autour des végétaux ainsi pétrifiés.

 

Ca(HCO3)2=> CaCO3+ CO2+ H2O

 
L'examen attentif de la tuffière nous permet de lire de haut en bas une véritable pétrogenèse en temps réel : on peut suivre l'évolution progressive du substrat fait de mousses se chargeant progressivement de calcaire pour aboutir, au bas de la falaise à une véritable roche.
 
Tuffière.jpg
La tuffière
 
Mousse tuffière_11.jpg
Stade 0 de la pétrification d'une mousse
(Hylocomium splendens)
 
Mousse tuffière_21.jpg
Stade 1 de la pétrification
 
Mousse tuffière_41.jpg
Stade 2 de la pétrification
 
Mousse tuffière_51.jpg
Stade ultime de l'évolution de la mousse en tuf
 
Tuf consolidé.jpg
Tuf consolidé
 
Maion bâtie en tuf.jpg
Mur en tuf d'une habitation de Mouthier-Hautepierre
 
Bords de fenêtre en tuf.jpg
La structure du tuf est bien visible
dans l'encadrement de la fenêtre
 
Pressia quadrata.jpg
Une hépatique qui adore le substrat tuffier
(Pressia quadrata)
 
Ctenidium molluscum_0128.jpg
Ctenidium molluscum
(Bryophytes)
 
Ctenidium molluscum_0127.jpg
Ctenidium molluscum
(Bryophytes)
 
Ctenidium molluscum_0124.jpg
Ctenidium molluscum
(Bryophytes)
 
Cirriphyllum piliferum.jpg
Cirriphyllum piliferum
(Bryophytes)
 
Tritons_larves_189.jpg
Larves de salamandres dans une vasque d'une cascade
 
Puceron lanigère_178.jpg
Pucerons lanigères
 
Usine hydroélectrique de Mouthiers-Hautepierre_2071.jpg
Usine hydroélectrique de Mouthier-Hautepierre
 
Orchis tacheté (Dactylorhiza maculata)_02121.jpg
Orchis tacheté
(Dactylorhiza maculata)
 
Céphalanthère rouge (Cephalanthera rubra).jpg
Céphalanthère rouge
(Cephalanthera rubra)
 
Œillet des rochers, œillet sauvage (Dianthus sylvestris)_1931.jpg
Œillet des rochers, œillet sauvage
(Dianthus sylvestris)
 
Chenille_Bombyx_2061.jpg
Chenille de Buveuse (Euthrix potatoria L.)
Famille des Lasiocampidae
 

Le long de la route, peu avant Mouthier-Hautepierre, une superbe et rare capillaire : la Capillaire de Montpellier, plus connue sous le nom de  Cheveu de Vénus, installée dans une fissure suintante de la falaise.

Capillaire de Montpellier, Cheveu-de-Vénus (Adiantum capillus-veneris)jpg.jpg
Capillaire de Montpellier, Cheveu-de-Vénus
(Adiantum capillus-veneris)
 
Coronille-bigarrée_Securigera varia.jpg
Coronille bigarrée
(Securigera varia)
 
 
Visite rapide du village de Mouthier-Hautepierre
 
Mouthier–Hautepierre est un village d'environ 400 habitants qui est remarquable
  • par la production d'un kirsch, fabriqué de façon artisanale depuis le XVIIe siècle, à partir de la Marsotte, variété de cerise locale ;

  • par son couple d'herpétologues célèbres, Césaire (1852-1906) et Marie Phisalix qui ont mis au point un vaccin contre les morsures de vipère ;
  • par son église des XIIe et XVIe siècles avec son clocher en tuf  et l'architecture de ses vieilles maisons.

Mouthier-Hte-Pierre_231.jpg
Le village de Mouthier-Hautepierre
 
Mouthier-Hte-Pierre_237.jpg
Mouthier-Hte-Pierre_243.jpg
Vieilles maisons de Mouthier-Hautepierre
 
Mouthier-Hte-Pierre_240.jpg
L'église de Mouthier-Hautepierre au clocher bâti en tuf
 
Mouthier-Hte-Pierre_253.jpg
Mouthier-Hte-Pierre_247.jpg
Mouthier-Hte-Pierre_248.jpg
Vierge à l'enfant (statue de bois)
 
Mouthier-Hte-Pierre_249.jpg
Statue de Saint-Vernier, patron des vignerons
 
Dans sa partie aval, la Loue parcourt les départements du Doubs et du Jura avant de rejoindre le Doubs aux environs de Dole (Jura).
 
Remerciements à Pierre Millet pour la détermination des plantes supérieures, à Michel Caillet pour la détermination des Bryophytes (= Mousses) et à Gilbert Michaud pour la carte de la source de la Loue.

La Mouillère : un des exutoires du système karstique de Thise - Chailluz - la Mouillère

 

Mouillère_logo.jpgLa Mouillère : l'un des exutoires
du système karstique
de Thise - Chailluz - la Mouillère
 
par Pascal Reilé & André Guyard

 

En pleine ville de Besançon, un petit ruisseau sort de terre au pied de l'avenue Foch, juste derrière l'immeuble "Le Président" et la rue Isenbart au niveau d'un parking occupant une petite reculée au fond de laquelle sort la source de la Mouillère. Il s'agit d'une source karstique autrefois aménagée qui sort à la limite de la Grande Oolithe (Bajocien supérieur) et du Bathonien. Le relief montre l’enfoncement du réseau karstique. La Mouillère est un petit cours d'eau discret, qui se jette dans le Doubs sur quelques centaines de mètres au pied de la Tour de la Pelote.

 

La présente source s'est déplacée au cours des temps. En effet, on peut observer sur la gauche au pied des escaliers qui accèdent à la rue Isenbart à partir de l'avenue Edgar-Faure,  un affleurement de travertins obstruant en partie l’entrée de galeries qui se développent dans des diaclases verticales du calcaire bathonien et témoignent d’une ancienne sortie de la source de la Mouillère. Ces calcaires tabulaires, fins, de couleur blanche, s’observent encore le long de la rue Isenbart.

 

Mouillère_source02-1.jpg
La source de la Mouillère
Une source vauclusienne qui jaillit en pleine ville de Besançon (cliché André Guyard)

 

La source de la Mouillère est l'exutoire principal du bassin versant de Thise - Chailluz, système karstique qui alimente, pour un tiers de ses besoins, la Ville de Besançon. Selon les mesures effectuées par la Diren Franche-Comté, son module (débit moyen interannuel) est de 540 l/s.

 

Mouillère_source06-1.jpg
Une rivière prisonnière entre parking et immeubles
(cliché André Guyard)
 
 
Il s'agit d'une résurgence ou source vauclusienne, c'est-à-dire de l'émergence d'un ruisseau ou d'une rivière souterraine.

 

D'une façon plus technique, c'est une source dont la karstification s'est développée sous le niveau de l'exutoire. La lithologie et la fracturation s'opposent à la circulation de l'eau, qui émerge alors.

 
Mouillère_source09-1.jpg
Un couple de colverts a élu domicile auprès de la source
(cliché André Guyard)
 
 
Mouillère_source12-1.jpg
Peu avant son embouchure, la Mouillère emprunte le fossé des remparts
(cliché André Guyard)
 
Mouillère_source14-1.jpg
La Mouillère rejoint le Doubs au niveau de la Tour de la Pelote
(cliché André Guyard)

 

La tour de la Pelote[1] a été construite au XVe siècle (1475), afin de renforcer les fortifications de la ville fragilisées par l’apparition des canons. Après la conquête française, Vauban la conserve et l’intègre à ses remparts.



[1] Occupée par un restaurant, un incendie survenu en 2013 a détruit la tour qui sera restaurée.

 

karst,jura

 La tour bourguignonne de la Pelote (XVe) et au fond

la tour carrée de Montmart (XIIIe) sur le bastion de Battant (cliché Patrick Rolin)

Circulations souterraines Mouillère2.jpg
Circulations souterraines aboutissant à la source de la Mouillère
Document : cabinet Pascal Reilé

 

Le système karstique de la source de la Mouillère a été défini lors de différentes campagnes de colorations et d'études hydrogéologiques.

 

La surface totale de son impluvium (zone d'absorption), majoritairement constitué de terrains perméables, est de 43 km2.

 

 

Un système karstique fonctionnel polyphasé

 

C'est une composante principale d'un système karstique dit « actif » où l'on retrouve plusieurs « étages » de circulations souterraines hiérarchisées : les modifications des conditions extérieures, notamment les variations du niveau de base hydrogéologique, entraînent rétablissement de nouvelles structures de drainages, intégrant, abandonnant ou colmatant les anciennes.

 

Une source exploitée de longue date

 

Dès le XVIIe siècle, des moulins exploitaient la force hydraulique de cette source.

 

Dans les années 1950, ces eaux furent captées par la Brasserie Gangloff qui fabriquait de la bière et de la limonade.

 

Un fonctionnement hydrologique perturbé

 

Tout comme celui du Trébignon, le petit ruisseau situé à Thise, le fonctionnement hydrologique de la source de la Mouillère est influencé par l'exploitation de l'aquifère au niveau des forages de Thise et de Chailluz.

 

Ces forages se situent respectivement dans la "plaine de Thise", à proximité de l'ensemble sportif qui jouxte l'aérodrome et sur les hauteurs de Thise en contrebas du CD 486.

 

Les plongées souterraines, l'exploration : un complément essentiel aux études scientifiques

 

Coupe_geologique_Mouillère2.jpg

Coupe géologique dans le réseau karstique de la Mouillère
Document Cabinet Pascal Reilé

(Vue détaillée : clic sur le document)

 

karst,jura

Légende de la coupe géologique
Document : cabinet Pascal Reilé
 

Au-delà des diverses études menées pour identifier les circulations souterraines sous la Ville de Besançon, une plongée dans la source a reconnu, dans les années 1989, un puits naturel d'une profondeur comprise entre - 60 m et - 50 m.

 

D'autres plongées, effectuées en 1998, ont permis de dépasser cette limite, en remontant une galerie sur 50 m jusqu'à la profondeur de - 40 m.

 

Mouillère_coupe topo-1.jpg

Coupe topographique de la résurgence de la Mouillère
Document : cabinet Pascal Reilé

 

La suite de la galerie, difficilement pénétrable, n'a pas encore ouvert ses portes aux plongeurs spéléologues.

 

Remerciements au cabinet Pascal Reilé qui nous a fourni gracieusement les documents topographiques et les commentaires relatifs à ces mêmes documents.

 

Le gouffre de Chalezeule a livré ses secrets : l'eau qui le parcourt ressort à la source de la Mouillère en pleine ville de Besançon

 

logo.jpgLe gouffre de Chalezeule a livré ses secrets : l'eau qui le parcourt ressort à la source de la Mouillère en pleine ville de Besançon


par Pascal Reilé

 

Le cabinet Pascal Reilé (Études Conseils Aménagements) est chargé par la Ville de Besançon du suivi des circulations souterraines sur le périmètre du Grand Besançon.

 

Dans le cadre d'un rapport de synthèse de nouvelles connaissances intéressant l'Est bisontin et publié le 26 février 20089, le cabinet a procédé à des traçages à partir


  • du Centre d'Enfouissement Technique des Andiers (commune de Thise),,
  • de l'ancienne décharge (commune de Thise),
  • de l'exutoire du Point du Jour, de la croisade Route forestière Cul des Prés-Chemin des Relançons (commune de Besançon),
  • au niveau des dolines de la Forêt de Chailluz, le long de la Route forestière du Cul des Prés (commune de Besançon),
  • au niveau du gouffre des Andiers (dénommé gouffre des Lunettes du Maire par le Groupe Spéléologique qui assura l'exploration de cette cavité).

 

L'apparition brutale de ce gouffre en décembre 2008 a fait l'objet d'un article sur ce site (voir ci-dessous). À sa publication, nous n'étions pas en mesure de fournir les résultats du traçage des eaux souterraines empruntant ce gouffre. Le présent article précise ce traçage.

 

Coupe géologique2.jpg

Coupe géologique passant par le gouffre des Andiers

(Vue détaillée : clic sur le document)


 

 

TRAÇAGE AU NIVEAU DU GOUFFRE DES ANDIERS (CHALEZEULE)

 

1 - CONDITIONS D'INJECTION

 

SITUATION : L'injection du colorant a été réalisée au niveau du gouffre ouvert sous le réseau routier.

 

Renseignements du point d'injection :

 

Commune de Chalezeule, zone industrielle de Besançon-Thise-Chalezeule.

 

Toponymie du point d'injection : Gouffre des Andiers

 

Coordonnées Lambert II : X 881.695 - Y 225841 - Z 280 m

 

Contexte géologique : calcaire du Jurassique moyen

 

INJECTION : 2 kg de fluorescéine poussés par 15 000 l d'eau

 

DATE : 20 janvier 2009

 

CONDITIONS LORS DE L'INJECTION : coloration réalisée en situation de moyennes eaux.

 

2 - SITES DE SURVEILLANCE

 

Les points de suivi ont été surveillés par prélèvements d'eau et analyses de fluocapteurs.

 

L'analyse a été effectuée (analyse au fluorimètre de laboratoire).

 

1 - Captage de Thise (suivi en continu)  ;

2 - Captage de Chailluz ;

3 - Ruisseau du Trébignon (Thise) ;

4 - Source du camping (Chalezeule) ;

5 - Source de la Mouillère (Besançon).

 

Réapparition du colorant2.jpg
Réapparition du colorant
(Vue détaillée : clic sur le document)

 

3 - RÉAPPARITION DU COLORANT

 

Lors du suivi, les stations de Thise et Chailluz étaient en situation de pompage normal.

 

La réapparition du colorant a été clairement identifiée sur fluocapteurs 9 jours plus tard à la source du Camping et les 15 jours suivant à la source de la Mouillère.

 

Aucune réapparition n'a été observée aux captages de Thise et de Chailluz.

 

Aucune réapparition n'a été observée sur les autres points de suivi.

 

Renseignements du point de réapparition :


Toponymie du point de réapparition : Source de la Mouillère Commune de Besançon X 879,065 ; Y 2256,017 ; Z 250m

 

Fiabilité : réapparition sur fluocapteur et sur eau


Source du Camping, Commune de Chalezeule X 882,388 ; Y 2258,216 ; Z 245m


Fiabilité : réapparition sur fluocapteur et sur eau

 

Distance du point de réapparition : 2 578 m et 1800 m

 

Vitesse apparente dans le milieu souterrain : 12 m/h et 5,4 m/h

 

Bassin hydrologique : Doubs.

 

Chalezeule_Mouillère2.jpg
Parcours des eaux souterraines


4 – VITESSE DE TRANSIT


Le traçage permet d'identifier un transit très lent dans un karst fossile non relié à un drain fonctionnel.

 

 

 

Traçage

Réapparition

Distance

Temps de réapparition

(début de restitution)

Vitesse

de transit

Gouffre des Andiers

20 janvier 2009

Source de la

Mouillère

2578 m

216 h

12 m/h

 

 

Tous les documents et textes qui constituent le présent article sont tirés du compte-rendu des traçages effectués par le Cabinet Reilé Villa St-Charles - 25 720 BEURE, email pascal.reile@cabinetreile,fr

 

Nous remercions vivement les chargés d'étude : Céline MOINE, Lionel BRABANT, Antoine QUIDOZ et Pascal REILÉ.

 

Sous la route : un gouffre

 

Gouffre_Chalezeule_09—logo.jpgSous la route : un gouffre

 

par Michel Cottet & André Guyard

 

Gouffre_Chalezeule_03_11.jpg

La zone dangereuse est sécurisée

Vers la mi-décembre 2008, un véhicule, circulant sur la RD 218 sur le territoire de la commune de Chalezeule dans la zone industrielle de Besançon-Thise-Chalezeule, a vu soudain la chaussée s'effondrer à son passage : un trou d'un mètre de diamètre venait de s'ouvrir sous ses roues. Pas de blessés heureusement. Un coup d'œil sur l'orifice montrait un gouffre béant. Les services de la DDE s'activèrent à sécuriser l'endroit. Au cours du déplacement des autorités sur les lieux, le Maire perdit ses lunettes qui disparurent dans le gouffre.

 

Gouffre_Chalezeule_021.jpg
Les Services des Territoriaux d’Aménagements, Direction des Routes et des Infrastructures du Conseil Général du Doubs sont à pied d’œuvre
 

Les Services des Territoriaux d'Aménagements, Direction des Routes et des Infrastructures du Conseil Général du Doubs firent appel au Comité Départemental de Spéléologie du Doubs (GSD) pour explorer ce gouffre baptisé dès lors le Gouffre des Lunettes du Maire.

 

L'exploration eut lieu le mardi 20 janvier 2009. Participaient à cette exploration : Jean-Louis Thollon, Jean-Marie Martin (GCPM), Jean-Marc Rias (GSSF), Michel Cottet (GSCB), Arnaud Goy, Pierre Bourgoin, Emmanuel Ruiz (GSD) ainsi qu'un hydrogéologue : Pascal Reilé.

 

Gouffre_Chalezeule_041.jpg
Le périmètre de l’excavation est matérialisé
par une trace de peinture

 

Gouffre_Chalezeule_051.jpg
Les cordages d’accès sont amarrés à une pelle mécanique
 
Gouffre_Chalezeule_06_11.jpg
Purge manuelle des blocs menaçants
 
Gouffre_Chalezeule_081.jpg
Un appareil de détection multi-gaz descendu par une corde permettra de contrôler l’atmosphère du gouffre

Le présent article constitue un résumé du rapport d'exploration du gouffre mis à notre disposition par Emmanuel Ruiz et Michel Cottet que nous remercions vivement.

 

Un gouffre de 23 mètres de profondeur

 

L'orifice affecte successivement le bitume routier et une sous-couche routière de granulats calcaires disposés sur une couche de calcaire bathonien massif brun roux de 50 cm d'épaisseur. Le puits s'élargit à travers des calcaires plus fracturés de 2 m d’épaisseur, avec des parois très instables sur une importante fissure d’orientation NNE avec des traces de surfaces de friction rocheuses conduisant à penser que des mouvements tectoniques ont eu lieu déjà dans cette zone.

 

Gouffre_Chalezeule_111.jpg

Le fond du puits est atteint : profondeur 20 m
La désobstruction manuelle d’un passage étroit permet de découvrir une cavité adjacente

 

Dès 4 à 5 mètres sous la surface, les parois deviennent saines, avec un concrétionnement bien présent en paroi Est (stalagmites et coulées colorées par des oxydes de fer). Dès lors, l’essentiel de la suite du gouffre se développe dans une faille fortement inclinée, bien visible, avec un miroir de faille en paroi Ouest, formant la voûte.

 

À - 9,5 m en paroi Est, on note une petite arrivée d’eau dont la couleur grisâtre indiquerait un apport d’eaux de lessivages de la chaussée.

 

Vers - 14 m, le concrétionnement de calcite ancien et épais (0, 30 m minimum) en paroi Est montre une reprise de corrosion très conséquente avec des suintements et rigoles profondes, obérant la calcite pour mettre à nu le calcaire massif gris blanchâtre sous jacent, découpant la paroi de lames d‘érosion acérées (comme dans un gouffre alpin) et cela jusqu’au fond du puits.

 

Gouffre_Chalezeule_121.jpg
Stalactites et stalagmites
 
Gouffre_Chalezeule_131.jpg
Circulation d’eau
Une eau très corrosive qui a découpé
des lames d’érosion dans la paroi
 
Gouffre_Chalezeule_141.jpg
Autre circulation d’eau

La base du puits d’entrée, à partir de - 18 m, est occupée par des blocs rocheux provenant de l’effondrement de la voûte. Les anfractuosités en base de paroi Est sont localement assez joliment concrétionnées.

Le conduit principal, large de 3 à 3,50 m maximum environ au niveau du sol, se poursuit en forte pente vers l’Ouest ; il présente un abaissement de la voûte à 20 m de profondeur. Ce passage bas donne accès à une zone plus large et un peu plus haute (2 m de large x 1, 4 m de haut), mais complètement colmatée par le remplissage de blocs et de morceaux de bitume.

 

Gouffre_Chalezeule_151.jpg
Relevé de la topographie du gouffre
 
Gouffre_Chalezeule_161.jpg
Prises de notes et de photos
 

Le fond de la cavité montre des dépôts d’argile de décarbonatation, au sol et sur les parois, qui témoignent d’une montée des eaux temporaire, mais sans doute régulière, sur 5 à 6 m d’amplitude verticale. Il s'agit sans doute du toit de la nappe phréatique karstique sous-jacente, de niveau variable en fonction des conditions hydrologiques.

Au niveau de la base du puits, une lucarne étroite, entre la paroi Ouest (le « miroir de faille ») et la paroi Est donne accès à une cavité assez vaste, descendant très rapidement.

Direction le Sud, une galerie semble s’amorcer dont la voûte remonte à 7, 5 m de hauteur, en pleine roche.

Continuant vers l’Ouest, un méandre impénétrable au bout de 5 à 6 mètres, s’insinue dans une masse rocheuse claire, puissamment corrodée, lavée par des écoulements et parcouru par un ruisselet d’aspect limpide. Ce ruisselet (débit évalué à 1 litre/minute) quitte le méandre en crevant le sol de la galerie, par un puits au sommet très étroit, très propre, impénétrable d’accès, mais s’évasant rapidement et donnant apparemment sur un autre puits. Le lit du ruisselet recèle des galets roulés, éclats et cailloutis de chaille émoussés bien colorés de manganèse, contrastant avec le fond clair du calcaire bathonien lavé par l’eau courante. L’écoulement du ruisselet semble permanent et lave les dépôts d’argile en mettant la roche à nu en période de désaturation de ce karst actif.

 

 

Comment s'est formée cette cavité ?

 

Les puits et galeries du gouffre se sont creusés en élargissant la faille NNE – SSW (zone de fracturation et de circulation préférentielle des eaux d’infiltration) par des phénomènes bien connus de dissolution-corrosion chimique des calcaires par les eaux de pluie naturellement chargées d’acide carbonique en traversant l’atmosphère et naguère d’acides humiques émis par les sols et les végétaux avant l’implantation de la zone industrielle.

Le phénomène de cavitation a été favorisé ici par la présence des matériaux broyés, fragilisés au contact de la faille, ainsi que par les circulations d’eau sous-jacentes. Ces écoulements ont provoqué des soutirages importants et évacuent peu à peu les matériaux effondrés provenant des voûtes et des parois. Il faut souligner que ces phénomènes sont toujours en cours d’évolution relativement rapide dans ce karst actif, où nous avons observé d’importantes reprises d’érosion.

La gravité naturelle a aminci progressivement la voûte du principal puits vertical, donnant lieu, sous l’effet des vibrations répétées et du poids des véhicules à la formation d’un orifice d'effondrement par lequel nous avons pu accéder à la cavité.

 

Dans quel contexte environnemental se situe cette cavité ?

 

La faille se prolonge vraisemblablement dans le même axe NNE-SSW sous la chaussée, d'une part en direction du centre commercial Carrefour, d'autre part en direction de la déchetterie des Andiers.

Les bancs de calcaires fracturés en partie supérieure du gouffre (limite probable Bathonien -Callovien) subissent en permanence les effets gravitaires liés aux vibrations et à la charge pondérale de la circulation routière. De légers affaissements de la chaussée sont visibles autour de l'orifice du gouffre exploré. De petites dépressions ont déjà fait l’objet d’ajouts réguliers de couches de bitume.

Il faut aussi inscrire l'importance de ce karst actif encore très peu connu dans le contexte hydrogéologique régional. Sont concernées la zone de captage de l’aérodrome de Thise (captages AEP de la Ville de Besançon), la source du Trébignon à Thise et la source de la Mouillère au centre ville de Besançon. Dans cette optique, le cabinet Reilé a procédé à un traçage à la fluoroescéine de la circulation souterraine.

 

Gouffre_Chalezeule_171.jpg

 

Topographie du gouffre
À gauche : vue en plan du gouffre.

À droite : coupe du gouffre.

Au centre : plan de situation du gouffre

par rapport à la route

(Vue détaillée : clic sur le document)

 

En conclusion

Le rapport des spéléologues se termine en soulignant deux aspects majeurs :

- La synergie aléas karstiques/tectoniques, d'une part, et risques liés à la circulation routière, d'autre part, peut entraîner d'autres effondrements de chaussée ;

- Les observations hydrogéologiques permises par cette exploration (écoulements d’eau, fluctuations du niveau piézométrique du toit de la nappe phréatique karstique) soulignent la nécessité de maintenir le fonctionnement naturel des circulations des eaux souterraines.

Dans cette optique, la cavité mériterait des travaux de génie civil permettant de maintenir un accès contrôlé (exemple : dalle sur l’orifice, galerie coffrée ou buse déportée à l’ouest, regard avec tampon d’accès en accotement de chaussée). Un suivi de l’évolution du karst et des eaux souterraines in situ serait alors possible.

Nota : Fin janvier 2009, une dalle de béton est venue sécuriser la route en fermant l'orifice ignorant la demande de construction de ce tampon de visite demandée par les spéléologues.

Un grand merci au Comité départemental de Spéléologie du Doubs (www.speleo-doubs.com), en particulier à son président Emmanuel Ruiz qui dirigeait les opérations et qui est l’auteur de la synthèse du rapport d’exploration du gouffre, document que nous avons largement exploité, ainsi qu’à Michel Cottet du Groupe Spéléologique Clerval Baume-les-Dames, auteur de la description du gouffre et coauteur du présent article.


Crédit photos : Michel Cottet, Jean-Louis Thollon et Jean-Marie Martin.


Topographie du gouffre : Arnaud Goy et Jean-Marc Rias.


Report topographique
: Jean-Marc Rias.