Balades naturalistes : fréquentation

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Si tu sais méditer, observer et connaître,
Sans jamais devenir sceptique ou destructeur,
Rêver, mais sans laisser ton rêve être ton maître,
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If, Rudyard Kipling, 1896.

 

 

CLASSEMENT INTERNATIONAL DE

"BALADES NATURALISTES"

 

Blog distingué par Golden Blogs Awards 2014

et classé troisième dans la catégorie "Biodiversité"

 

 

Le Grand livre des volcans du monde

Le Grand livre des volcans du monde

 

Ce livre est le plus récent (mars 2010) ouvrage de Jacques-Marie Bardintzeff, un volcanologue averti :

Le grand livre des volcans du monde, séismes et tsunamis, Editions Orphie, 160 pages en couleur, 23,80 euros.

 

 

L’auteur Jacques-Marie Bardintzeff est volcanologue, agrégé et docteur d'État, professeur à l'Université de Cergy-Pontoise et à l'Université Paris-Sud Orsay.

 

Volcans, séismes, tsunamis ont depuis les origines suscité la curiosité mais aussi la crainte des hommes. La peur qu’ils inspirent, leurs manifestations aussi soudaines que dévastatrices, la beauté des laves en fusion leur confèrent un mystère qui aiguise les passions.

 

Comment naissent, vivent et meurent les volcans ? Où sont-ils situés et à quoi ressemblent-ils ?

 

Comment prévenir leurs colères et mettre à profit leurs richesses ? Peut-on limiter les conséquences terribles des séismes et des tsunamis et quels moyens de protection doit-on mettre en œuvre pour s’en prémunir ?

 

Quelles sont, en France (métropole et Outre-mer) et ailleurs, les régions à risques ? Autant d’énigmes que ce voyage à travers les différentes régions du monde et jusqu’au centre de la Terre, tente d’élucider.

Spécialiste des risques naturels dans le monde, Jacques-Marie Bardintzeff a écrit une grande quantité d’ouvrages et d’articles scientifiques et a collaboré à de nombreuses émissions de radio ou de télévision.

 

Les super volcans : Voir l'article de Futura-Science

 

Jura bisontin, Reliefs, Paysages et Roches

Jura bisontin, Reliefs, Paysages et Roches

 

 

par Pierre Chauve professeur honoraire de Géologie à l'Université Franche-Comté et Patrick Rolin, maître de conférences à l'université de Bourgogne Franche-Comté.

 

 

Besançon, ville d'art et d'histoire, riche par son patrimoine architectural et ses fortifications, reconnues au patrimoine mondial de l'Unesco, possède un site exceptionnel qui mérite d'être expliqué.

 

La ville ancienne, entourée par une boucle du Doubs et dominée par la Citadelle de Vauban s'inscrit tout entière au front de la chaîne du Jura. Trois domaines du Jura externe sont présents à l'intérieur même du périmètre urbain. Deux alignements montagneux plissés et faillés, les Avant-Monts au nord et le faisceau bisontin au sud, encadrent le vaste plateau sur lequel s'est établie la ville. Besançon est ainsi l'une des rares villes où, à l'intérieur du périmètre urbain, et dans la ville même, peuvent s'observer les roches qui y sont présentes ainsi que les structures géologiques et morphologiques caractéristiques du Jura : plis, failles, monts, combes, cluses…

 

Le promeneur découvrira avec plaisir la géologie de la ville, les paysages et les panoramas visibles en ville ou à partir des sommets qui la dominent. Mais ses pas le conduiront également dans les villages voisins où il découvrira les circulations souterraines et superficielles des eaux qui alimentent la ville depuis l'époque gallo-romaine.

 

L'ouvrage s'organise en sept itinéraires repérés sur les cartes par un numérotage des points d'arrêt. La description de ces itinéraires est précédée par un chapitre consacré au cadre géologique et historique de la ville et la conclusion s'attache à rappeler la genèse des structures géologiques.

 

La découverte de cet environnement se fait à trois niveaux. Le premier (signets verts) s'adresse aux néophytes promeneurs et randonneurs ; le deuxième (signets orange) intéressera les naturalistes et le troisième (signets rouges) interpellera les géologues plus avertis.

 

De bonnes balades en perspectives enrichies par différents thèmes paysagers, historiques et géologiques.

 

Ouvrage édité par le Muséum de la Citadelle de Besançon, patrimoine mondial de l'UNESCO avec l'appui de la Ville de Besançon. Dépôt légal 3^e trimestre 2015, 212 pages. Prix 22 €.

 

Dossier de presse

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Géologie de la région de Thise

Géologie de la région de Thise

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

 

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

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

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

 

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

 

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

 

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

 

Carte de la région Palente-Thise © Patrick Rolin

(Pour agrandir, cliquer sur le document)

 

Nature et légende des différentes strates sédimentaires

 

Fz. Basse terrasse actuelle. Elle est bien développée dans la vallée du Doubs (plaine de Thise) où elle est essentiellement calcaire. Les quelques torrents temporaires dont les cônes de déjection atteignent les rives du Doubs (Montfaucon) déposent surtout des matériaux argileux provenantdes marnes liasiques.

 

Fy. Moyenne terrasse. Les alluvions de la moyenne terrasse dépassent de peu (moins de 10 à 15 m) les plaines de débordement.

 

 

 

Fx. Haute terrasse. Dans la vallée du Doubs, des placages souvent riches en graviers siliceux sont localisés à Chalèze (+ 50 m).

 

 

 

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

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

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

 

j7. Séquanien (85 à 90 m). Le Séquanien est constitué de deux séries calcaires, séparées par des marnes à niveau gréseux et plaquettes de calcaires :

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

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

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

 

j6. Rauracien (40 à 45 m). Il s'agit du faciès coralligène de l'Argovien terminal, que l'on peut subdiviser en deux parties de puissance à peu près égale :

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

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

 

 j5. Argovien sensu stricto (40 à 50 m). Marneux à la base, l'Argovien comprend ensuite les couches dites à Pholadomya exaltata : ce sont des marno-calcaires bien stratifiés, parfois feuilletés, dans lesquels s'intercalent des bancs de 15 à 30 cm, plus compacts, renfermant des chailles et des fossiles silicifiés (Rhynchonella thurmanni, Terebratula galienei, Millericrinus, Serpules, Collyrites bicordatus). Le sommet de l'Argovien devient de plus en plus calcaire et renferme quelques Polypiers et des fossiles silicifiés (Apiocrinus, radioles de Cidaris, etc.) apparaissant en blanc sur le fond grisâtre de la roche.

 

j4. Oxfordien (30 à 45 m). L'Oxfordien présente son faciès classique de marnes bleues à Ammonites pyriteuses (Creniceras renggeri, Cardioceras cordatum, Perisphinctes perarmatum, etc. associés à Pentacrinus pentagonalis, Hybolites hastatus, petits Brachiopodes et Lamellibranches). Autrefois exploitées pour la fabrication de tuiles, ces marnes ont souvent glissé ou sont recouvertes d'éboulis, mais donnent des dépressions caractéristiques (combes).

 

j3b. Le Callovien supérieur (2 à 5 m), présente un faciès différent. On peut distinguer :

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

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

 

j3a. Dalle nacrée (Callovien inférieur)

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

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

 

j2. Bathonien

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

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

 

J1b. Bajocien supérieur = Grande oolithe (55-60 m). Les Calcaires de Tarragnoz, de Marcou, ou Grande oolithe de nombreux auteurs, constituent un ensemble assez homogène, bien lité, à stratifications entrecroisées; le plus souvent bicolore, la Grande oolithe a été exploitée comme pierre de construction à Besançon. L'ensemble est considéré comme représentant le Bajocien supérieur (zones à G. garanti et P. parkinsoni, Parkinsonia sp. citées à la Citadelle et aux Graviers Blancs). Il n'est pas impossible que les niveaux les plus élevés, souvent plus clairs, soient équivalents de l'Oolithe blanche de Bourgogne et correspondent à la base du Bathonien.

 

J1a. Partie inférieure du Bajocien. Le Bajocien inférieur et moyen est souvent subdivisé dans le Jura en :

—  « calcaire bioclastique à Polypiers » au sommet ;

—  « calcaire bioclastique à entroques » à la base.

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

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

 

I6b Aalénien supérieur.

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

 

I6-5. Aalénien marneux et Toarcien (60 à 70 m).

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

e) des marnes sableuses,

d) des marnes micacées à Pleydellia aalensis,

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

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

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

 

I4-3. Pliensbachien (40 à 50 m). Bien que cette série à dominance marneuse puisse être détaillée dans divers affleurements, elle a été cartographiée dans son ensemble et même parfois réunie au Lias supérieur sous la notation 16-3.

Les principaux niveaux sont les suivants :

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

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

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

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

 

I3-2. Sinémurien et Hettangien ;

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

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

 

t9. Keuper supérieur (45 m).

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

 

Commentaires

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

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

- puis des calcaires oolithiques ;

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

 

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

 

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

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

(Pour agrandir, cliquer sur le document)

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

Principales failles dans la région de Thise © Patrick Rolin

 

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

 

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

 

Carte géologique du secteur de Thise

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

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

 

 

Circulations d'eaux souterraines dans la région de Thise

document cabinet Reilé

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

 

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

 

Forêts de Chailluz et des Vaux ponctuées de dolines

(SIG & DAO C. Fruchart 2011 - LIEPPEC,

MSHE CN Ledoux, Univ. Franche-Comté)

 

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Sources :

- documents originaux établis par Patrick Rolin.

- carte géologique de la région de Besançon.

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

Structure du globe terrestre

Structure du globe terrestre

 

par André Guyard et Serge Warin

(dernière mise à jour du 12 février 2018)

 

Ajout du 12 février 2018

 

L'article principal est consacré à la structure du globe terrestre. Mais avant de plonger dans les profondeurs de la terre, on peut jeter un coup d'œil sur l'atmosphère, cette couche gazeuse qui nimbe le globe terrestre proprement dit.Cette couche gazeuse est subdivisée en plusieurs enveloppes qu'on classe en partant du sol :

 

— de 0 à 12 km : la troposphère ;

— de 12 à 50 km : la stratosphère ;

— de 50 à 80 km : la mésosphère ;

— 80 à 600 km : la thermosphère ;

— plus de 600 km : l'exosphère.

 

Stratification de l'atmosphère terrestre

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

Structure en oignon du globe terrestre

 

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

 

Coupe du globe terrestre

(Infographie Keith Kashot, Pour la Science n° 394, août 2010)

 

 

Détail de l'encadré ci-dessus

 

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

 

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

 

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

 

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

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

 

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

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

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

 

Variation de la température

dans le manteau avec la profondeur

(d'après Thomas, 2010)

 

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

 

La convection dans le manteau

(d'après Thomas, 2010)

 

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

 

Schéma général de l'expansion des fonds océaniques

(d'après Ringwood)

 

 

Quel est le phénomène qui explique les mouvements de convection du manteau ?

(Sciences et Avenir, n° 806 avril 2014 p. 13)

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

 

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

 

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

 

Dynamique de la dorsale médio-atlantique

(d'après Briais et all 2010)

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

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

 

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

 

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

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

Mouvements de convection au sein du globe terrestre

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

Asymétrie de la graine

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

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

 

 

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

 

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

 

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

 

La densité des roches s'accroît avec la profondeur

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

 

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

 

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

 

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

Séismes

Séismes 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

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.

 

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.

 

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.

 

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

1^ère 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.

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."

 

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 » 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.

 

 

Bryce Canyon : une des merveilles du monde

Bryce Canyon : une des merveilles du monde

 

par André Guyard

 

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.

 

 

Les pins apportent une touche verte

au milieu de la palette d'ocre et de rose

Une dentelle de pierre

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.

 

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

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.

 

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".

 

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.

 

Identification des différentes strates

Stratigraphie de Dead Horse Point

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

Le 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.

 

Le Grand Canyon

La taille des personnages sur le belvédère en haut à gauche donne une idée des dimensions du canyon

 

Toute une palette de couleurs

 

Des gorges profondes, des falaises ombragées

 

Et au fond coule une rivière

 

 

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

 

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)

Formation des roches du socle

 

Accidents tectoniques affectant la zone

au moment de l'érection des Montagnes Rocheuses

 

Sédimentation paléozoïque

 

Surrection du Plateau du Colorado

 

Creusement du canyon

 

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.

 

 

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.