Une nouvelle énigme géologique !
L'île de Mayotte située entre Madagascar et les Comores dans l'océan Indien, s'est déplacée de dix centimètres vers l'est et s'est enfoncée d'une douzaine de centimètres en un semestre ! Au mois de novembre 2018, des bourdonnements inaudibles (7.8 Hz) avaient été enregistrés. Les scientifiques en furent d'autant plus surpris, que les ondes sismiques résonnent généralement sur différentes fréquences et par l'absence « d'onde P » ou « d'onde S » décelable qui accompagne généralement les séismes. Les habitants de l'île ont déclaré avoir ressenti plus de 1 800 petits tremblements de terre depuis 2018, précédant un important séisme de magnitude 5,8 le 15 mai. « Cela fait au moins 4 000 ans que les volcans n’ont plus bougé dans la région qui fait partie de l'archipel des Comores, des îles créées par le volcanisme. (...) La Petite Terre, le volcan le plus proche de Mayotte, a explosé pour la dernière fois il y a 7 000 ans ».
Afin de mieux appréhender ce phénomène, le gouvernement français a mobilisé : CNRS, BRGM, IPGP, IFREMER, IPGS, CNES, SHOM, etc. Les observations faites lors de la campagne Mayobs ont permis de mettre en évidence : « la naissance d'un nouveau volcan sous-marin localisé à 50 km de Petite-Terre par 3 500 m de profondeur ; il mesure déjà 800 m de haut avec une base de 4 à 5 km de diamètre et il pourrait croître d'environ 2 mètres par jour ». Les six sismomètres placés au fond de l'océan ont révélé une série de séismes profonds « provenant probablement de la déflation d'une chambre magmatique très volumineuse et profonde qui projette des roches en fusion sur le fond de la mer puis de se contracter, provoquant la fissuration et le craquement de la croûte environnante ». Le sonar multifaisceaux a révélé 5 km3 de magma sur le fond de la mer et un panache de fluides volcaniques de 2 km de hauteur qui n'atteint pas encore la surface de l'eau. Il s'agit de la plus grande éruption volcanique sous-marine jamais enregistrée.
La terre a été à son origine une masse fluide incandescente qui a fini par se solidifier à sa surface (théorie de Laplace). La terre n'en finit pas de produire de la chaleur en raison de la radioactivité des matériaux terrestres (uranium, thorium, potassium) qui représente la moitié de l'énergie interne dissipée ! L'épaisseur de la croûte terrestre (zone solide) est variable selon la zone du globe, 7 km pour la croûte océanique, 30 km pour la croûte continentale et 70 km pour les chaines montagneuses. Au delà d'une profondeur d'une soixantaine de kilomètres, aucun corps ne subsiste à l'état solide (le gradient thermique est de l'ordre de 20°C par kilomètre, ce qui correspond à une température de 1.200°C à 60 kilomètres de profondeur).
On différencie les volcans en activité constante (le Stromboli en Europe), les volcans intermittents (le Vésuve), les volcans éteints (Auvergne). La classification des volcans selon leur type d'activité et leur mode éruptif a été abandonné : type hawaïen caractérisé par des épanchements continus d'une lave très fluide qui bouillonne dans le cratère et qui n'explose jamais - Type strombolien qui projette à intervalles des pierres et des gaz en plus de la lave (bombes) - Type vulcanien (stratovolcans) la lave épaisse s'opposent à l'évacuation des gaz par la cheminée, lorsque la pression contenue est trop forte, la chambre magmatique se vide soudainement et survient une éruption explosive qui donne naissance à une caldeira (cratère en forme de bassin) - Type péléen l'éruption est précédée par un dégagement de vapeurs, de cendres ou de fumerolles suivies d'une explosion et d'un panache de fumée et de nuées ardentes (cendres entourées de vapeur d'eau) qui détruisent tout sur son passage.
Les volcans présentent différentes formes selon la quantité et la nature des matériaux émis. Un volcan peut émettre différentes sortes de matériaux, des cendres ou scories solides, des laves ou liquides (geyser) et des dégagements gazeux. Les ondes sismiques se propagent dans les roches solides ou visqueuses, lorsqu'un train d'ondes (rai) atteint une rupture de continuité, il s'y réfléchit, voire s'y réfracte (vitesses différentes). Les ondes sismiques enregistrées en grandeur et en direction par les stations de surveillance, permettent de connaitre l'origine du séisme par triangulation. Il existe trois types principaux d'ondes sismiques : les ondes primaires transmises par les solides et les liquides sont les plus rapides, donc les premières à parvenir aux stations ; les ondes secondaires constituées par les ondes transversales transmises uniquement par les solides ; les ondes longues (ou love chez certains auteurs) de grande amplitude se propagent par les couches superficielles de la terre et représentent les derniers trains d'ondes. A mentionner l'existence d'une « zone d'ombre sismique » comprise entre 11.500 et 14.500 km de l'épicentre dans laquelle les ondes P et S ne sont pas reçues. Au delà, les ondes P, émises dans toutes les directions, font leur réapparition après avoir subi une double réfraction (ondes PKP) sur la surface séparant le manteau du noyau, les ondes Pg se propagent uniquement dans la croûte terrestre, les ondes Pn se propagent dans le manteau et parallèles au Moho, zone de discontinuité qui marque la limite inférieure de la croûte et où les vitesses des ondes P et S augmentent soudainement.
Le mystère de l'expansion des fonds océaniques réside dans les deux couches superficielles du manteau, la lithosphère et l'asténosphère de consistances différentes. La lithosphère (couche rigide) épaisse de 70 à 100 km, repose sur l'asténosphère une couche visqueuse épaisse de 700 à 800 km. « L'expansion du plancher a pour conséquence la destruction de la lithosphère, c'est au niveau des marges océaniques actives que l'on rencontre les volcans les plus dangereux (volcanisme explosif). Ces zones sont pratiquement les seules à présenter des séismes dont le foyer peut se situer à 700 km de profondeur ».
Les îles océaniques se forment soit dans des zones de convergence de deux plaques (zones de subduction, une plaque s’enfonce sous une autre ; marge destructive), soit dans des zones de divergences (deux plaques s'écartent de part et d'autre ; marge constructive), soit dans des régions intraplaques où est présent un point chaud. La plupart des volcans se situent à la limite des plaques où la matière jaillit et perfore la plaque. Le magma remonte sur le plancher océanique où il se refroidit. La plaque se déplace avec le temps, emportant le volcan. Il se forme petit à petit une ligne de volcans (guirlandes) sur tout le long de la ligne de subduction.
Certaines îles sont issues de la remontée de laves aux niveaux des dorsales océaniques (anciens rifts continentaux) de 1.000 à 3.000 kilomètres de largeur qui s'élèvent au dessus des plaines abyssales. Les dorsales forment un gigantesque système volcanique, en relief par rapport au fond des océans (les crêtes volcaniques sont à 2500 m de profondeur, les fonds des océans se situent en moyenne à 4000 m) dont le développement total atteint près de 60 000 km ! Parfois la dorsale émerge, c'est le cas de l’Islande située à cheval sur la plaque Américaine et la plaque Eurasienne, où l'on voit la ride médio-atlantique s'ouvrir de 2 à 3 cm par an (la vitesse moyenne d'écartement de la dorsale est-pacifique peut atteindre 16 cm). Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaques. Les matériaux fondus au niveau du point chaud sont moins denses et remontent vers la surface jusqu'à rejoindre la lithosphère et former un volcan sous-marin (Pacifique), d'autres atteignent la surface des océans et y forment des archipels (îles Marshall ou les îles Hawaï). Les volcans les plus anciens sont ceux qui se situent à l'extrémité du chaînon le plus éloigné du point chaud où se trouvent les plus récents.
La croûte terrestre présente des lignes de moindre résistance, l'eau pénètre dans la croûte océanique par les failles et se réchauffe à proximité de la chambre magmatique, l'eau réchauffée remonte ensuite vers la surface à des températures élevées. Cette circulation hydrothermale permet un refroidissement de la croûte océanique et celle de l'asthénosphère (couche située sous le Moho) transformant cette dernière en manteau lithosphèrique. L'augmentation de masse de la lithosphère, plus dense que l'asthénosphère, aboutit à son enfoncement dans le manteau entraînant sa disparition et un approfondissement des océans. Les fonds océaniques les plus anciens ont 200 millions d'années (la Pangée commence à se disloquer il y a 160 millions d'années), en comparaison, des roches continentales ont 3.800 millions d'années).
Il est facile de construire un « sismomètre » expérimental en utilisant deux AOP 741 (ou un 747). Pour ce faire, vous connectez une résistance de 10 Méga entre les broches 2 et 6, un capteur téléphonique (bobine avec ventouse que l'on place sur le combiné) entre br 2 et br 3, le + 9 volt br 7 et le - br 4 du premier 741 dont vous reliez la br 6 à la br 3 du second AOP. Les br 4 et 7 au +, placez une résistance variable ou potentiomètre de 10 k à la br 4, le curseur br 2, et l'autre extrémité du « potar » au + 9 volts, il ne vous reste qu'à placer un buzzer en sortie br 6. Prenez ensuite un fil d'une cinquantaine de centimètres de longueur à l'extrémité duquel vous fixez un aimant, avant d'en fixer l'autre l'extrémité à une potence, l'aimant étant maintenu à quelques millimètres du capteur. Le période dépend de la longueur du pendule (To= 2π√l/g). Vous pouvez intercaler un ressort souple afin de rendre l'appareil sensible à la composante verticale (aidez-vous du potentiomètre pour régler la sensibilité de l'appareil), rien ne vous empêche de l'utiliser en alarme domestique, ou de lui trouver d'autres applications.
°°°°°°°°°°°°°°°°°°°°°°
21 réactions à cet article
Ajouter une réaction
Pour réagir, identifiez-vous avec votre login / mot de passe, en haut à droite de cette page
Si vous n'avez pas de login / mot de passe, vous devez vous inscrire ici.
FAIRE UN DON