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L’occupation des glaciers dans la vallée d’Abondance

L’occupation des glaciers dans la vallée d’Abondance

sur 29/07/2013 dans Géographie, Glaciologie | 0 commentaire

Le point d’observation, situé à l’arrivée de la télécabine de Super Châtel, permet de suivre le cours de la Dranse d’Abondance depuis sa source, sous la pointe de Chésery, jusque vers Abondance. L’écoulement change en passant d’une direction SO/NE, de Pré La Joux à Châtel, à ENE/ONO de Châtel vers Abondance. Une constatation s’impose d’emblée avec la largeur de la vallée sensiblement plus importante de l’amont à l’aval. Les glaciers locaux ont-ils pu calibrer la vallée? Lors de la dernière période glaciaire appelée Würm dans les Alpes, des glaciers se sont constitués dans le massif du Chablais et même s’il n’en reste plus aujourd’hui, nombreuses sont les traces que l’on peut encore retrouver dans le paysage. Dans l’espace qui nous entoure nous trouvons des dépôts morainiques*. En traversant le ruisseau de Fiolaz qui prend naissance dans l’ancien cirque glaciaire du bec du “corbeau” vous rencontrerez de la moraine et en rive gauche il est possible de distinguer deux petites moraines latérales qui ont été formées par le glacier du corbeau. Pour en revenir au glacier de la Dranse, nous savons qu’il prenait naissance sous la pointe de Chésery, qu’il s’écoulait vers Pré la Joux puis vers Châtel et qu’il recevait les apports des glaciers venant du cirque glaciaire de Coicon sous le Mont de Grange et des petits cirques de la Tête du Géant 2228 mètres et de la tête du Linga 2156 mètres. Les cirques glaciaires du versant nord du Mont de Grange alimentent en glace le glacier de la Dranse. En rive gauche, et outre le cirque du corbeau déjà cité, seul le cirque glaciaire du Morclan est intéressant à observer depuis le sommet du Morclan ou depuis les chalets de Barbossine. Au-delà, un glacier provenait du cirque glaciaire d’Arvouin, signalons au passage la présence du magnifique lac d’Arvouin qui occupe un ombilic* associé à un verrou. Les glaciers locaux étaient certes nombreux mais petits, alors comment expliquer l’importance des dépôts morainiques latéraux que l’on trouve à Châtel, si ce n’est pas l’intervention d’un autre glacier. Plusieurs indices permettent de penser que le glacier du Rhône devait déborder et donnait naissance à une transfluence* au Pas de Morgins. En effet le Pas de Morgins est formé par...

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Essai de reconstitution du dernier retrait glaciaire dans la vallée d’Abondance.

Essai de reconstitution du dernier retrait glaciaire dans la vallée d’Abondance.

sur 28/07/2013 dans Géographie, Géomorphologie, Glaciologie | 0 commentaire

Cette reconstitution concerne la commune de La Chapelle-d’Abondance et Abondance, sur le versant nord du massif du Mont de Grange. Au maximum du Würm Nous pouvons considérer la vallée comme étant remplie de glace jusque vers 1400 – 1500m. Cette épaisseur résulte de la réunion d’une transfluence* du glacier du Rhône et des glaciers locaux à savoir de l’amont vers l’aval, celui de la Dranse (cirque au-dessus des chalets de Plaine Dranse), glacier de Conche (dans le vallon de Fiollaz), glacier du Morclan (l’érosion glaciaire a construit, en amont du vallon du Terroit, un grand cirque), le glacier des Mattes (dans le vallon de Trébentaz), le glacier de Chemine (vallon du Folliet), le glacier de Pertuis. Ces trois derniers glaciers sont à l’origine de très beaux cirques sous le sommet du Mont de Grange. Enfin, à Abondance le glacier grossit encore avec la confluence des glaciers provenant d’Ardens et de Tavaneuse et il se trouve au passage confronté à un verrou* qui a certainement eu pour effet d’augmenter en amont l’épaisseur de la glace. Le croquis montre l’importance des glaciers dans la partie amont de la vallée d’Abondance mais aussi la construction des moraines latérales de la Combe et du glacier des Mattes. Les moraines* les plus hautes(1400 m) n’ont pas été représentées car elles se sont vraisemblablement formées lors d’une phase de stagnation du glacier à une altitude plus basse qu’au maximum. Stagnation du glacier pendant le retrait Il n’y avait certainement plus de transfluence* au Pas de Morgins et le glacier de la Dranse n’est plus alimenté que par les glaciers locaux les plus puissants. Sur le croquis nous avons représenté les glaciers descendant du Mont de Grange et rejoignant le glacier principal. Celui-ci a construit les moraines* vers 1190 m . Dernières phases du retrait sur le versant Nord du Mont de Grange: Le glacier de Chemine: Celui-ci a stagné vers 1448 m où il reste un petit morceau de vallum* morainique frontal. Puis le glacier a certainement évolué en glacier de cirque et a déposé de la moraine* vers 1980 m . Le glacier de Pertuis: Un ombilic* derrière un verrou* de Brèche Supérieure s’est développé lors du passage du glacier au maximum de sa puissance;...

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Châtel sous les glaciers !

Châtel sous les glaciers !

sur 25/06/2013 dans Géographie, Glaciologie | 0 commentaire

Les traces glaciaires sont nombreuses sur la commune de Châtel. Le glacier de la Dranse d’Abondance prenait naissance, au sud de la commune, sous la pointe de Chésery à 2251 mètres, il s’écoulait ensuite vers Pré-la-Joux, puis prenait une direction sud ouest- nord est, il recevait quelques glaciers en provenance du versant est du massif du Mont de Grange et des glaciers descendant du massif du Linga. Aujourd’hui quelques moraines latérales sont visibles au-dessus des chalets de Plaine Dranse et des placages morainiques recouvrent le fond de la vallée Dranse. Quelques escarpements rocheux calcaires restent les témoins du passage du glacier, ces rebords d’auge glaciaire ont été soumis à la compression de la glace. Depuis le retrait du glacier, il y a environ 12000 ans, les versants sont soumis à une décompression glaciaire. Cela explique les nombreux blocs de plusieurs m3 que l’on trouve aussi bien en rive droite qu’en rive gauche de la Dranse. Pour expliquer le phénomène, nous pouvons prendre l’exemple de l’écroulement de l’Essert en avril 1986 qui a enseveli la route menant à Pré-la-Joux. Les phénomènes de décompression ont joué dans la fissuration des roches, ainsi que le rôle de l’homme (ardoisières) et les infiltrations d’eau liées à la fonte de la neige et aux pluies abondantes. Plus vers l’aval et en direction de la Chapelle d’Abondance, le glacier devait recevoir par une transfluence un bras du glacier du Rhône qui franchissait le Pas de Morgins. Une moraine convexe vers la France forme le col. Ainsi grossi, le glacier recevait encore en rive gauche l’alimentation du glacier local du Morclan, dont il reste aujourd’hui dans le paysage la forme circulaire du cirque glaciaire, puis, il continuait sa progression, en étant alimenté par de nombreux glaciers locaux, pour rejoindre le glacier du Rhône. A Châtel les dépôts morainiques, souvent épais, sont des témoins de périodes plus froides où la limite des neiges permanentes devaient se situer vers 1300m....

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Les grandes lignes de l’histoire géologique du massif du Chablais.

Les grandes lignes de l’histoire géologique du massif du Chablais.

sur 25/06/2013 dans Géographie, Géologie, Géomorphologie | 0 commentaire

Il y a 200 millions d’années environ, au début du Mésozoïque, une mer peu profonde existait à la place des Alpes. Cette mer alpine (ou océan Alpin) a été soumise à une forte évaporation liée au climat chaud qui prévalait alors. Cette évaporation a favorisé le dépôt de couches de sel. Vers moins 190 millions d’années, c’est-à-dire au début du Jurassique, cette mer peu profonde connaît une déformation liée à l’agrandissement de l’océan Atlantique. Ces déformations tectoniques ont créé des bassins dans lesquels se sont déposées de puissantes séries de sédiments dont le faciès variait suivant la profondeur de la tranche d’eau, l’éloignement des côtes, la direction des courants. Vers moins 130 millions d’années, au Crétacé moyen et supérieur, les distensions liées à l’expansion de l’océan Atlantique ont cessé et c’est un mouvement inverse qui s’est organisé avec le rapprochement de la plaque africaine vers la plaque eurasiatique. La fermeture de la mer alpine s’est poursuivie jusqu’au début de l’Oligocène, il y a 35 millions d’années. Les dépôts sédimentaires se sont décollés de leur socle d’origine grâce aux niveaux d’évaporites (anhydrite, sel gemme) qui ont joué un rôle de lubrifiant et se sont empilés les uns sur les autres. Là où les dépôts morainiques sont absents, il est possible de distinguer les dépôts molassiques tertiaires, notamment au mont de Boissy à l’est de Douvaine et en Suisse entre Saint Gingolph et Bouveret. Les terrains molassiques sont chevauchés par les différentes nappes de charriage qui constituent le massif du Chablais. Ainsi sur les terrains molassiques se trouvent la nappe du Gurnigel qui correspond à la montagne des Voirons au sud est de Saint Cergues, puis la nappe des Préalpes médianes qui constitue la majeure partie du Chablais. La Dent d’Oche 2222 m., le mont Billiat 1895 m. à l’ouest du lac du Jotty, les Cornettes de Bises 2432 m., la pointe d’Autigny 1808 m., le Jorat 1830 m., le mont Chauffé 2095 m., la Haute Pointe 1958 m., au nord de Sommant, constituent les points culminants de la nappe des Préalpes Médianes. Chevauchante sur cette dernière, la nappe de la Brèche dessine un vaste synclinal dont l’axe est nord-est – sud-ouest avec au nord ouest de cet axe un pli...

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La géologie et la géomorphologie locale.

La géologie et la géomorphologie locale.

sur 25/06/2013 dans Géographie, Géologie, Géomorphologie | 0 commentaire

Pour la zone qui nous concerne, nous trouvons la succession de trois nappes qui, du nord au sud, sont la nappe des Préalpes médianes (Cornettes de Bise), la nappe de la brèche (Mont de Grange) et la nappe supérieure des Préalpes qui s’est déposée sur les deux précédentes au coeur des synclinaux. La mise en place de ces nappes d’origine briançonnaise et subbriançonnaise(nappe des préalpes médianes), prépiémontaise (nappe de la brèche), s’est effectuée il y a 35 millions d’années. Coupe géologique longitudinale dans le flanc sud est du massif du mont de grange, entre Pré la Joux et Villapeyron De Pré la Joux à Villapeyron, hameau situé au niveau du départ de la télécabine du Linga, on peut distinguer un escarpement de roche calcaire de la brèche supérieure qui par une succession de petites failles s’élève progressivement pour passer de 1400m. à 1750 m. au-dessus des hameaux de Très les Pierres et de la Ravine. Ensuite, et toujours par succession de failles, la couche calcaire de la brèche supérieure redescend pour réapparaître sous forme d’un petit escarpement sous les chalets des Boudimes à 1400 m. Entre Très les Pierres et Villapeyron le creusement de la vallée par les glaciers permet de distinguer les couches géologiques qui reposent sous les calcaires de la brèche supérieure avec les schistes ardoisiers, visibles sous la niche d’arrachement de l’écroulement de l’Essert à gauche de la cascade du même nom. Sous ces schistes ardoisiers reposent les calcaires de la brèche inférieure et les schistes inférieurs. Quelques escarpements de la brèche inférieure sont visibles vers 1350 m. en rive gauche du ruisseau de la Ravine. A la base du versant les dépôts glaciaires sont nombreux et de plus en plus importants vers l’aval. Depuis le retrait glaciaire (environ 12.000 ans) le remodelage des versants a entraîné: la formation de nombreux talus d’éboulis dont certains sont encore actifs (la végétation étant absente). L’action de l’eau associée au gel dans les fissures des roches provoque le processus de la gélifraction. L’eau a son volume qui augmente de 10% et exerce une pression de 14kg/cm² ce qui entraîne l’éclatement des roches qui tombent lors du dégel. des cônes de déjection comme celui élaboré à l’amont immédiat de Très...

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Le synclinal de Châtel

Le synclinal de Châtel

sur 25/06/2013 dans Géographie, Géologie | 0 commentaire

La géologie de la commune de Châtel est en fait assez simple puisque l’ensemble du territoire communal est localisé sur la nappe de la brèche sur laquelle est venue par charriage se déposer la nappe supérieure des préalpes. En fait, il est intéressant de savoir que la pointe de Grange, 2432 m., la tête du Géant 2228m. ou la pointe de Chésery, 2251 m., sont constituées par la même roche calcaire de la brèche supérieure. Cette dernière se retrouve encore sous les chalets des Boudimes à 1402m., sous la cascade de l’Essert à 1460 mètres d’altitude. Cela prouve que la commune de Châtel et le cours de la Dranse suivent l’axe d’un synclinal. L’érosion du glacier a permis de découvrir les couches géologiques qui se succèdent sous la brèche supérieure à savoir les schistes ardoisiers qui ont été exploités dans le passé, les calcaires de la brèche inférieure et les schistes inférieurs. Cette succession de couches géologiques est visible entre Très les-Pierres et Villapeyron en rive gauche de la Dranse. Sur la brèche supérieure, la nappe des préalpes supérieures, constituée principalement de roche schisto-gréseuse, s’est déposée par charriage et a résisté à l’érosion au coeur du synclinal. Elle donne la topographie un peu molle que l’on trouve de l’arête des Fours à la Tête des Lindarets et du col de Bassachaux à Lenlevay. (Texte: Bertrand Guffroy)  ...

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