Navigation Menu
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;...

Read More
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...

Read More
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...

Read More
La nappe supérieure des Préalpes

La nappe supérieure des Préalpes

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

La coupe géologique simplifiée permet de distinguer entre Lenlevay et la Tête de Lindaret un synclinal perché dont le coeur est rempli de flysch schisto-gréseux. Cette couche géologique, qui appartient à la nappe supérieure des Préalpes, constitue aussi la ligne de relief d’orientation nord-ouest – sud-est que l’on suit de la crête des Rochassons en passant par la Tête des Lindarets 1950 m, le col de Bassachaux 1778 m, la pointe de Lens 1827m, l’arête des Fours et la pointe des Lanches 1863 m. Observez la dissymétrie des versants     © Patrick Brault valcom74 La dissymétrie qui existe entre les versants s’explique par le processus de gélivation* plus important sur les versants exposés au nord où la neige s’accumule et reste plus longtemps. Pendant les périodes froides des cirques glaciaires se sont formés mais ils sont aujourd’hui mal conservés en raison du manque de résistance des flyschs à la gélifraction*. Cette dernière a fourni suffisamment de matériaux pour adoucir les pentes. Ces terrains sont fragiles et favorisent les mouvements de solifluxion* et les glissements. (Texte: Bertrand Guffroy) Vocabulaire: Solifluxion: Descente, sur un versant, de matériaux boueux ramollis par l’augmentation de leur teneur en eau liquide. Gélivation (synonymes: Gélifraction ou cryoclastie.):Fragmentation d’une roche sous l’effet du gel de l’eau contenue dans ses fissures.          ...

Read More
Formes et formations karstiques au sommet du Mont de Grange.

Formes et formations karstiques au sommet du Mont de Grange.

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

Les formes karstiques sont dues à la dissolution par les eaux des roches calcaires de la Brèche supérieure. L’importance des précipitations, la fonte lente de la neige, les phases plus froides qui ont régné au Quaternaire, mais aussi la présence de roches calcaires pures à 80-90% dans la Brèche Supérieure ainsi que des diaclases* et des failles nombreuses en bordure du plan de chevauchement expliquent pour une bonne part la présence de ce relief karstique. Croquis: Le karst sommital du Mont de Grange Un grand couloir karstique se trouve sur le sommet, ce qui lui donne la forme d’un “cratère”. Dans ce couloir recouvert de pierrailles existe un début de formation de puits à neige, quelques petites dolines* qui se succèdent et quelques lapiés* de petites tailles.   Légende photo : Micro-doline au sommet du Mont de Grange, présence de gélifracts et d’argile limoneuse de décalcification. La roche calcaire de la Brèche Supérieure est fortement diaclasée* sur le sommet, la neige persiste pendant la plus grande partie de 1’année et ses eaux de fonte froides attaquent le calcaire de deux manières: d’une part par le biais de la gélifraction*, cela explique 1’importance des gélifracts* (indice d’aplatissement de 3,7 sur un échantillon de 100). d’autre part par dissolution de la roche. L’analyse d’un échantillon du résidu de dissolution, dans une des petites dolines du couloir karstique, nous montre une texture limoneuse puisqu’il existe 20% d’argile, 45% de limon fin, 15,75% de limon grossier et 19,25% de sable. La courbe granulométrique de la fraction sableuse montre un faciès logarithmique donc un dépôt en vrac, cependant nous ne tirerons pas plus de renseignements de celle-ci car la fraction sableuse n’est pas représentative au sédiment. L’analyse calcimétrique est encore plus intéressante puisqu’on ne détecte que 0,22% de C03CA dans cet échantillon, autant dire que c’est insignifiant. Nous pouvons donc conclure sur la présence d’une argile limoneuse de décalcification, ce qui confirme la dissolution des roches calcaires dans ce couloir karstique. Les petits lapiés* s’expliquent par la présence locale d’un pendage très relevé de la couche de calcaire de la Brèche Supérieure ainsi que par la fracturation importante de la roche. (Texte: Bertrand Guffroy)     Vocabulaire: Gélifraction (synonymes: Gélivation ou cryoclastie.):Fragmentation d’une roche...

Read More