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Géologie du massif du Chablais

formation et structure géologique du massif du Chablais

Pour un article plus général, voir Massif du Chablais.

Géologie du massif du Chablais
Carte structurale du massif du Chablais
Carte structurale du massif du Chablais
Généralités
Type Ceinture de chevauchement
Pays Drapeau de la France France et Drapeau de la Suisse Suisse
Origine Nappes de décollement incorporées dans le prisme d'accrétion sédimentaire de la Téthys alpine
Formation Entre 100 et 33,9 Ma
Roches
Roches sédimentaires Calcaire, dolomie, conglomérat, grès, marne, argilite, gypse
Roches magmatiques Olistolithes d'ophiolite et matériel détritique
Roches métamorphiques matériel détritique
Tectonique
Structures tectoniques Nappe de décollement
Failles Normales, inverses et décrochantes
Plis Anticlinaux et synclinaux
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La géologie du massif du Chablais est caractérisée par des roches sédimentaires calcaires et silici-clastiques, accumulées sous forme de nappes de charriage. Ces nappes correspondent aux couvertures sédimentaires déposés dans différents domaines paléogéographiques de la Téthys alpine. Elles sont datées entre le Trias et l'Oligocène. La disposition structurale des nappes de bas en haut respectent a priori leur introduction dans le prisme d’accrétion et donc leur position relative dans la Téthys alpine : les nappes situées à la base de l'édifice préalpin sont associées à la marge nord européenne tandis que celles situées vers le sommet sont localisées vers la marge sud.

Cadre géographique et géologique modifier

Article connexe : Géologie des Alpes.
Carte tectonique simplifiée du massif du Chablais (nappes penniques)[note 1]. MCE = Massifs cristallins externes.

Le massif du Chablais est un relief préalpin situé sur le flanc nord des Alpes, à cheval entre la France et la Suisse. C'est un relief d'altitude moyenne dont le plus haut sommet atteint 2 466 m (Hauts-Forts). Il consiste en empilement de plusieurs nappes de charriage[1] affiliées majoritairement au domaine structural du pennique[2] et qui se sont imbriqués lors de l'orogenèse alpine[3],[4]. Les terrains du massif du Chablais se poursuivent par les Préalpes romandes[note 2] qui constituent son prolongement oriental[1] et forment ensemble l'une des plus importantes klippes des Alpes.

Il est délimité à l'est par le prolongement chablaisien de la vallée du Rhône d'origine glaciaire et qui est l'origine de la séparation en deux lobes distincts du massif du Chablais et des Préalpes romandes. Le bassin molassique suisse et les dépôts quaternaires du glacier du Rhône[5] délimite le versant nord. Ces dépôts sont par ailleurs à l'origine de l'isolement géographique de certains reliefs comme les collines d'Allinges[5] qui appartiennent géologiquement au massif du Chablais. Les vallées de l'Arve et du Giffre délimitent le versant occidental et méridional et sépare le massif du Chablais de son voisin le massif des Bornes. Enfin le versant sud-est est le plus difficile à délimiter et inclus, selon le tracé, des terrains des nappes helvétiques constituant le massif du Giffre.

Le massif du Chablais repose à cheval sur le domaine helvétique au sud et le bassin d'avant-pays nord-alpin ou bassin molassique suisse au nord par l'intermédiaire de plans de chevauchement[6]. Le domaine helvétique est représenté par la nappe de Morcles qui forme les reliefs du massif du Faucigny (Tête de Bostan, 2 400 m) ainsi que son prolongement oriental (dents Blanches, 2 756 m et dents du Midi, 3 257 m)[7]. Elle est constituée d'une succession mésozoïque à dominante calcaire, correspondant à l'évolution d'une marge passive en plateforme carbonatée, et coiffée par une série orogénique à dominante siliciclastique du Paléogène. Le plan de chevauchement se situe généralement au sein des séries oligocènes (marnes à foraminifères et grès du Val d'Illiez, auxquels se rajoutent des mélanges) et constituent ce que certains géologues appellent la zone des cols entre Samoëns et Monthey[8],[9],[10]. Le bassin molassique suisse est représenté par la molasse charriée, un ensemble d'écailles tectoniques de molasse. Du fait de leur nature tectonique, ces unités génèrent des reliefs de faibles altitude et de morphologies douces comme le mont de Boisy[11] ou le mont Pèlerin[12].

Coupe géologique synthétique des Alpes centrales. Le massif du Chablais correspond aux Préalpes. Les nappes du massif du Chablais sont en dehors du domaine structural du Pennique. Les abréviations sont décrites dans le lien de la figure.

Le caractère pennique des terrains le constituant est l'un des principaux traits caractéristiques du massif du Chablais par rapport aux reliefs adjacents (Jura, massifs subalpins). Le massif du Chablais apparait ainsi comme un corps exotique au milieu d’unités (par-)autochones. Ces dernières sont toutes constituées de couvertures sédimentaires des domaines helvétique (massifs des Bornes et du Giffre) ou du Jura (Salève) et ont été charriés sur des distances relativement faibles (moins de 100 km)[13] puisqu'ils demeurent sur leurs socles respectifs ou du moins équivalents. Pour comparaison, le charriage des unités penniques correspond à un déplacement de plusieurs centaines de kilomètres et leurs socles se situent actuellement en arrière des massifs cristallins externes et forment à proprement parler les Alpes. Cette distinction dans l'origine des couvertures sédimentaires et l'importance du charriage permet de distinguer d'un point de vue géologique, les Préalpes (massif du Chablais et Préalpes suisses), constitués d'unités internes (Pennique), des massifs subalpins (massifs des Bornes et du Giffre) représentant des unités externes (Jura, Helvétique).

Historique de l'étude géologique du massif du Chablais modifier

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Subdivisions tectoniques modifier

Schéma synthétique de la configuration structurale du massif du Chablais.

Le massif du Chablais est constitué d'un empilement de cinq groupes de nappes de charriage. L'ordre de superposition de ces nappes (de bas en haut) respectent a priori leur introduction dans le prisme d’accrétion et donc leur position initiale dans la Téthys alpine[4] : les nappes situées structuralement au sommet sont les premières incorporées dans le prisme et étaient localisées vers la marge sud de la Téthys alpine (marge apulienne) tandis que celles situées structuralement en bas de l'édifice préalpin sont les dernières imbriquées et sont préférentiellement localisées vers la marge nord (marge européenne). Ces nappes sont ponctuellement séparées par des mélanges (précédemment dénommés wildflysch ou flysch à lentilles)[8],[14],[15] qui sont des séries chaotiques résultant du frottement des nappes entre elles ou avec le substrat sur lequel elles sont charriées. Enfin la base du versant externe du massif du Chablais est composée d'écailles tectoniques (ou lambeaux de poussées) qui sont le produit du charriages des nappes sur les domaines ultrahelvétiques à helvétiques.

Écailles tectoniques frontales modifier

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Ultrahelvétique modifier

L'Ultrahelvétique correspond à la partie distale du domaine helvétique où prédominent des dépôts marno-calcaires de pente et pélagiques[16]. Elle constitue la semelle des Préalpes et est préservée à des degrés variables : sous forme d'une nappe à la stratigraphie cohérente et incomplète ou sous une forme plus chaotique assimilable à un mélange.

Il affleure très faiblement sur la bordure externe des Préalpes du Chablais[note 3]. Le Barrémien affleure notamment entre Saint-Gingolph et le Bouveret[12],[17],[18],[19]. Il est ensuite absent jusqu'aux collines du Faucigny ou dissimulé par l'importante couche de dépôt quaternaire. L'extrémité septentrionale des collines du Faucigny est constituée d'une série stratigraphique tronquée mais plus développée entre l'Oxfordien et le Coniacien[20].

L'ultrahelvétique affleure principalement le long de la bordure interne des Préalpes du Chablais, dans la zone des Cols. Il sert de transition avec le massif du Giffre et les dents du Midi vers le sud. Il présente un aspect plus chaotique incorporant des olistolites des différentes nappes préalpines[8].

Nappe des Voirons modifier

Article détaillé : Complexe Voirons-Wägital.

La nappe des Voirons est restreinte à la bordure externe du massif du Chablais et est entièrement composée d'un flysch : le flysch des Voirons. Le flysch des Voirons est initialement décrit comme faisant partie du flysch ultrahelvétique[14]. Il est individualisé en 1976 et rattaché à la nappe du Gurnigel sur la base de critères biostratigraphiques et pétrographiques[21]. La nappe du Gurnigel est alors composée quatre flyschs distincts (Voirons, Gurnigel, Schlieren et Wägittal, respectivement d'ouest en est)[22]. À l'occasion d'une révision stratigraphique dans les années 2010, les différents flyschs sont individualisés et considérés comme autant de nappes équivalentes[23],[note 4].

Les Voirons, le mont de Vouan et les sommets secondaires (Tête de Char) ceinturant les versants nord et ouest de la vallée verte, ainsi que les collines d'Allinges constituent les principaux reliefs de cette nappe[24]. Du fait de sa position structurale basse, elle forme des sommets de faible altitude et de morphologie douce en raison de la nature siliciclastique des roches (grès, marnes). Quelques parois sont présentes, les plus importantes sont celles du mont de Vouan auxquels se rajoutent celles sous la crête des Voirons et de la Maladière mais elles sont invisibles dans le paysage en raison de la forte couverture forestière.

La nappe des Voirons est charriée sur des écailles de flyschs subalpins et de molasse charriée qui forment la moitié inférieure du versant nord des Voirons par l'intermédiaire du mélange infrapréalpin[25]. Le contact tectonique remonterait dans la colonne stratigraphique de l'est vers l'ouest[24]. Vers l'est, le contact disparait sous l'épaisse série de dépôts glaciaires quaternaires[24]. La nappe est à son tour charriée par la nappe des Préalpes médianes dont le contact est plus ou moins parallèle au lit du Foron puis remonte vers le sommet de Targaillan (1 233 m) puis se perd à son tour sous les dépôts quaternaires dans le Bas-Chablais et sur le plateau de Gavot. Le contact réapparait finalement à Saint-Gingolph, côté Suisse[24].

Les dépôts sont interprétés comme des dépôts marins profonds issus de courants de densité ou turbidites s.l.[26],[27] durant l'Éocène et alimentés par l'érosion des unités briançonnaises à apuliennes imbriquées dans le prisme orogénique et constituant la chaîne alpine en formation[28]. Le flysch des Voirons est subdivisé en trois formations[24],[29] : le grès des Voirons, le conglomérat du Vouan et la marne de Boëge auquel se rajoute une unité au statut indéfini, le grès du Bruant. Cette dernière est considérée soit comme succédant stratigraphiquement à la marne de Boëge, soit comme un dédoublement tectonique du grès des Voirons en raison de ses nombreuses similitudes lithostratigraphiques. La série débute à l'Yprésien[30] par la mise en place d'un cône sous-marin sous la forme d'une accumulation sableuse parfois métrique (grès des Voirons). Sa base est inconnue en raison de l'érosion par le plan de chevauchement mais se caractériserait par une série à dominante marneuse qui s'enrichirait progressivement en intervalles sableux. Au Lutétien, une perturbation majeure entraine un brusque changement dans les apports qui se manifeste par une modification de la composition des sédiments (plus riche en matériel métamorphique notamment)[28] et des apports plus massifs et plus grossiers avec la mise en place d'une épaisse série conglomératique (conglomérat du Vouan)[24] qui marque la progradation du cône sous-marin. Cette accumulation s'interrompt à son tour brutalement entre la fin du Lutétien et le début du Bartonien et cède la place à un intervalle marneux entrecoupée par des bancs de grès fins peu épais (marne de Boëge)[24]. Le cône sous-marin cesse d'être alimenté en matériel sédimentaire et est recouvert par des dépôts fins pélagiques. Le cône est réactivé ponctuellement par des dépôts gravitaires. Dans l'hypothèse où le grès du Bruant serait une unité stratigraphique surmontant la marne de Boëge, elle indiquerait le retour à une sédimentation sableuse équivalente à celle du grès des Voirons. L'âge du sommet de la série n'est pas connu en raison du plan de chevauchement supérieur mais serait restreint à l'Éocène (Bartonien ou Priabonien).

L'origine paléogéographique du flysch des Voirons a fait l'objet de nombreux débats concomitamment à celle sur son affiliation tectonique. Initialement rattachée aux flyschs ultrahelvétques[14], le flysch des Voirons était alors considéré comme situé sur la marge nord téthysienne, sur la plaque européenne. Son individualisation en tant que nappe du Gurnigel[21] s'est accompagnée d'une réattribution ultra-briançonnaise[31], soit dans le domaine piémontais[22], où il est alors associé aux nappes supérieures des Préalpes et notamment la nappe de la Sarine qui est alors considérée comme sa semelle en raison de son âge Maastrichtien à Paléocène[32]. Ce changement d'affiliation tectonique a par ailleurs induit un mode de mise place de type saute-mouton (chevauchement hors-séquence) propre à la nappe du Gurnigel[4]. Cependant les âges relativement jeunes obtenus notamment dans le flysch des Voirons[24], son positionnement structural[33] ainsi que l'origine de certains clastes (grès paléozoïques)[28] ont progressivement remis en question cette affiliation piémontaise pour lui préférer une origine valaisanne.

Nappes des Préalpes médianes modifier

Article détaillé : Nappe des Préalpes médianes.

La nappe des Préalpes médianes constitue l'ossature du massif du Chablais[1]. Du fait de sa position structurale intermédiaire et de son épaisseur, elles constituent une grande partie des sommets supérieurs à 2 000 m à l'image de la dent d'Oche (2 221 m), au nord, en passant par la pointe de Dréveneuse (2 009 m), au sud. La nappes des Préalpes médianes représente la couverture sédimentaire du micro-continent (et domaine) briançonnais, qui correspondait alors à une importante plateforme carbonatée. Cependant les variations de topographie de la plateforme ont conduit à des différences de successions stratigraphiques et par conséquent de style tectonique ce qui a abouti à une distinction entre les nappes des Préalpes médianes plastiques, au nord, et les nappes des Préalpes médianes rigides, au sud[34].

Nappe des Préalpes médianes plastiques modifier

La nappe des Préalpes médianes plastiques s'étend sur la moitié septentrionale du massif du Chablais jusque sur sa bordure externe où elle forme l'essentiel des parois visibles dans le paysage. Elle constitue notamment le groupe de sommets en rive droite de la Dranse d'Abondance : de la montagne des Mémises jusqu'aux Cornettes de Bise (2 432 m) ; ainsi que le chaînon du Môle (1 863 m) à Hirmentaz (1 607 m).

Elle est invariablement charriée sur la nappe des Voirons par l'intermédiaire de sa semelle triasique. Le contact est uniquement visible dans la carrière du Fenalet à Saint-Gingolph, côté suisse[12],[24]. Au-delà, elle se devine le long du Foron entre Bogève et Viuz-en-Sallaz, au col de Cou et le long de la Dranse en aval de l'ancienne plâtrière d'Armoy. Ailleurs le contact est généralement couvert par les dépôts glaciaires quaternaires et les dépôts d'éboulis. La nappe est charriée à tour par la nappe des Préalpes médianes rigides (mont Chauffé), la nappe de la Brèche (Mieussy), ou par la nappe des Dranses (lac de Vallon).

La série stratigraphique s'étend du Trias supérieur jusqu'à l'Éocène[35] et décrit l'évolution d'une marge passive en plateforme carbonatée (Jurassique tardif) puis son ennoiement au Crétacé. La série débute par une accumulation monotone de dolomie et de gypse au Trias (Dolomie blonde) qui décrit un environnement continental soumis à des incursions marines régulières. Son accumulation est interrompue par l'ennoiement définitif de la région dans le cadre du rifting de l'océan Liguro-Piémontais, auquel lui succède une sédimentation carbonatée marine entrecoupées par des interbancs marneux. Cette sédimentation évolue au fur et à mesure de l'approfondissement. D'abord riche en oolites et échinodermes au Jurassique précoce, elle devient à dominante marneuse au Jurassique moyen (formation du Staldengraben). Le Jurassique supérieur marque l'installation d'une plateforme carbonatée riche en oolite, bivalves, brachiopodes et bryozoaires. Anciennement décrite comme la formation des calcaires massifs, cette unité constitue la majeure partie des parois du massif du Chablais. Le Crétacé est peu épais et moins développé que le Jurassique. Il marque l'ennoiement de la plateforme avec le dépôt de calcaires pélagiques à nodules siliceux au Crétacé précoce puis la mise en place des Couches rouges (calcaires hémipélagiques) à partir du Crétacé tardif (Turonien) et jusqu'au début de l'Éocène (Yprésien)[36]. La sédimentation est scellée par le dépôt du flysch des Médianes (formation de Cuvigne Derrey) au Lutétien (Éocène)[22].

La nappe des Préalpes médianes plastiques représente le bassin marginal sur versant opposé aux blocs basculés qui dominent sur la marge interne du microcontinent briançonnais[37]. La topographie en pente légère vers le nord et entrecoupés par des bassins intermédiaires à favorisé la mise en place d'une sédimentation continue et riche en intervalle marneux. Cette teneur en marnes a par la suite conféré à cette nappe des Préalpes médianes sa plasticité qui lui a permis de se déformer sous la forme d'une succession de plis synclinaux et anticlinaux[38],[39]. Son socle correspond aux unités de la Zone Houillère et partiellement à la nappe de Siviez-Mischabel[40]. C'est par ailleurs, la présence au sommet de cette dernière d'un tégument triasique (Trias inférieur à moyen) qui permet de relier la couverture sédimentaire à son socle[41],[42].

Nappe des Préalpes médianes rigides modifier

Bien que s'étendant d'un point de vue structurale sur la moitié méridionale du massif du Chablais, la nappe des Préalpes médianes rigides affleure relativement peu car en grande partie recouverte par la nappe de la Brèche et la nappe des Préalpes supérieures. Elle affleure préférentiellement dans la portion sud-est du massif, depuis le mont Chauffé (2 093 m) puis en suivant le versant en rive droite de la Dranse d'Abondance jusqu'à pointe de Bellevue (2 042 m).

La nappe des Préalpes médianes rigides présente la particularité d'être subdivisé en plusieurs écailles tectoniques en raison du style de déformation cassant de la nappe. Elle charrie invariablement la nappe des Préalpes médianes plastiques et localement aussi la nappe des Dranses (vallon d'Ubine). Elle est à son tour charriée par les nappes des Préalpes supérieures dans la moitié nord et par la nappe de la Brèche au sud[1].

La série stratigraphique se distingue de voisine plastique par son caractère lacunaire et à dominante calcaire[43]. L'absence d'intervalles marneux décrit un environnement généralement peu profond et soumis à des phases d’émersion régulières. La série débute au Trias moyen[44] avec une alternance de calcaire et dolomie et qui constitue notamment les collines de Saint-Triphon[45],[46]. Des niveaux de gypse complètent la sédimentation triasique. Le Jurassique inférieur est manquant, tout comme le Jurassique moyen qui se résume localement des dépôts gréseux littoraux riche en moule (couches à Mytilus), localement accompagnée par des niveaux de bauxite[47]. Le Jurassique supérieur est très proche de son équivalent de la nappe des Préalpes médianes plastique. Le Crétacé inférieur est manquant, tout comme la majeure partie du Crétacé supérieur qui n'est représenté que par les Couches rouges (Turonien - Yprésien) puis par un flysch d'âge Lutétien.

Du fait de ses nombreuses lacunes stratigraphiques, la nappe des Préalpes médianes rigides décrit une zone de haut-fonds qui marque la transition entre les bassins marginaux du subbriançonnais et la marge passive sud du microcontinent Briançonnais (domaine pré-piémontais). Par opposition au Subbriançonnais, elle est parfois décrite comme le Briançonnais s.s.[37] et correspond à l'épaulement du rift piémontais. Son socle est notamment représenté par la nappe de Siviez-Mischabel[40],[42].

Nappe de la Brèche modifier

Article détaillé : Nappe de la Brèche.

La nappe de la Brèche affleure dans une bande débutant à Praz de Lys et jusqu'à Châtel et s'étend jusqu'au rebord interne du massif du Chablais. Du fait de sa position structurale élevée et sa lithologie, la nappe de la Brèche compose plusieurs des sommets les plus élevés : les Hauts-Forts (2 466 m, plus haut sommet du massif du Chablais), le mont de Grange (2 432 m) ou le roc d'Enfer (2 243 m). Elle décrit une vaste synforme dans sa partie méridionale (Les Gets) qui se prolonge vers le nord par un repli anticlinal au front de la nappe qui constitue notamment le chaînon du roc d'Enfer[48].

Elle est généralement charriée sur les nappes supérieures des Préalpes, à l'exception de son flanc est où elle repose directement sur la nappe des Préalpes médianes rigides. Sur la bordure interne du massif (zone des cols), la nappe de la Brèche est charriée sur les terrains helvétiques de la nappe de Morcles par l'intermédiaire d'une série de mélange dont le mélange infrabrèche[8]. Elle est à son tour chevauchée par les nappes supérieures des Préalpes que l'on rencontre préférentiellement dans la synforme des Gets.

Les dépôts de la nappe de la Brèche sont caractéristiques d'un environnement de marge passive contemporains de la phase de rifting. Les brèches qui ont donné le nom à la nappe sont les lithologies majeures et représentent des phases de démantèlement des parois des blocs basculés[49]. La distribution granulométrique montre par ailleurs une gradation depuis le nord, où prédominent les séries les plus grossières, vers le sud, caractérisé par des dépôts fins turbiditiques[50]. La série débute avec le dépôt d'une série carbonatée avec cargneule et calcaire dolomitique au Trias tardif[51]. L’ennoiement de cette plateforme carbonatée au Jurassique précoce s'accompagne dans un premier temps du dépôt d'une série à dominante schisteuse entrecoupée par des bancs calcaires isolés. La mise en place des blocs basculés est marquée par le dépôt d'une première accumulation de brèche (Brèche inférieure) entre le Jurassique précoce et le Jurassique moyen. C'est une brèche calcaire particulièrement riche dolomie triasique. Un épisode d'accalmie sédimentaire est mise en valeur par un niveau de calcaire schisteux, dénommés de manière abusive Schistes ardoisiers en raison de leur débit et de leur exploitation comme ardoise dans la région de Morzine. Le Jurassique tardif se clôture par un second épisode de brèche (Brèche supérieure) qui se distingue par son contenu plus riche en élément de socle que dans la Brèche inférieure et souligne une érosion plus profonde des blocs basculés. Le Crétacé marque la fin de l'activité des blocs basculés et l'installation d'une sédimentation pélagique composés de calcaires siliceux et de quartzite[52]. Elle est recouverte par un épisode de Couche rouge, équivalent à celui de la nappe des Préalpes médianes et qui montre par ailleurs une uniformisation environnementale entre les deux domaines. La série est enfin coiffée à son sommet par un flysch (Éocène précoce), peu développé dans le massif du Chablais, et généralement indistinguable du mélange qui sépare la nappe des unités sus-jacentes.

La nappe de la Brèche est originaire du domaine pré-Piémontais. Ce domaine délimite la marge sud du microcontinent briançonnais en bordure de l'océan Liguro-piémontais où la mise en place des blocs basculés marque l'amincissement de la croûte continentale briançonnaise au contact de la croûte océanique piémontaise. Les épisodes de la Brèche inférieure et des schistes ardoisiers sont contemporains de la phase de rifting de l'océan piémontais (dépôts syn-rifts), tandis que la brèche supérieure est considérée comme un dépôt post-rift[49]. Outre la prédominance de niveaux de brèche résultant des instabilités des parois des blocs basculés, ce domaine est aussi caractérisé par la présence de niveaux typiquement océaniques comme des radiolarites. La nappe de Mont Fort[53] est considérée comme son socle sur lequel des lambeaux de couvertures sédimentaires équivalentes à la nappe de la Brèche mais métamorphisés sont décrits[54].

Nappes supérieures des Préalpes modifier

Article détaillé : Nappes supérieures des Préalpes.

Initialement décrite comme la nappe de la Simme s.l.[19],[55], une révision biostratigraphique et structurale a individualisé en 1972 quatre nappes en grande partie constituées par un flysch distinct[56] et généralement peu épaisses (100 à 200 m d'épaisseur chacune).

Les nappes supérieures des Préalpes constituent l'unité faîtière du massif du Chablais. Toutefois en raison des matériaux tendres qui les constituent (grès, marnes et schistes), elles sont préférentiellement préservées au cœur des plis synclinaux (synforme des Gets) mais forment aussi des reliefs doux, régulièrement recouvertes par des forêts et dépourvues de parois significatives comme le mont Chéry (1 826 m) ou la pointe de la Gay (1 801 m). Du fait de leur lithologie, ces reliefs sont aussi régulièrement sujets à des aléas de glissement de terrain comme celui qui a abouti à la formation du lac de Vallon. Les séries sédimentaires des nappes supérieures des Préalpes sont interprétées comme des dépôts marins pélagiques alimentés par des courants de densités (turbidites s.l.) dans un contexte de zone de subduction.

Leur position structurale sommitale, l'inclusion de matériel ophiolithique sous forme de blocs emballés dans une matrice schisteuse ou par l'intermédiaire des minéraux lourds[57], ainsi que la présence de galets d'affinité sud-alpine dans les conglomérats affilient l'ensemble de ces nappes au domaine piémontais (Pennique supérieur)[32],[56],[58]. Les flyschs qui les constituent se sont déposés le long de la marge active sud-téthysienne entre le Crétacé précoce et le début de l'Éocène[32] et constituent par ailleurs les premières unités emportées dans la subduction et formant ainsi le prisme d'accrétion[59]. La présence quasi exclusive d'un flysch dans chacune d'elles montre que seule la partie superficielle de la couverture sédimentaire océanique s'est décollée. Le reste de la série, incluant radiolarites, calcschistes et calcaires pélagiques est resté rattaché à la croûte océanique. Ils se retrouvent notamment au sein des nappes de Zermatt-Saas-Fee[60] ou de Tsaté[61] sous forme de métasédiments.

Nappe de la Sarine modifier

La nappe de la Sarine est l'unité basale parmi les nappes supérieures des Préalpes. Elle tire son nom de la vallée de la Sarine, dans les Préalpes romandes en Suisse, où sont situés ses principaux affleurements. Contrairement aux Préalpes romandes, la nappe de la Sarine ne constitue pas d'affleurements notables dans le massif du Chablais et semble être réduite à des éléments incorporés dans les mélanges des unités sus-jacentes[62]. La série stratigraphique est peu épaisse (100 m environ[56]). Elle se résume à la série de Reidigen[63] qui consiste en une alternance de bancs calcaires riches en fucoïdes, de grès micacés et de schistes. La série est datée entre le Maastrichtien et le Paléocène[56]. Cette unité a longtemps été considérée comme la semelle de la nappe du Gurnigel s.l. en raison de son âge plus ancien et de la présence notamment de fragments de granite rose que l'on retrouve aussi dans la nappe du Gurnigel s.l.[21],[31]. Du fait de sa position basale, elle est décrite comme la dernière unité incorporée dans le prisme d'accrétion avant la fermeture de l'océan piémontais[32].

Nappe des Dranses modifier

Autrefois décrite comme la « nappe du flysch à Helminthoïdes », la nappe des Dranses est l'unité la plus septentrionale des nappes supérieures des Préalpes[56]. Elle s'étend au front de la nappe de la Brèche dans une bande s'étendant de Mieussy à Vionnaz. C'est par ailleurs entre les deux Dranses que les affleurements sont les plus importants (tête des Follys, pointe de la Gay) ce qui a donné son nom à la nappe. Elle repose sur les nappes des Préalpes médianes et est à son tour chevauchée par la nappe de la Brèche. On retrouve aussi la nappe plus au sud-est, dans la synforme des Gets, entre Morzine et Châtel, intercalée entre la nappe de la Brèche et la nappe de la Simme. La nappe des Dranses est systématiquement séparée de la nappe sous-jacente par l'intermédiaire d'un mélange autrefois décrit comme « flysch à lentilles de couches rouges »[15]. Son épaisseur est estimée à environ 400 m.

La nappe de la Dranse se distingue des autres nappes supérieures par son flysch à helminthoïdes[64], un faciès que l'on retrouve dans d'autres unités alpines piémontaises[65]. Aujourd'hui décrite comme la formation du Biot, elle consiste en un empilement de calcaires blonds, de grès carbonatés et d'interbancs marneux. Les conglomérats sont relativement rares et présentent une composition en galets (calcaire à calpionnelles, à radiolaires) de type Mocausa comme ceux de la nappe de la Simme[66]. La formation du Biot se différencie des autres flyschs par une resédimentation de dépôts carbonatés de talus et un faible approvisionnement en sédiments terrigènes[65]. Les traces d'helminthoïdes et de fucoïdes sont présentes préférentiellement au toit des bancs calcaires. Les interbancs marneux contiennent fréquemment des faunes à Rhabdammina ce qui indique un dépôt sous la CCD. La formation du Biot est datée entre le Campanien et le Maastrichtien[67],[68]. Sa base est représentée par le Complexe de base qui correspond à un niveau d'argilites bariolées peu épais (10 à 15 m) et daté du Coniacien au Santonien[56] voire Albien - Campanien[69].

Nappe de la Simme modifier

Le terme « nappe de la Simme » était auparavant employé pour décrire l'ensemble des terrains surmontant la « nappe du flysch à Helminthoïdes »[19]. À l'image de la nappe de la Sarine, cette unité affleure très peu dans le massif du Chablais et est surtout présente dans les préalpes romandes, notamment dans la vallée de la Simme dont elle tire son nom[56]. Sa stratigraphie se réduit à la formation du Fouyet (Albien) et la série de Coicon (Turonien, intervalle recoupant les formations de la Manche et des Rodomonts)[62], qui constitue respectivement la base et le sommet de la nappe[70]. La base de la formation du Fouyet est constituée de schistes bariolés[71] entrecoupés de bancs peu épais de calcaires graveleux, de quartzite et de grès fins manganésifères[62]. Elle est progressivement remplacée vers le sommet par des grès moyens à grossiers, massifs et chloriteux. La série de Coicon est un flysch schisto-gréseux à gréso-conglomératique qui se distingue par la présence d'un poudingue de la Mocausa et de rares olistolithes de séries mésozoïques. La formation du Fouyet affleure de manière ponctuelle dans la synforme que forme la nappe des Dranses au pied de la nappe de la Brèche, au col des Follys (Bellevaux) et sur le versant nord du pic de la Corne (Saint-Jean-d'Aulps)[71] tandis que la série de Coicon affleure généreusement dans la synforme des Gets où elle apparait intercalée entre la nappe des Gets et de la Brèche, avec parfois la formation du Fouyet à sa base.

Nappe des Gets modifier

L'unité sommitale du massif du Chablais est restreinte à la synforme des Gets dont elle tire son nom. Elle forme notamment le mont Chéry qui domine Les Gets[56]. La nappe est subdivisée en deux unités[72] : la formation des Perrières à la base et la formation de Hundsrügg au sommet sans que la distinction ne soit évidente sur le terrain[62]. La formation des Perrières est assimilée à un mélange à matrice pélitique noire comprenant des lentilles de sédiments marins profonds (radiolarites, calcaires pélagiques et shales manganésifères) ainsi que des olistolithes de granite et d'ophiolite[73]. Elle est constituée de trois unités lithostratigraphiques[56]. La base est représentée par un faciès schisteux comportant des calcaires fins voire siliceux en bancs ou sous forme de lentilles. La présence de calpionelles suggérerait un âge crétacé inférieur. Une série gréseuse accompagnée de quelques poudingues de type Mocausa et d'âge turonien lui succède. Enfin le sommet est constitué par une nouvelle série schisteuse entrecoupée par des bancs de grès manganèsifères et des grès calcaires. Les olistolithes sont rassemblés dans les intervalles schisteux. Ils décrivent un magmatisme basique comprenant des serpentinites, gabbros, laves en coussins, diabases ainsi que des ophicalcites. Enfin le sommet de la nappe des Gets (formation de Hundsrügg) est composé de grès siliceux et de conglomérats polygéniques. La formation de Hundsrügg est décrite comme un flysch du Crétacé supérieur (Coniacien - Campanien)[22].

Les datations radiométriques effectuées sur deux gabbros[74] fournissent un âge de 166 ± 1 Ma (U/Pb sur zircons) et de 165 ± 2,2 Ma (40Ar/39Ar sur amphiboles). L'âge Bathonien (Jurassique moyen) ainsi que la composition géochimique et isotopique des gabbros[75] indiquent que le matériel ophiolitique est contemporain du déclenchement de l'accrétion océanique de l'océan Liguro-piémontais. Cet âge est par ailleurs corroboré par la datation des radiolarites[76] ce qui en fait les plus anciennes radiolarites de la Téthys alpine avec celles de la nappe de Balagne en Corse[77]. Les terrains de la nappe des Gets se distinguent aussi des autres nappes des Préalpes par un gradient métamorphique plus élevé qui atteint le stade de l'anchizone (250-300 °C)[78]. La présence d'une croûte océanique démantelée et présente sous forme de blocs dans un mélange tend à décrire la nappe des Gets comme une séquence sédimentaire de prisme d'accrétion[59],[78].

Mélanges préalpins modifier

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Histoire géologique du massif du Chablais modifier

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Sédimentation dans la Téthys alpine modifier

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Fermeture de la Téthys alpine et décollement des nappes modifier

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Accumulation dans le prisme d'accrétion sédimentaire modifier

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Stade glaciaire modifier

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Structures géomorphologiques modifier

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Ressources modifier

Ardoise modifier

Des ardoises sont exploitées dans la vallée de la Dranse de Sous le Saix, aujourd'hui dénommée vallée des Ardoisières, à Morzine. Cette vallée est le dernier site d'une zone d'extraction qui s'étendait auparavant à Montriond et Châtel[79]. Elle est par ailleurs l'un des derniers sites d'exploitation d'ardoise en France.

Il ne s'agit pas d'ardoise au sens propre car il n'y a pas d'unité métamorphique dans le massif du Chablais. Il s'agit en réalité d'un filon de calcaire plaqueté de quelques mètres d'épaisseur situé à la base de la Brèche supérieure (nappe de la Brèche) qui offre la particularité de se débiter comme une ardoise. Au sein de ce filon, plusieurs bancs font l'objet d'une exploitation[79] :

  • le Gros banc est le banc le plus épais (4,5 m d'épaisseur) et le plus exploité ;
  • le banc des Sept Pieds de 2,1 m d'épaisseur ;
  • le banc de la Loge de 1 m d'épaisseur, présente la roche la plus dure et la plus difficile à tailler mais elle est aussi de qualité inégale ;
  • le banc des Lanchettes est plus facile à travailler que le précédent mais il est aussi de moins bonne qualité.

Leur exploitation débute au XVIIIe siècle, l'église Sainte-Marie-Madeleine de Morzine est l'une des premières bénéficiaires en 1734, suivie par des maisons bourgeoises de la région. Jusqu'à 70 carrières, disséminées le long de la paroi entre Morzine et les Prodains, creusent des galeries et emploient jusqu'à 300 personnes. Cette activité offre alors aux habitants de la vallée un complément de revenu durant la période hivernale (de novembre à avril). Ses nombreuses qualités (longévité importante (plus de 100 ans), grande résistance à l'écrasement (1 500 kg/cm3), insensibilité au gel)[80] en font un matériau très apprécié dans une région au climat relativement rude en hiver et est même exporté au delà de la région de Morzine, sur les marchés de Thonon et de Taninges d'où il était même exporté par l'intermédiaire des tramways du réseau CEN[80]. Cet « or gris » va ainsi représenter une importante manne financière dans la vallée mais aussi occasionner des risques comme les écroulements survenus le et le [80]. À partir des années 1930, l'arrivée du tourisme hivernal (futur « or blanc »), la difficulté du métier puis la concurrence de matériaux moins couteux (bitume, plaque de tôle) entrainent une diminution progressive du nombre d'exploitants, au point que seuls cinq exploitants subsistaient en 2003 puis un seul en 2020[81].

Calcaire modifier

Du fait de la prédominance de roches calcaires dans le massif, plusieurs carrières de calcaire sont exploitées dans le massif du Chablais. Les plus importantes sont situées le long de la route départementale 1005 entre Meillerie et Saint-Gingolph. Elles exploitent des calcaires siliceux sombres (gris foncé à noir) du Jurassique inférieur, connus sous l’appellation de Pierre de Meillerie qui fut utilisée pour la construction de nombreux bâtiments tant sur France que sur Suisse (notamment Genève[82]). Exploités initialement pour fabriquer de la chaux, les premières carrières apparaissent à partir de 1770 avec un apogée entre 1840 et 1874. Les grandes grèves puis l'arrivée du béton entraine la fermeture des carrières en 1939. Leur exploitation reprend à partir de 1972 pour la production de gravats. D'autres carrières exploitent des unités similaires entre les communes de La Tour et de Saint-Jeoire mais leur activité est plus récente (années 1980).

Des calcaires du Jurassique supérieur sont aussi exploités à la carrière de Pombourg (La Forclaz). Il s'agit cette fois, d'une calcaire massif présentant une teinte rougeâtre et affilié aux calcaires noduleux de l'Oxfordien (formation du Torrent de Lessoc[83]). Parallèlement, un gisement parmi ces calcaires noduleux a été exploité sous l’appellation de marbre de la Vernaz. Ce marbre se retrouve dans de nombreux édifices du Chablais français comme la fontaine de l'hôtel de ville de Thonon ou l'église Saint-Jean-Baptiste de Saint-Jean-d'Aulps[84]. On le retrouve aussi dans nombreux éléments de décoration comme des oratoires à La Vernaz ou des bénitiers (vallée d'Aulps, église Saint-Étienne de Cervens). En raison de la faible taille du gisement, il fait l'objet d'une restriction d'exploitation de 200 m3/an[84].

Charbon modifier

Les couches à Mitylus (nappe des Préalpes médianes, Jurassique moyen) ont localement fait l'objet d'exploitation de charbon ou lignite dans plusieurs localités au XIXe siècle. Les couches à Mitylus comportent de nombreuses couches charbonneuses[19] qui traduisent un environnement de dépôt côtier. Léon Moret étudia les charbons du gisement de Vacheresse[85] et en conclut qu'il est de bonne qualité avec 81,47 % de carbone et le décrit même comme « surpassant les meilleurs de France ».

On recense des mines à Centfontaines (Bonnevaux), sur le versant sud des Cornettes de Bise (chalets Toper), dans le vallon de Darbon (Vacheresse) et la région de Novel[86]. La demande en charbon de la part des forges et fours de l'industrie sur les rives du Léman ainsi que la navigation à vapeur sur le lac motivent leur extraction tout comme elle permet à de nombreux paysans d'obtenir un complément de salaire en hiver durant une période où l'émigration en Valais ou en Argentine était courante.

La première mine exploitée est celle des chalets Toper dont la concession est obtenue le et qui fut découverte par le minéralogiste Claude François Delafaye en 1823[86]. Viennent ensuite les mines de la Fogière (Bonnevaux), le , de Neuten (Novel) et de la dent d'Oche (Bernex), le et enfin celle de Darbon, le [86]. Cette dernière produit jusqu"à mille tonnes de charbon par an mais leur durée d'activité demeure cependant courte. La mine des chalets Toper est revendu en 1829 puis cesse son activité en 1850. Celle de Darbon est reprise en 1848 mais est finalement abandonnée en 1853. Plus aucune concession n'est en activité en 1864. L'activité d'extraction se focalisait en été tandis que l'acheminement en vallée s'effectuait en hiver. Or les difficultés de transport ont induit un coût de revient trop élevé pour pérenniser l'activité.

Grès modifier

Deux débouchés distincts ont conduit à l'exploitation de grès dans le massif du Chablais, tous deux principalement localisés dans la nappe des Voirons. La première a notamment profité de la répétition en bancs peu épais du grès des Voirons pour produire des matériaux de construction et bordure de trottoir[14]. L'extraction s'est focalisée sur le flanc nord-ouest des Voirons où plusieurs carrières ont été exploitées à Bons-en-Chablais, Saxel (route départemental 20), ainsi qu'à Fillinges (route départementale 907). Toutes ces carrières ont été progressivement abandonnées jusque dans les années 1970 et sont envahies par la végétation, au point de n'être plus visibles.

La seconde activité est liée à la production de meules et demeure plus marquée dans le paysage. Ces meulières ont surtout été exploitées au mont Vouan et le versant sud-est des Voirons où elles font l'objet d'un classement aux monuments historiques depuis le [87] car elles constituent le plus important site d'extraction de meules des Alpes. D'autres meulières ont aussi été identifiées sur la colline des Allinges, sur le site de Château d'Allinges-Neuf et à la grotte aux Loups, mais elles ne font pas partie du périmètre de protection. Ces meulières ont été creusées dans les bancs massifs et gréseux du conglomérat du Vouan. Les meules étaient extraites en file indienne formant ainsi d'important tubes encore visibles de nos jours. L'activité cesse au début du XXe siècle avec l'arrivée du chemin de fer et la concurrence des meules du bassin parisien. Elles ont fait l'objet de plusieurs chantiers de fouilles archéologiques par le laboratoire de recherche historique Rhône-Alpes (Larhra) de l'École normale supérieure de Lyon[88].

Gypse modifier

Le gypse exploité correspond à la semelle triassique de la nappe des Préalpes médianes plastiques. Généralement, ces séries affleurent très mal mais le creusement de la Dranse au sein du massif a permis d'exposer ces séries entre les communes d'Armoy, Féternes et de Reyvroz, et jusqu'à Bioge, à la convergence entre les Dranses d'Abondance et de Morzine. Ces gisements ont été exploités pour produire du plâtre à la plâtrière d'Armoy dès 1844, à l'initiative du baron Saladin de Lubière et avec l'aide de capitaux suisses. Le plâtre était ensuite transporté par une petite voie ferrée jusqu'à Vongy (Thonon-les-Bains), puis, à partir de 1854, par la route de Bioge (actuelle route départementale 902) jusqu'au château de Montjoux. Le plâtre était ensuite chargé sur les barques du Léman direction Genève. La plâtrière d'Armoy était l'une des plus importantes de France. Le site cesse d'être exploité en 1934 car son exploitation n'était pas rentable face à la concurrence des carrières de la Maurienne et du Dauphiné[89].

Notes et références modifier

Notes modifier

  1. ↑ Par convention, les figurés avec triangles désignent les plans de chevauchement. Les triangles étant toujours situés sur l'unité chevauchante.
  2. ↑ D'un point de vue géologique, la partie occidentale des Préalpes suisses, à savoir les Préalpes vaudoises, fribourgeoises et bernoises sont décrites comme un ensemble cohérent.
  3. ↑ Par convention, les domaines internes sont ceux situés le plus au sud tandis que les domaines externes sont localisés au nord.
  4. ↑ L'appelation « nappe du Gurnigel s.l. » sera utilisé en référence à son utilisation ancienne, c'est-à-dire une nappe comprenant l'ensemble des flyschs précédemment cités.

Références modifier

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Bibliographie modifier

Cartes géologiques modifier

Découpage des cartes géologiques françaises (noir) et suisses (brun) sur le massif du Chablais

France modifier

  • Héli Badoux, Feuille Thonon-Châtel (630) de la Carte géologique de la France (1/50000ème), Orléans, BRGM, (lire en ligne).
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  • Philippe Olive, Robert Vial, Y. Alain, Marc André Conrad et Jean-Pierre Vernet, Feuille Douvaine (629) de la Carte géologique de la France (1/50000ème), Orléans, BRGM, (lire en ligne).
  • Raymond Plancherel, Paul Brouet et Caron Christian, Feuille Samoëns - Pas-de-Morgins (655) de la Carte géologique de la France (1/50000ème), Orléans, BRGM, (lire en ligne).

Suisse modifier

  • Héli Badoux, Monthey - Feuille 37 de l'Atlas géologique de la Suisse 1:25000 et notice explicative, Berne, SwissTopo, (lire en ligne).
  • Héli Badoux, Montreux - Feuille 47 de l'Atlas géologique de la Suisse 1:25000 et notice explicative, Berne, SwissTopo, (lire en ligne).
  • Elie Gagnebin, St-Maurice - Feuille 8 de l'Atlas géologique de la Suisse 1:25000 et notice explicative, Berne, SwissTopo, (lire en ligne).
  • Adrien Jayet, Coppet - Feuille 46 de l'Atlas géologique de la Suisse 1:25000 et notice explicative, Berne, SwissTopo, (lire en ligne).
  • Augustin Lombard, Genève - Feuille 48 de l'Atlas géologique de la Suisse 1:25000 et notice explicative, Berne, SwissTopo, (lire en ligne).

Livre modifier

  • Sophie Justice, Danielle Decrouez, Jean-Marcel Dorioz, Jérémy Ragusa, Emanuel Reynard, François Amelot, Pierre Belle, Fabien Hobléa et Jean Sesiano, Curiosités géologiques du Chablais - Géoparc mondial UNESCO : Entre Léman et Mont-Blanc, BRGM, coll. « Curiosités géologiques », , 119 p. (ISBN 978-2-7159-2800-8).
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