Le Mont Blanc

Morphologie et géologie

Le Mont-Blanc, point de contact entre les plaques européenne et africaine

Vue aérienne Mont Blanc

Le massif du Mont-Blanc s'allonge du nord-est au sud-ouest dans la chaîne alpine nord occidentale. Il évolue en plein accord avec l'orientation actuelle des forces internes à la planète qui rapprochent les plaques européenne et africaine, cette dernière étant représentée par la plaine du Pô. Le massif du Mont-Blanc s'étire donc au contact de ces deux plaques.

Sa diversité par rapport aux reliefs environnants vient du matériel dont il est constitué. Sa roche magmatique est née dans les entrailles surchauffées d'ne plaque continentale. Bien que parcouru par un réseau de fractures, notre massif garde la cohésion d'un bloc rigide. En répondant aux sollicitations internes du système alpin, il ne s'est pas plissé comme les roches sédimentaires environnantes, mais il a pris une forme d'amande.

Son isolement dérive de sa surrection au milieu de terrains charriés et plissés. À l'avant, vers la Vallée d'Aoste, le Mont-Blanc a rencontré l'ancien front de chevauchement qui poussait les deux plaques à se superposer. Le sillon à son pied indique le début du plan incliné souterrain à partir duquel la plaque européenne glisse sous la châine alpine. À l'arrière, vers la Savoie, la surface se froisse comme un tapis glissant contre un obstacle. Bousculé par les Aiguilles-Rouges et coincée derrière le Mont-Blanc, la vallée de Chamonix est un exemple de ces déformations.

Les roches du massif

Les roches des plaques continentales sont souvent très anciennes et recyclées plusieurs fois. Dans la plaque européenne, le Mont-Blanc, constitué essentiellement d'un noyau de granite dans un enveloppe de gneiss, ne fait pas exception. Le gneiss de l'enveloppe dérive d'anciennes roches sédimentaires déformées et rééquilibrées au cours de l'ère primaire. Cette enveloppe est préservée dans la partie sud-ouest du massif, à partir de la coupole sommitale vers l'aiguilles des Glaciers et au-delà, ainsi qu'à la base du versant chamoniard et rhodanien. Il s'agit de roches cristallines litées, composées de quartz, feldspath et mica, qui englobent par endroits des masses sombres de minéraux ferromagnésiens.

Au sein de cette enveloppe, un noyau de granite est mis en place au carbonifère (310 millions d'années) par fusion, puis cristallisation du même matériel.

Le contact avec le gneiss encaissant est reconnaissable à mi-côte sur le versant chamoniard au départ du Montenvers, et en Val Veny le long de la crête du Brouillard où il prend la forme d'un liseré brunâtre.

Le granite est constitué de quartz, de feldspath (parfois en gros cristaux potassiques blancs à la section rectangulaire) et de mica noir, par endroits altéré en chlorite verdâtre. Comme le gneiss, il est parsemé de nodules amphibolitiques plus sombres, à pâte fine, et entrecoupé de filons clairs à petits cristaux de feldspath ou à gros cristaux de quartz.

La partie du massif encore protégée par la coquille gneissique présente des formes plus arrondies et continues, sur lesquelles on été tracées les grandes voies normales. Là où le granite affleure directement en surface, le relief est très accidenté par un réseau de fractures dégageant le pitons, les aiguilles et les tours qui ont rendu le massif célèbre.

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La mise en place et le modelage du massif

Le réseau de fentes et de cassures qui affecte la partie granitique du massif est le produit de soulèvements intervenus au cours de 20 derniers millions d'années. Le soulèvement a démarré lorsque, suite au rapprochement des plaques européenne et africaine, une partie de la plaque européenne s'est retrouvé enfouie sous les nappes alpines déjà en place. Parce qu'il ne pouvait plonger à cause de sa taille et de sa faible densité, le massif du Mont-Blanc a été délogé de sa niche avec couches sédimentaires qui le recouvraient.

De l'intérieur de la plaque où le massif était enseveli (et l'est encore pour une partie) jusqu'aux 4807 m de son sommet le plus haut, le massif a libéré une énorme quantité d'énergie et a réchauffé l'eau imprégnant ses roches, faisant circulaire des fluides siliceux dans les fentes nées sous la déformation. Le trésor des « cristalliers » - les magnifiques cristaux de quartz exposées à Chamonix, à la pointe Helbronner et dans plusieurs musées minéralogiques du monde - a cette origine.

Pendant sa surrection, le massif a dû faire face à plusieurs cycles d'accumulation glaciaire sur sa coupole. Lors des périodes froides, les glaciers érodaient non seulement les versants en cirques, verrous et auges glaciaires, mais aussi les territoires autour du massif. La structure régionale des pis et des chevauchements rocheux déterminait le parcours des glaciers. Ils s'écoulaient en direction des grands bassins déjà présents dans cette partie des Alpes : le Rhône (Savoie), le lac Léman (Valais) et la Doire valdôtaine laissant des dépôts morainiques et des roches poiles encore bien visible de nos jours. Les premières glaciations alpines ont débuté il y a 1,6 millions d'années, alors que le retrait actuel ne dure que depuis 10000 ans avec quelque fluctuation. Le dernier avancement sensible date le 1820 pour l'ensemble du massif, suivi d'un recul presque continu jusqu'à nos jours.

Le pays autour du Mont-Blanc

Le socle continental européen et la série sédimentaire de couverture constituent l'ensemble du territoire savoyard. Le socle affleure sous forme de roches cristallines antéalpines : gneiss et micaschistes, localement granite. Au sud de Saint-Gervais, le Bon Nant creuse jusqu'au socle qui affleure des Contamines au Prarion. En passant par la montagne de Pormenaz, où le début de sédimentation carbonifère est bien exposé, le socle cristallin affleure aussi en altitude dans les Aiguilles Rouges à cause des bouleversements de grande échelle qui ont affecté la croûte continentale à partir du tertiaire.

Le point culminant de ce massif gardent quelques lambeaux charriés de couverture sédimentaire ancienne. Inversement, à l'ouest dominent les nappes de couverture (Buet, Cheval Blanc) à base de marnes, calcaires et grès datés du jurassique au crétacé.

Le territoire valaisan est partagé entre la plaque européenne et l'empilement des nappes métamorphiques alpines. Le sillon du chevauchement frontal qui les partage suit le Val Ferret et rejoint la vallée du Rhône entre Martigny et Sion, peu visible en surface.

Du côté européen le cocle, en sommets arrondis pal les glaciers quaternaires et profondément entaillés par le Rhône, est exposé tout autour de Martigny. Le Mont Chemin, célèbre pour ses anciennes mines, est encore un prolongement du Mont-Blanc. Une couverture carbonifère importante affleure dans la vallée du Trient et de l'Eau Noire. Les couches supérieures , plus récentes, sont pincées le long du sillon qui mène au col de la Forclaz vers Chamonix. Au-delà du granite de Vallorcine, elles affleurent à nouveau aux lacs d'Emosson où elles livrent la célèbre dalle aux empreintes de dinosaures.

Tout le long du Val Ferret et du Val Veny, la couverture jurassique, décollé, est renversée et appuyée presque à la verticale contre le massif. Elle est suivie vers l'est par un étroit liseré de calcschistes. Ces « schistes de Ferret » sont considérés comme la dernière unité européenne. Le chevauchement frontal est ensuite jalonné d'écailles de roches évaporitiques formant une longue série de ravins blancs et de creux dus à la dissolution du gypse (Val Sapin, Checrouit). Des grosses lentilles noires de schistes carbonifère apparaissent également sur les pentes éboulées des pistes de ski. Au-delà, les nappes alpines métamorphiques sont représentées par des éboulis de marnes et brèches crétacés, à quartzite et mica blanc (Marmontains, Licony, Crammont...). Les basses vallées des Drances et la haute vallée de la Doire recoupent aussi les unités houillères du Grand-Saint-Bernard avec leurs schistes noirs et leurs noyaux cristallins.

Vidéo

Les glaciers du Mont Blanc