Traces de dinosaures
Idée de sortie pour découvrir les traces des dinosaures! Cette sortie se fait à la journée depuis le barrage d’Edmosson (Voir notre autre article sur le barrage d’Emosson). En 5 à 6h de marche Aller-Retour, vous pourrez partir sur la trace des Dinosaures. Prendre la rive gauche du Lac d’Edmosson, à l’extrémité du lac, un sentier balisé indiquant le col de la Terrasse vous mènera vers ce site protégé à 2400m d’altitude. Voici 230 millions d’années dans la région d’Emosson était une magnifique plage tropicale où les dinosaures vivaient. Ce sont plus de 800 empreintes fossilisées quasiment intactes qui ont été dénombrées sur ce site paléontologique remarquable. Ces traces ont été découvertes le 23 août 1976 par Georges Bronner, un géologue français. Il existe plus de 800 empreintes. On estime que la taille des ces dinosaures était de 4m. Déclaré site protégé par arrêté du Conseil d’Etat du Canton du Valais (Suisse) (9 novembre 1983), il est interdit d’endommager les empreintes, de prélever des échantillons de roche et de déposer des déchets. Error: a valid license key is needed to display maps properly! Traces de dinosaures chargement de la carte - veuillez patienter...La carte ne peut être chargée - s'il vous plaît activer Javascript !→ plus d'informations Nom de la piste: | Début: | Distance: km | Durée: | Ø Rythme: /km | Altitude: +m -m (net: m) | télécharger le fichier GPX Traces de dinosaures: 46.065132, 6.906109 Error: a valid license key is needed to display maps properly! Consultez le site randos-montblanc.com sur les lacs...
Formes et formations karstiques au sommet du Mont de Grange.
Monter au sommet du mont de Grange est une randonnée qui offre de magnifiques panoramas mais si en plus vous vous intéressez à la forme en « cratère » du sommet, vous découvrirez qu’il ne s’agit en rien d’un volcan comme le disent certains plaisantins… Nous avons sur le sommet des formes et formations karstiques comme l’on peut en trouver en Suisse dans la montagne de l’hiver sous les lacs verts (Voir notre fiche sur cette randonnée). 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...
Retrait glaciaire
Le retrait glaciaire est lié au réchauffement climatique. Certes les climato-sceptiques diront qu’il n’en est rien mais ces quelques photos et chiffres vous feront sûrement réfléchir… Il y a 400 ans, la langue du glacier du Rhône atteignait Gletsch à 1762 m. d’altitude. Elle a reculé de plus de 2,3km et se trouve aujourd’hui à 2250 m, le glacier couvre encore une superficie de 17km². Il est de plus en plus difficile de voir le glacier depuis Gletsch mais la plaine alluviale alpine qui était voici 150 ans recouverte par plusieurs dizaines de mètres de glace et aujourd’hui protégée pour sa richesse biologique. Evolution du glacier en quelques chiffres : 1550 à 1850 : Petit âge glaciaire, le glacier atteint Gletsch 1880 : Début des observations 1850 à 1915 : Recul de 1800m 1915 à 1921 : Avancée d’environ 150m 1921 à 1942 : Petits reculs et petites avancées alternent. Au total recul de 150m. environ 1942 à 1951 : Retrait rapide de 359m ! De 1951 à 2002 : Retrait de 255m Source : OPERATION GLACIERS – Université de Fribourg – Suisse...
L’occupation des glaciers dans la vallée d’Abondance
Lors de vos randonnées en montagne en été ou pendant une journée au ski, pensez à observer les formes de reliefs de la vallée d’Abondance où l’histoire glaciaire est omniprésente. 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 une moraine convexe vers la France dans laquelle se trouvent des galets allochtones. Dans le val de Morgins, un bloc erratique* a été trouvé à 1620 mètres (R. Blanchard 1938) donc 250 mètres plus haut que le col. Toutefois dans...
Le synclinal de Châtel
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...
La nappe supérieure des Préalpes
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. 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...