Géologie du massif du Chablais

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],[7]. Le domaine helvétique est représenté par la nappe de Morcles qui forme les reliefs du massif du Faucigny (tête de Bostan, 2 406 m) ainsi que son prolongement oriental (dents Blanches, 2 756 m et dents du Midi, 3 257 m)^[8]. 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, décrivant les phases précoces de remplissage du bassin d'avant-pays nord-alpin. 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^{[9],[10],[11]}.

Le bassin molassique suisse est représenté ici par la molasse charriée, un ensemble d'écailles tectoniques de molasse d'âge rupélien (molasse marine inférieure) à aquitanien (molasse d'eau douce inférieure) situé en position interne dans le bassin d'avant-payse et dont leur chevauchement sur la molasse du Plateau d'âge équivalent résulte de la migration vers le nord du front orogénique alpin. Du fait de leur déformation tectonique, ces unités génèrent des reliefs de faible altitude et de morphologies douces comme le mont de Boisy^[12] (anticlinal de rampe^[13]) ou le mont Pèlerin^[14].

L'appartenance des nappes constituant le massif du Chablais au domaine structural du Pennique est l'un des principaux traits caractéristiques par rapport aux reliefs adjacents (Jura, massifs subalpins). Le massif du Chablais apparait ainsi comme un corps exotique (allochtone) au milieu d'unités (par-)autochtones. Ces dernières sont toutes constituées de couvertures sédimentaires des domaines helvétique (massifs des Bornes et du Giffre) ou du Jura (Salève) qui ont été charriés sur des distances relativement faibles (moins de 100 et 30 km, respectivement)^[15] 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 les Alpes à proprement parler. 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 romandes), constitués d'unités internes (Pennique), des massifs subalpins (massifs des Bornes et du Giffre, Alpes bernoises) et du massif du Jura représentant des unités externes (respectivement Helvétique et Jura). Par ailleurs, l'empilement de plusieurs nappes confère au massif du Chablais un statut composite qui reflète une grande diversité géologique, contrairement aux reliefs adjacents, monotones, car constitués d'une seule unité tectonique (Jura ou Helvétique). Enfin les nappes du massif du Chablais ont été relativement épargnées du métamorphisme par comparaison avec les unités équivalentes dans les Alpes occidentales. L'enfouissement est restreint au domaine de la diagenèse^[16] voire dans certains cas à l'anchizone (faciès de Prehnite-Pumpellyite)^[17],[18] qui se résume à des modifications dans la structure des minéraux argileux. Il reflète un enfouissement modéré de quelques kilomètres résultant de la surcharge de l'empilement des nappes.

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)^{[9],[19],[20]} 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 charriage des nappes sur le domaine helvétique.

Une écaille de faible extension (environ 2,3 km) surmonte localement la molasse charriée sur le flanc occidental des Voirons. Elle s'étend entre le hameau de Bellevue (nord-est de Lucinges) et le nant de la Follieuse. L'écaille représente une séquence de flysch helvétique arrachée à son substrat lors du charriage du charriage des nappes des Préalpes^[21]. La série stratigraphique est constituée à sa base par une séquence marneuse (marnes de Bellevue, 40 m) surmontée par un empilement de grès relativement grossiers (grès de Bellevue, 60 m), accompagnés de quelques conglomérats^[19],[22], et décrivant une séquence turbiditique^[23]. Les assemblages de foraminifères planctoniques fournissent un âge Oligocène moyen (zone à G. ampliapertura) et décrivent un environnement bathyal supérieur à salinité normale^[24]. La composition pétrographique des grès^[25] et notamment la présence de diabases à porphyrites arborescentes rattachent ces dépôts au grès du val d'Illiez^{[26],[note 3]}. La séquence est considérée comme équivalente à la formation de Cucloz dans les Préalpes romandes^[6],[19] mais diffèrerait des dépôts de grès du val d'Illiez décrits en rive gauche de l'Arve^[27] par leur paléoenvironnement^[23].

Longtemps décrites comme « nappes ultrahelvétiques »^[28], ces unités sont désormais décrites comme appartenant sur le plan structural à l'Helvétique supérieur^{[29],[note 4]}. Le domaine ultrahelvétique correspond à l'extrémité distale du domaine helvétique où prédominent des dépôts marno-calcaires pélagiques de pente^[30]. Dans le massif du Chablais, elles constituent la semelle de l'édifice préalpin^[6] et sont préservées à des degrés variables : sous forme d'écailles tectoniques isolées à la stratigraphie cohérente mais incomplète dans la bordure externe^{[note 5]} ou sous la forme d'un mélange dans la bordure interne. Elles chevauchent successivement la molasse charriée du bassin molassique suisse sur la bordure externe (au nord) et sur la bordure interne (au sud), d'est en ouest, la couverture sédimentaire des aiguilles Rouges, la nappe de Morcles (massif du Giffre) et la nappe des Chaines Subalpines (massif du Faucigny et des Bornes). En raison de sa position structurale basse dans le massif du Chablais, les nappes de l'Helvétique supérieur n'affleurent que localement et préférentiellement sur les bordures du massif. On distinguera les secteurs sur la bordure externe de Saint-Gingolph et de Vacheresse où les affleurements sont restreints à certains âges^{[note 6]}, les Voirons où il est représenté par le mélange infrapréalpin, les collines du Faucigny où le Jurassique supérieur forme d'imposantes falaises et la zone des cols sur la bordure interne (Taninges - Samoëns, et Troistorrents) où les nappes de l'Helvétique supérieur sont représentées sous la forme d'olistolithes emballés dans des mélanges.

Un petit affleurement, initialement décrit à la faveur d'une baisse du niveau lacustre, est rapporté sur les rives du lac au hameau de Gouillon, entre Saint-Gingolph et Le Bouveret^{[31],[36],[37]}. Cet affleurement est attribué au Barrémien sur la base d'arguments stratigraphiques. Il est attribué à une unité équivalente au membre du Cergnement^[38] dans l'écaille des Pléiades^{[30],[39],[40]}. Son extension latérale très limitée s'expliquerait par des complications tectoniques où l'Helvétique supérieur serait préservée uniquement pour fournir un plan de chevauchement uniforme pour la nappe des Préalpes médianes^[14],[36].

Une fenêtre d'Helvétique supérieur est identifiée sur les hauteurs de Vacheresse, sous le hameau des Trois Nants. Elle se distingue par sa position structurale, pincée au cours d'un anticlinal de la nappe des Préalpes médianes plastiques dont la charnière est composée par les dolomies triasiques. Elle est constituée de marnes sombres à nodules de calcaire noir datées de l'Oxfordien d'après les faunes à ammonite récoltées^[41]. Cette unité est équivalente au faciès des Terres Noires^{[note 7]}. Ces marnes oxfordiennes sont ensuite surmontées par des calcaires gris-bleu qui pourraient correspondre à des séries crétacées. Des unités équivalentes aux marnes oxfordiennes sont décrites à la base de l'Helvétique supérieur des collines du Faucigny^[42] et de l'unité de Nantbellet^[43],[44] dans la klippe de Sulens (région de Serraval).

La moitié inférieure du versant ouest des Voirons est représentée par le mélange infrapréalpin, ou mélange inférieur, qui décrit un relief doux et mamelonné et surmonté par les falaises de la nappe des Voirons. Il se prolonge ensuite vers le sud sous les collines du Faucigny et le Môle où il est chevauché par la nappe des Préalpes médianes plastiques. Le mélange infrapréalpin sépare ainsi les nappes des Préalpes du substratum parautochtone (molasse charriée et écailles tectoniques frontales)^[23]. La matrice du mélange affleure peu et mal. Elle est constituée de marnes sombres à bancs de grès subordonnés, dont l'âge est attribué au Priabonien et auparavant décrites comme « le flysch marneux ou flysch noir de base »^[19]. Le mélange est surtout identifié par le train de lentilles qui le constitue et dont leur taille (plusieurs centaines de mètres) est suffisamment importante pour être cartographié. Elles correspondent à des olistolites de calcaires crétacés voire jurassiques supérieurs et comparables aux séries de l'Helvétique supérieur qui constituent les collines du Faucigny^[19],[23]. Des corps gréseux à conglomératiques, comportant notamment une brèche calcaire à corallinacées, sont aussi rapportés. Leur âge est attribué au Priabonien mais leur origine est incertaine. Ils sont décrits comme des flyschs, mais les auteurs ne savent pas s'ils représentent des séquences bien stratifiées de la matrice du mélange ou des olistolites de ce mélange^[23].

Les collines du Faucigny consistent en un empilement d'écailles mésozoïques de l'Helvétique supérieur coiffées par un flysch paléogène. L'ensemble repose directement sur le mélange infrapréalpin^[42]. Elles sont à leur tour chevauchées au sud par la nappe des Préalpes médianes plastiques (le Môle) mais la présence d'écaille du mélange au pied du Môle au sud-est et les données du forage Faucigny 1^[42] semblent argumenter en faveur de la présence du mélange infrapréalpin aussi au-dessus de ces écailles ce qui tendrait à interpréter les collines du Faucigny comme un « méga-olistolithe » emballé dans le mélange infrapréalpin^[23]. L'importante couverture glaciaire quaternaire ne permet pas en l'état de statuer définitivement. La série stratigraphique débute par une assise en marnes schisteuses noires de l'Oxfordien (équivalent aux Terres Noires) qui évolue est remplacée par des calcaires noduleux dès l'Oxfordien moyen. L'ensemble est surmonté par la barre tithonique, une épaisse série calcaire du Kimméridgien-Tithonien qui constitue les falaises des collines du Faucigny. Le sommet de la série définit un ensemble de reliefs arrondis au sommet des collines. Il est composé d'une alternance de calcaires-marnes (Berriasien à Barrémien), d'une formation gréso-glauconieuse (Aptien - Turonien)^[45] et enfin d'une séquence de calcaires sublithographiques (Turonien à Coniacien).

Les Helvétique supérieur affleurent enfin dans la bordure interne du massif du Chablais (aussi décrite comme Préalpes internes ou zone des cols) où elle sert de transition entre la nappe de Morcles, l'autochtone et la parautochtone helvétique, et les nappes penniques du massif du Chablais. Il se présente sous forme de trois mélanges supra-helvétiques (inférieur, moyen et supérieur)^{[note 8]} emballant des olistolithes d'origine variées^[9],[46] :

• le mélange supra-helvétique inférieur est composé des blocs d'âge jurassique supérieur à éocène supérieur et d'affinité ultrahelvétique ;
• le mélange supra-helvétique moyen comporte des blocs de marnes, calcaires et grès restreints au Jurassique moyen et d'affinité ultrahelvétique ;
• le mélange supra-helvétique supérieur se distingue par l'omniprésence de brèches variés du Crétacé supérieur à l'Éocène moyen et d'affinités valaisanne.

Au-delà, les nappes de l'Helvétique supérieur se retrouvent aussi comme semelle des Préalpes romandes où elles sont plus développées. Elles constituent notamment les Pléiades sur la bordure externe^[40], tandis que la nappe du Niesen sur la bordure interne permet de mieux distinguer les nappes^[9]. Le Trias est exploité aux mines de Bex pour la production de sel^[47]. Enfin elles constituent les semelles des klippes penniques des Annes et de Sulens dans le massif des Bornes^[48],[49].

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^[19]. Il est individualisé en 1976 et rattaché à la nappe du Gurnigel sur la base de critères biostratigraphiques et pétrographiques^[34]. La nappe du Gurnigel est alors composée quatre flyschs distincts (Voirons, Gurnigel, Schlieren et Wägittal, respectivement d'ouest en est)^[50]. À l'occasion d'une révision stratigraphique dans les années 2010, les différents flyschs sont individualisés et considérés comme autant de nappes équivalentes^{[51],[note 9]}.

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^[52]. 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^[23]. Le contact tectonique remonterait dans la colonne stratigraphique de l'est vers l'ouest^[52]. Vers l'est, le contact disparait sous l'épaisse série de dépôts glaciaires quaternaires^[52]. 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^[52].

Les dépôts sont interprétés comme des dépôts marins profonds issus de courants de densité ou turbidites s.l.^[53],[54] 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^[55]. Le flysch des Voirons est subdivisé en trois formations^[52],[56] : 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^[57] 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)^[55] et des apports plus massifs et plus grossiers avec la mise en place d'une épaisse série conglomératique (conglomérat du Vouan)^[52] 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)^[52]. 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^[19], 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^[34] s'est accompagnée d'une réattribution ultra-briançonnaise^[58], soit dans le domaine piémontais^[50], 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^[59]. 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^[52], son positionnement structural^[60] ainsi que l'origine de certains clastes (grès paléozoïques)^[55] ont progressivement remis en question cette affiliation piémontaise pour lui préférer une origine valaisanne.

Les nappes des Préalpes médianes constituent l'ossature du massif du Chablais^[1]. Du fait de leur position structurale intermédiaire et de leur 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. Les nappes des Préalpes médianes représentent la couverture sédimentaire du microcontinent (et domaine) briançonnais, qui correspondait alors à une importante plateforme carbonatée rattaché initialement à la marge européenne et qui s'en est progressivement détachée à la suite de l'ouverture du domaine valaisan entre le Jurassique tardif et le Crétacé précoce^{[61],[62],[63]}. Les différences d'évolution paléoenvironnementale entre les deux extrémités de la plateforme ont conduit à des variations stratigraphiques et par conséquent de style tectonique, ce qui aboutit à une distinction entre les nappes des Préalpes médianes plastiques, au nord, et les nappes des Préalpes médianes rigides, au sud^[64].

La nappe des Préalpes médianes plastiques s'étend sur la moitié septentrionale du massif du Chablais 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 tectonique est dépourvu de mélange contrairement aux préalpes romandes^[65] et uniquement visible dans la carrière du Fenalet à Saint-Gingolph, côté suisse^[14],[52]. Au-delà, le contact 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 surmontée à son tour par la nappe des Préalpes médianes rigides (mont Chauffé), la nappe de la Brèche (région de Mieussy), ou par la nappe des Dranses (lac de Vallon).

La nappe des Préalpes médianes plastiques représente la couverture sédimentaire du Subbriançonnais, soit le bassin marginal du rift téthysien^[61]. Ce dernier est subdivisé en plusieurs compartiments ou sous-bassins par l'exhumation de horsts qui entraine d'importantes variations latérales avec des séquences complètes dans les sous-bassins et une stratigraphie ponctuellement lacunaire sur les haut-fonds. Son socle correspond aux unités de la Zone Houillère^[66] et partiellement à la nappe de Siviez-Mischabel^[67],[68]. 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^[69].

La série stratigraphique s'étend du Trias supérieur jusqu'à l'Éocène^[70] et décrit l'évolution d'une marge passive en plateforme carbonatée (Jurassique) puis son ennoiement au Crétacé. La série débute au Carnien par une séquence évaporitique (gypse et anhydrite) et de niveaux de cargneules^[71] qui est surmontée par une accumulation monotone de dolomie et de calcaires souvent bréchiques en bancs décimétriques à métriques et entrecoupé d'argilites et marnes versicolores^{[72],[73],[74]}. Des niveaux peu épais de grès à roseaux (Carnien ?) sont décris au col de Pavis tandis que le Rhétien débute par des calcaires lumachelliques^[75]. Elle décrit un environnement littoral de sebkha et plage soumis à des incursions marines régulières et évoluant au gré des variations eustatiques vers un environnement de plateforme carbonatée dolomitique très peu profonde.

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  Affleurement de gypse et de dolomie (dolomie blonde) le long de la Dranse. La déformation des bancs résulte du charriage de la nappe.
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  Bloc de cargneule enchâssé dans un mur à Cervens. Le stylo-bille sert d'échelle.

Le Jurassique inférieur est marqué par une sédimentation à dominante carbonatée entrecoupée de nombreux interbancs marneux. Sa composition évolue : d'abord riche en oolites puis en échinodermes (crinoïdes), elle devient progressivement plus marneuse. Elle marque un approfondissement progressif des dépôts qui résulte du rifting de l'océan Liguro-Piémontais et qui s'accompagne de discordances angulaires (sédimentation syn-rift). La remontée de horsts provoque des phases d'érosion^[76] et la formation de karsts dans les séries triasiques (Haute-Pointe)^[77]. La transition Toarcien-Aalénien est caractérisée par une prédominance de schistes marneux sur les calcaires que l'on retrouvent sous la forme de blocs isolés noyés dans les schistes^[72]. La couleur devient aussi plus sombre au Toarcien et correspondrait à un événement anoxique océanique. Les faunes à ammonites sont très importantes au Jurassique inférieur^[78],[79], tandis que les brachiopodes^[80] comme le reste des fossiles sont relativement pauvres mais on observe encore quelques niveaux à lumachelle.

Au Jurassique moyen, la stratigraphie se complexifie avec la coexistence de trois faciès distincts^[81] : le nord de la nappe est représenté par des alternances de marnes et de calcaires marneux ou siliceux à spongolites qui sont recouverts de Cancellophycus^{[note 10]} (couches à Cancellophycus ou formation du Staldengraben). En position intermédiaire, on trouve des calcaires oolithiques et bioclastique (formation de Sommant) qui ont longtemps été affiliés au Jurassique supérieur. Enfin dans la partie méridionale de la nappe se sont déposées les couches à Mytilus, des calcaires fins de lagon alternant avec des niveaux marneux riches en bivalves dont des moules et en niveaux charbonneux à bitumineux. L'architecture en blocs basculés du microcontinent briançonnais se poursuit auquel se rajoutent des surfaces d'érosion sous-marines provoqués par les variations du niveau marin^[82].

Le Jurassique supérieur débute avec les calcaires noduleux de l'Oxfordien moyen^[83]. La série débute avec des marnes à nodules calcaires et devient vers le sommet de plus en plus calcaire tandis que les nodules disparaissent progressivement. Ces dépôts sont relativement peu épais et discontinus. Localement, les calcaires noduleux prennent une teinte rougeâtre ou verdâtre et sont localement exploités sous le terme de « marbre de la Vernaz »^[76] exploité aux carrières du Gerdil. Ils sont ensuite recouvert par une épaisse accumulation calcaire peu stratifiée (difficile à subdiviser) et régulièrement dénommée « calcaires massifs » ou formation du Moléson (Oxfordien supérieur à Berriasien). Elle consiste en une superposition de calcaires fins en bancs relativement épais et dans laquelle s'intercalent des passées oolitiques et bioclastiques (bivalves, brachiopodes, bryozoaires et foraminifères benthiques). Cette unité est interprétée comme des faciès de resédimentation (calciturbidites) dans un bassin et alimentées par la plateforme carbonatée représentée par la nappe des Préalpes médianes rigides. Cette formation marque l'uniformisation de la sédimentation carbonatée sur l'ensemble du Briançonnais, scellant ainsi les discontinuités syn-sédimentaires (sédimentation post-rift). La base est en discordance angulaire sur le Jurassique moyen^[75], voire repose directement sur le Jurassique inférieur comme sur le flanc nord-ouest des Cornettes de Bise. De par son épaisseur (150 m), le Jurassique supérieur forme l'ossature géomorphologique de la moitié nord du massif du Chablais, constituant les falaises, crêtes, sommets et soulignant les plis du massif^[72].

Le Crétacé est peu épais et bien moins développé que le Jurassique car il marque l'ennoiement de la plateforme néritique^[84]. Il débute par les calcaires hémipélagiques plaquetés fins à radiolaires et nodules siliceux de la formation des Sciernes d'Albeuve (Berriasien - Barrémien) qui sont ensuite recouverts par les calcaires hémipélagiques argileux de la formation de l'Intyamon (anciennement « complexe schisteux intermédiaires ») entre l'Aptien et le Turonien^[85]. La formation de l'Intyamon présente une grande variété de faciès incluant des niveaux à nodules de silex, des faciès de remaniement de haut-fonds (galets à calpionelles ou charopyhtes) et des apports sédimentaires d'associations néritiques (échinodermes, lamellibranches et brachiopodes). Les calcaires présentent une texture mudstone (faciès marneux) qui évolue en plusieurs cycles vers des textures packstones (faciès carbonaté) riches en foraminifères planctoniques. Des niveaux marneux particulièrement épais, à tendance siliceuse et riches en radiolaires sont affiliés à des « black shales » et correspondraient aux évènements anoxiques océaniques du Crétacé^[86]. Une importante lacune entre l'Aption inférieur et moyen est aussi identifié dans les Préalpes romandes. Ces dépôts crétacés sont restreints à l'extrémité nord de la nappe (montagne des Mémises, les Trables et chainon Hirmentaz - pointe des Brasses). Ils sont ensuite suivis par la mise en place des Couches rouges (calcaires hémipélagiques rouges, grisâtres voire verdâtres) à partir du Crétacé tardif (Turonien) et jusqu'au début de l'Éocène (Yprésien)^[87]. Elles sont formellement subdivisées en trois formations (formation de Rote-Platte : Turonien supérieur à Santonien, formation des Forclettes : Maastrichtien supérieur et formations des chenaux rouges : Yprésien) correspondant à trois séquences sédimentaires séparées par des hiatus qui soulignent une sédimentation sporadique dans un bassin sous-alimenté.

La sédimentation est scellée par le dépôt du flysch des Médianes (formation de Cuvigne Derrey) qui se dépose entre le Sélandien (Paléocène moyen)^{[75],[88],[89]} et le Lutétien (Éocène moyen)^{[58],[87],[89]}, marquant le passage en subduction du domaine briançonnais. Le remplacement des intervalles marneux par des argilites marque un approfondissement du milieu de dépôt proche de la CCD. Les dépôts gréseux se distinguent des autres séquences de flysch par sa granulométrie fine à moyenne et l'absence de dépôts plus grossiers comme des conglomérats. Ils présentent aussi une teneur notable en spinelle chromifère qui souligne des apports originaires de la croûte océanique piémontaise^[50],[90], directement ou au travers d'un remaniement des nappes supérieures des Préalpes^[91]. La distribution des âges des zircons montre par ailleurs d'importants pics d'âge triasique qui correspondent au magmatisme associé à la phase de rifting de la marge sud-téthysienne^[91].

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 les nappes supérieures des Préalpes. La nappe des Préalpes médianes rigides présente la particularité d'être subdivisée en plusieurs écailles tectoniques en raison de son style de déformation cassant^[71] : l'écaille du mont Chauffé, l'écaille de la ville du Nant en rive droite de la Dranse d'Abondance et l'écaille de Dreveneuse (pointe de Bellevue), auxquelles se rajoutent les nombreux lambeaux d'écailles identifiées dans les mélanges sous-jacents^[72]. Elle est charriée invariablement sur la nappe des Préalpes médianes plastiques et localement aussi sur la nappe des Dranses (vallon d'Ubine). Elle est à son tour charriée par les nappes supérieures des Préalpes dans la moitié nord et par la nappe de la Brèche au sud^[1].

La nappe des Préalpes médianes rigides décrit une zone de haut-fonds qui correspond à la partie septentrionale de l'épaulement du rit piémontais, soit le domaine Briançonnais s.s.^[61]. L'absence d'intervalles marneux et la stratigraphie très lacunaire (absence du Jurassique inférieur et du Crétacé inférieur) décrit un environnement généralement peu profond et soumis à des phases d'émersion. Elle marque la transition entre le bassin marginal du Subbriançonnais au nord et la marge passive méridionale du microcontinent Briançonnais (domaine pré-piémontais) qui sert de transition vers l'océan piémontais. Son socle est notamment représenté par la nappe de Siviez-Mischabel^{[67],[68],[92],[93]} qui conserve un tégument constitué de grès quartzitiques du Trias inférieur.

La série stratigraphique se distingue de sa voisine plastique par son caractère lacunaire et à dominante calcaire^[94]. La série débute au Trias moyen (Aalénien, voire Olénékien) avec trois cycles de transgression/régression consistant en une alternance de calcaire, et secondairement de dolomie, et qui s'étend durant tout le Trias moyen^[95]. Le Trias supérieur est lui aussi subdivisé en trois cycles de transgression/régression mais à forte dominante dolomitique, entrecoupée par un complexe évaporitique (transition Carnien - Norien) et surmontée par une alternance de calcaire et marnes au Rhétien. Cette succession est notamment visible aux collines de Saint-Triphon^[71],[96]. La séquence stratigraphique triasique est cependant incomplète en raison des phases d'érosion ultérieures entre le Jurassique précoce et moyen, liées probablement à la mise en place des blocs basculées. Cette érosion est par ailleurs graduelle entre le domaine interne où les dépôts du Trias supérieur et du Jurassique inférieur sont manquants et le domaine externe où ces derniers sont préservés. Il en découle que les niveaux évaporitiques ne servent pas de plan de décollement pour les nappes des Préalpes médianes rigides et conduit à l'individualisation de trois types d'écailles qui sont du sud au nord^[71] :

• les Rigides internes (écaille de Dreveneuse) constituent les écailles à la stratigraphie triasique la plus lacunaire. Le plan de décollement se situe à l'interface entre les quartzites du Trias inférieur et les dolomies du Trias moyen. Ce dernier est complet et se poursuit à jusqu'au Carnien basal sous les niveaux évaporitiques ;
• les Rigides externes ont été découplés en deux séries d'écailles selon un plan de décollement dans le Carnien bassal. Les Rigides externes inférieures (écaille de la ville du Nant) se distinguent par une stratigraphie restreinte au Trias tandis que les Rigides externes supérieures (écaille du mont Chaufé) ne comportent qu'une partie du Carnien basal.

Le Jurassique inférieur est absent en raison d'une phase d'érosion qui se manifeste par la mise en place de karst et d'une surface d'érosion sur tout le toit du Trias.

Le Jurassique moyen n'est pas continu et repose en discordance angulaire sur le Trias. Il correspond au prolongement méridional du lagon peu profond (couches à Mytilus) observés dans les médianes plastiques. Il se résume généralement à des dépôts littoraux peu épais constitués de calcaires (gréseux ou marneux) riches en bivalves très diversifiés dont des moule, et alternant avec des niveaux marneux charbonneux ou bitumineux. Au-delà, vers le sud, le domaine est entièrement émergé et aucune sédimentation n'est préservée. Localement, les couches à Mytilus surmontent^[97],[98] ou sont remplacées^[99] par des niveaux peu épais de latérite dont l'âge n'est pas défini mais serait restreint entre le Trias précoce et le Jurassique moyen. Ce dépôt de latérite s'est accompagné localement par une altération karstique^[72].

Le Jurassique supérieur est très proche en apparence de son équivalent de la nappe des Préalpes médianes plastiques avec la mise en place d'une épaisse série calcaires massive, mais il s'en distingue car son milieu de dépôt avec l'installation d'une plateforme carbonatée coralligène^[81] dont les débris alimentent les calcaires massifs des Médianes plastiques^[72].

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.

La nappe de la Brèche est définie par Hans Schardt en 1893^[100] et sa stratigraphie est décrite par Maurice Lugeon en 1896^[98]. Elle affleure d'ouest en est dans une bande s'étendant du Praz de Lys jusqu'à Châtel et se prolonge jusqu'au rebord interne du massif du Chablais. Du fait de sa position structurale élevée et de sa lithologie calcaire, la nappe de la Brèche constitue plusieurs des sommets les plus élevés : les Hauts-Forts (2 466 m, point culminant du massif du Chablais), le mont de Grange (2 432 m) ou le roc d'Enfer (2 244 m).

Elle repose au nord sur les nappes des Préalpes médianes (plastique et rigide) par l'intermédiaire d'un mélange^[101], autrefois décrit comme « zone du col de la Ramaz »^[102] ou « flysch à lentilles »^[20], tandis que sur la bordure interne du massif (zone des cols), la nappe de la Brèche est charriée sur le mélange infra-Brèche^[9]. Elle est à son tour chevauchée par les nappes supérieures des Préalpes qui sont préservés dans la synforme des Gets et au front de la nappe. Le front de la nappe est constitué par un repli anticlinal qui constitue une suite de reliefs depuis le chaînon du roc d'Enfer jusqu'au mont de Grange^[101]. Il se poursuit par une vaste synforme dans sa partie méridionale (Les Gets).

La nappe de la Brèche est originaire du domaine pré-Piémontais^{[61],[103],[104]}. Ce domaine délimite la marge sud du microcontinent briançonnais où la mise en place des blocs basculés sert de transition entre la croûte continentale de la plaque eurasiatique et la croûte océanique de l'océan Liguro-piémontais. La nappe de Mont Fort^[105] est considérée comme son socle sur lequel des lambeaux de couvertures sédimentaires équivalentes à la nappe de la Brèche mais métamorphisés sont décrits^[106]. Le domaine pré-Piémontais est alors séparé du bassin des nappes des Préalpes médianes par le seuil briançonnais qui correspond à l'épaulement septentrional du rift téthysien^[104].

Les dépôts de la nappe de la Brèche décrivent l'évolution de la marge passive depuis la phase de rifting (dépôts syn-rifts du Jurassique inférieur à moyen) jusqu'à l'ouverture de l'océan Liguro-piémontais (dépôts post-rifts à partir du Jurassique supérieur)^[107]. Ce sont des dépôts de bas de pente où prédominent les brèches^[108] qui ont donné le nom à la nappe et représentent des phases de démantèlement sous-marins des parois des blocs basculés^[107]. La distribution granulométrique montre par ailleurs un transport d'une zone d'alimentation au nord vers le bassin au sud et sud-est avec la mise en place d'un chenal dans les environnements de bordure qui disparait vers le bassin^[109]. Les dépôts septentrionaux décrivent des faciès de bordure où prédominent des accumulations grossières (bancs épais de 5 à 15 m de brèches à éléments plurimétriques) tandis que les dépôts méridionaux évoluent vers des faciès de bassin avec des dépôts plus fins et turbiditiques^[110] (les calcschites prédominent et les brèches à éléments plus fins et granoclassés deviennent minoritaires)^{[111],[112],[109]}.

La série débute au Trias supérieur (Carnien - Norien ?) avec le dépôt d'une série carbonatée fortement dolomitisée, commune à travers la Téthys alpine mais d'affinité piémontaise à austro-alpine^{[109],[note 11]}. Elle correspond à la formation de Chalune dans le massif du Chablais et est restreinte à la région de la pointe de Chalune^[109]. Elle comporte des dolomies, calcaires dolomitiques, cargneules et des brèches dolomitiques monogéniques. Certains niveaux de dolomie présentent des laminations algaires et leur toit est parfois recouvert par des fentes de dessication. Les bancs sont organisés en cycles métriques et délimités par des interbancs pelitiques. Le sommet de la formation est constitué de brèches dolomitiques et quartziques qui servent de transition avec la Brèche inférieure. Le milieu de dépôt décrit un environnement confiné de plateforme très peu profonde à salinité élevée^[109]. Les variations du niveau marin entrainent soit un ennoiement de la plateforme, un arrêt d'activité des tapis microbiens et le dépôt de dolomie massive ; soit son émersion avec la mise en place de lagune (dépôt pélitique).

Le Jurassique inférieur est entièrement composé d'un premier et puissant épisode de brèche, dénommé Brèche inférieur. Il décrit des coulées de débris provenant d'effondrements des falaises sous-marines à la suite de la mise en place des blocs basculés lors de la phase de rifting. Son dépôt se poursuivrait jusqu'au Jurassique moyen bien qu'aucune datation n'a défini un âge précis de cette unité qui est uniquement contrainte par encadrement entre le Rhétien et le Callovien pour sa base^[109]. C'est une brèche de dolomie triasique qui se charge en éléments quartziques vers le sommet. La texture est supportée par les grains (matrice inférieure à 10 %) et n'est pas granoclassé tandis que les clastes peuvent atteindre jusqu'à 10 m de diamètre^[114]. La sédimentation semble être organisée en quatre épisodes bréchiques qui sont décrits entre la pointe du Haut-Fleury, la pointe de la Couennasse et la pointe de Marcelly^[109]. Ces accumulations sont déposées par des coulées de débris de haute densité auxquelles se rajoutent des éboulements/écroulements ponctuels à l'origine du dépôt des plus gros blocs. À ce faciès grossier, se rajoute un faciès plus fin. Il est caractérisé par des calcaires spathiques, des calcarénites gréseuses à éléments dolomitiques alternant avec des intervalles schisteux. Des débris végétaux sont parfois décrits tout comme des slumps. Ils sont ponctuellement accompagnés de bancs de brèche métriques et granoclassés. Ce faciès est particulièrement visible dans la bordure interne (environnement de bassin) où il constitue les 400 premiers mètres de la Brèche inférieure et où il est historiquement décrit comme les « Schistes inférieurs »^{[98],[115],[116]}. Il devient aussi prépondérant dans la partie sommitale des environnements de bordure. Le faciès fin est déposé par des courants de turbidité dont la séquence de Bouma est généralement complète. Il décrit des transits sédimentaires modérés en bordure de bassin tandis qu'il constitue la transformation des coulées de débris en courants de turbidité dans les environnements de bassin.

Les accumulations de brèche vers le sommet sont progressivement remplacées par les schistes ardoisiers qui décrivent un épisode sédimentaire plus fin, argilo-siliceux, intercalé entre les brèches inférieure et supérieure. Ils sont constitués de calcaires fins schisteux et siliceux riches en spicules d'éponges et radiolaires recristallisés. Ces calcaires sont accompagnés de bancs arénitiques centimétriques et de rares brèches. Vers le sommet, la formation se charge en schistes siliceux rouges ou verts, eux aussi riches en spicules d'éponges et quelques radiolaires. L'apparition de brèches pauvres en matrice mais riches en schistes chloriteux annonce la Brèche supérieure dont l'arrivée est graduelle. Quelques radiolaires fournissent un âge oxfordien ce qui coïnciderait avec l'apparition des radiolarites téthysiennes et conférerait ainsi un âge Callovien - Oxfordien à la formation^[109].

Le Jurassique supérieur est marqué par l'apparition d'un second épisodes de bréches : la Brèche supérieure. Elle se distingue de la Brèche inférieure par un granoclassement normal, une matrice plus abondante (25 à 40 %)^[109] et des clastes qui n'excèdent pas 10 cm de diamètre^[72]. La Brèche supérieure est ainsi plutôt interprétée comme le produit de coulées de boue résultant de l'instabilité des parois sous-marines des blocs basculés. Les accumulations de brèche sont organisées en cycles surmontés par des calcaires fins qui confèrent à la formation un aspect plus lité. Vers le bassin, les brèches sont minoritaires. Des dolomies gris-noir et des calcaires échinodermiques forment l'essentiel des dépôts. Des calpionelles fournissent un âge au moins Tithonien mais la base des Brèches supérieures pourrait être Kimméridgien^[115],[116]. Le sommet de la formation est contraint depuis l'individualisation de la formation de la Bonave au Tithonien supérieur (sommet de la zone à calpionelles A)^[117].

Le Crétacé marque la fin de l'activité des blocs basculés et l'installation d'une sédimentation pélagique composés de calcaires siliceux^[117]. Elle débute par la formation de la Bonave (Berriasien - Barrémien) qui correspond aux anciens calcaires à silexite^[115], initialement rattachés à la Brèche supérieure^[109],[116]. Elle se caractérise par une superposition de bancs centimétriques de calcaires fins gris riches en nodules de silex qui évolue dans le haut de la formation vers des calcirudites à péloïdes riche en calpionelle et microbrèche, et à interbancs marneux plus marqués. Le Crétacé inférieur se poursuit avec la formation de la Joux Verte (Aptien - Turonien avec lacune à l'Albien inférieur). Autrefois décrite comme du Gault^[118] puis des quartzites^[119],[120], cette formation se distingue par la teinte sombre des calcaires et l'apparition de glauconie et de pyrite qui pourraient correspondre à l'événement de Bonarelli ou événement anoxique océanique OAE 2. Les alternances calcaires - marnes sont organisées en trois cycles de sédimentation où les calcaires présentent des nuances de composition^[117]. Le toit de la nappe est censé être représenté par des Couches Rouges^[121] (Campanien ? - Thanétien ?) puis par un flysch^[122] éocène (Thanétien ? - Lutétien ?), mais ces séries ont été entièrement remaniées dans le mélange des Mattes^[123] ou mélange Supra-Brèche (Bartonien ? - Priabonien ?) à la différence des Préalpes romandes où elles demeurent en place.

Les séquences sédimentaires de ces nappes furent initialement affiliées au flysch de la nappe des Préalpes médianes^[124] puis rassemblés dans la nappe de la Simme s.l.^[37],[125]. Une révision biostratigraphique et structurale a ensuite individualisé en 1972 les quatre nappes constituées en grande partie par un flysch distinct^[126] 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 pour certaines de matériel ophiolithique sous forme de blocs emballés dans une matrice schisteuse, les associations de minéraux lourds^[90], ainsi que la présence de galets d'affinité sud-alpine dans les conglomérats attribuent l'ensemble de ces nappes au domaine piémontais (Pennique supérieur)^{[59],[126],[127]}. 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^[59] et constituent par ailleurs les premières unités emportées dans la subduction et formant ainsi le prisme d'accrétion^[128]. 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 préservés au sein des nappes de Zermatt-Saas-Fee^[129] ou de Tsaté^[130] sous forme de métasédiments.

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^[72]. La série stratigraphique est peu épaisse (100 m environ^[126]). Elle se résume à la série de Reidigen^[131] 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^[126]. 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.^[34],[58]. 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^[59].

Autrefois décrite comme la « nappe du flysch à Helminthoïdes », la nappe des Dranses est l'unité la plus septentrionale des nappes supérieures des Préalpes^[126]. 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 »^[20]. Son épaisseur est estimée à environ 400 m.

La nappe de la Dranse se distingue des autres nappes supérieures par son flysch à helminthoïdes^[132], un faciès que l'on retrouve dans d'autres unités alpines piémontaises^{[133],[134],[135]}. 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^[136]. La formation du Biot se différencie des autres flyschs par une resédimentation de dépôts carbonatés de talus et un faible approvisionnement en sédiments terrigènes^[133]. Elle se distingue aussi par la récurrence de plis complexes déformant localement les couches et qui pourraient résulter de slump à l'image des autres flyschs à helminthoïdes. 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^[137],[138]. 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^[126] voire Albien - Campanien^[139].

Le terme « nappe de la Simme » était auparavant employé pour décrire l'ensemble des terrains surmontant la « nappe du flysch à Helminthoïdes »^[37]. 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 d'où elle tire son nom^[126]. Ses conditions d'affleurement sont par ailleurs très mauvaise car largement recouverte par la végétation et les bancs sont régulièrement déchaussés. Sa stratigraphie se réduit à la formation du Fouyet (Albien ?) et la série de Coicon (Turonien à Coniacien ?, intervalle recoupant les formations de la Manche et des Rodomonts)^[72], qui constituent respectivement la base et le sommet de la nappe^[140]. La base de la formation du Fouyet est constituée de schistes bariolés^[141] entrecoupés de bancs peu épais, parfois sous forme lenticulaire, de calcaires graveleux, de quartzite et de grès fins manganésifères^[72]. Elle est progressivement remplacée vers le sommet par des grès moyens à grossiers, massifs, chloriteux et dont les surfaces de banc sont recouvertes de débris charbonneux^[142]. Seule la base schisteuse a fourni des microfaunes fossiles qui présenteraient un âge albien voire aptien, la partie supérieure gréseuse se révélant stérile^[142]. La série de Coicon est un flysch schisto-gréseux à gréso-conglomératique qui se distingue par la présence d'un poudingue de type Mocausa et de rares fragments de diabase. La formation du Fouyet affleure de manière ponctuelle sous la forme d'un synclinal déjeté vers le nord au sein de 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)^[141],[142] 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.

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^[126]. La nappe est subdivisée en deux unités^[143] : la formation des Perrières à la base et la formation de Hundsrügg au sommet sans que la distinction ne soit évidente sur le terrain^[72]. 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^[144]. Elle est constituée de trois unités lithostratigraphiques^[126]. 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)^[50].

Les datations radiométriques effectuées sur deux gabbros^[145] 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^[146] 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^[147] ce qui en fait les plus anciennes radiolarites de la Téthys alpine avec celles de la nappe de Balagne en Corse^[148]. 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)^[149]. 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^[128],[149].

Les mélanges^{[150],[151],[152],[153]} sont des corps rocheux à l'organisation interne chaotique car dépourvus de continuité stratigraphique. Ils consistent en un amalgame de blocs emballés dans une matrice dite « flyschoïde », c'est-à-dire composée d'une alternance de bancs fins de grès et d'interbancs marneux nettement prédominants. Les blocs sont de taille variable et peuvent atteindre des dimensions de plusieurs centaines de mètres à l'affleurement, ce qui les rend alors cartographiable. Les mélanges sont ici d'origine tectonique bien qu'une origine sédimentaire ait parfois été suggérée^[67]. Le plan de charriage de la nappe agit comme une zone de cisaillement où la semelle de la nappe et le toit de l'unité qu'elle chevauche sont partiellement démantelés par écaillage et produisent les blocs qui constituent le mélange^{[note 12]}. Les mélanges sont initialement décris dans les nappes de l'Helvétique supérieur sous le terme de « wildflysch »^[155] que l'on rencontre à la base des Préalpes. Ils sont notamment visibles dans la région de Mieussy - Taninges - Samoëns (vallée du Giffre). Des mélanges ont par la suite été décris entre les nappes penniques^[20],[31] où ils forment des bandes orientées est - ouest dans les reliefs. De manière générale, ces mélanges sont relativement difficiles à dater. Si les blocs les plus jeunes (généralement du flysch) permettent de fournir un âge minimal, la matrice s'avère néanmoins stérile quel que soit le protocole employé^[20].

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Ce terme informel, décrit un mélange dont les blocs sont principalement affiliés aux couches rouges des nappes des Préalpes médianes voire seraient d'origine plus interne^[72]. Ces lentilles mesurent quelques centaines de mètres mais peuvent atteindre jusqu'à 1 km de long^[31], pour une épaisseur moyenne de 10 à 30 m. Badoux^[31] fournit un âge Maastrichtien à Paléocène dans les parties valaisannes tandis que Chessex^[116] décrit un intervalle Campanien à Maastrichtien dans les lentilles de la vallée d'Abondance. La matrice consiste en un « flysch schisto-gréseux »^[31] composé de schistes marneux noirs accompagnés de grès fins micacés et lenticulaires, et de quelques bancs calcaires pyriteux. Il semble similaire au flysch des médianes. Ce mélange se retrouve systématiquement entre les nappes des Préalpes médianes et la nappe des Dranses (nord) ou la nappe de la Brèche (sud). Le mélange affleure sous la forme de trois bandes qui n'apparaissent que par érosion des unités sus-jacentes car le mélange ne forme pas de relief en soi. La bande la plus septentrionale ressort au milieu de la nappe des Dranses, elle s'étend entre Le Biot et le lac de Vallon par la pointe de la Balme. La seconde bande se situe en avant de la nappe de la Brèche depuis La Chapelle-d'Abondance jusqu'au hameau de Pététoz (Bellevaux). Enfin la bande la plus méridionale constitue le cœur de l'anticlinal frontal de la nappe de la Brèche dont l'exposition résulte du démantèlement de cette voûte anticlinale. Il forme la moitié inférieure du versant est du mont de Grange, le vallon de la Malève, le bassin versant du nant Laidtenay (Essert-la-Pierre) et les hauteurs d'Essert-Romand.

Des olistolithes de roches sédimentaires paléozoïques sont localisés dans la région de Taninges. Ils furent initialement considérés comme la semelle de la nappe de la Brèche^[98] puis rattachés à l'Ultrahelvétique^[64],[156]. Les séries sédimentaires ont été subdivisées en trois faciès qui décrivent des milieux de dépôts continentaux et se répartissent entre le Carbonifère et peut-être le Trias inférieur. Ces séries ont aussi été associées par erreur à des grès triasiques de la région de Sommand^[157],[158].

Le plus ancien correspond à des grès (arkose) micacés de couleur rouille, faiblement cimentés par de la calcite et entrecoupés par interbancs de schistes sombres à plus ou moins riches en débris charbonneux. Les grès présentent aussi des débris de végétaux sur les faces inférieures et supérieures. Un tronc de Calamites a même été trouvé en position de vie, soit perpendiculairement à la stratification^[159]. Les nombreuses figures sédimentaires (stratifications entrecroisées, bancs en biseau et figures de charge) soulignent un milieu de dépôt fluviatile. Les interbancs charbonneux comportent de nombreux fossiles de végétaux qui ont fait l'objet de plusieurs déterminations^[115] et fournissent un âge Westphalien supérieur. Une étude palynologique a précisé l'âge au Westphalien A soit l'actuel Bashkirien^{[159],[note 13]} mais un âge Westphalien C n'est pas exclu aussi^[163]. Les végétaux identifiés affilient ce faciès aux bassins houillers du Briançonnais^[163]. Les dépôts sont décrits comme des bassins limniques^{[note 14]} où prédominent des étangs et marécages dans un environnement forestier^[159]. Ces couches ont par ailleurs fait l'objet d'une exploitation de charbon au XIX^e siècle.

Le second faciès correspond au Verrucano qui consiste ici en des micropoudingues faiblement micacés, de couleur variés (lie-de-vin à vert) et associés à des intervalles schisteux. Les micropoudingues comportent des clastes de la granulométrie centimétrique (« des galets, gros comme des noix »^[164]) de roches volcaniques considérés comme des rhyolites. Ce faciès se présente sous forme d'affleurement isolé et aucun contact claire n'a pu être déterminé avec le carbonifère. Il est par défaut daté du Permien^{[note 15]}.

Enfin le troisième faciès décrit des quartzites qui se répartissent entre des faciès grossiers à sa base et des quartzites fines vers le sommet, le toit de l'unité étant composé de grès grossiers verdâtres^[164]. Les quartzites présentent des nombreuses figures sédimentaires fluviatiles (stratifications obliques, chenaux, discontinuité latérale) tandis que quelques bases de bancs présentent des polygones de dessication. Cette série est azoïque et est supposé être du Trias inférieur par comparaison avec des séries équivalentes, bien que l'on ne puisse exclure aussi un âge Permien supérieur. Le contact avec le Verrucano n'est pas connu en raison de la présence d'une lacune de visibilité, notamment à la carrière de Sous-le-Rocher où les quartzites ont été exploités pour la fabrication de silicium à destination des usines du Giffre^[164].

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Les Préalpes romandes constituent le lobe oriental de la klippe pennique des Préalpes, tandis que le massif du Chablais en constitue le lobe occidental. Bien que constitué des mêmes unités tectoniques, ces deux reliefs présentent plusieurs différences qui sont du nord au sud :

• l'Helvétique supérieur est bien plus développé dans les Préalpes romandes. Sur la bordure externe (zone de mélange de Bulle), il affleure de part et d'autre de nappe du Gurnigel (Les Pléiades, Bulle)^[40], équivalent de la nappe des Voirons. De la même manière, il est bien plus développé sur la bordure interne (zone de mélange du Pillon) où il constitue une bande de terrain continu et fait l'objet d'exploitation pour le sel à Bex ;
• la nappe de la Brèche affleure principalement dans le massif du Chablais. Elle est plus étroite dans les Préalpes romandes, subdivisées en deux unités par les écailles tectoniques de la nappe des Préalpes médianes rigides et en grande partie recouverte par les nappes supérieures des Préalpes^[1]. La structure en synforme que l'on rencontre dans le massif du Chablais est ainsi absente ;
• les nappes de la Sarine et de la Simme (nappes supérieures des Préalpes) sont bien plus développées dans les Préalpes romandes que dans le massif du Chablais où leur extension est très limitée. Ces deux nappes sont nommées en références aux rivières de la Sarine et de la Simme où elles affleurent^[126] ;
• la zone Submédiane, un mélange considéré comme appartenant au Pennique moyen^[165], est uniquement décrite dans les Préalpes romandes où elle affleure sur la bordure interne, sous les nappes des Préalpes médianes ;
• la nappe du Niesen située sur la bordure interne des Préalpes romandes (entre le village des Diablerets et Frutigen) est absente dans le massif du Chablais. Cette nappe correspond au domaine externe du Valaisan (Pennique inférieur)^[166]. Elle est intercalée entre les dépôts de la zone Submédiane et les mélanges de l'Helvétique supérieur ;
• enfin les nappes penniques et de l'Helvétique supérieur des Préalpes romandes sont charriées sur le complexe de nappes du Wildhorn (anciennement super-nappe du Wildhorn) représentées ici d'ouest en est par la nappe de Morcles, de Sublage, du Drusberg et de l'Axen. Cet ensemble de nappes forme en partie les reliefs des Alpes bernoises qui se distinguent par leur altitude supérieure à 3 000 m.

Les nappes constitutives du massif du Chablais se sont formées lors du cycle orogénique alpin. Leur histoire géologique débute dès le Permo-Trias pour certaines, à la suite de l'orogenèse hercynienne, et se poursuit actuellement. Les nappes dérivent de plusieurs domaines paléogéographiques de la Téthys alpine depuis l'extrémité distale de la marge européenne (nappes de l'Helvétique supérieur) jusqu'au domaine piémontais (nappes supérieures des Préalpes) voire l'Austro-alpin s.l. (marge apulienne) pour la nappe de la Simme. Cependant certains de ces domaines paléogéographiques (domaines valaisan et piémontais) n'apparaissent que plus tardivement et sont donc dépourvus d'un enregistrement complet depuis le Trias. L'enregistrement sédimentaire de ces nappes permet de reconstituer les différents stades du cycle alpin depuis la phase de rifting de la Téthys alpine (Trias à Jurassique précoce), son ouverture océanique (à partir du Jurassique moyen) jusqu'à sa subduction à partir du Crétacé précoce pour constituer la première ceinture de chevauchement^{[note 16]}. Les unités les plus tardives enregistrent même les premiers stades du paroxysme de la collision continentale (transition Éocène - Oligocène). Il s'ensuit leur charriage à leur emplacement actuel à partir de l'Oligocène puis la création de la topographie actuelle du massif du Chablais au cours des glaciations quaternaires.

L'histoire géologique du massif du Chablais débute au lendemain de l'orogenèse hercynienne, au cours de laquelle l'ensemble des masses continentales se sont réunies pour former la Pangée à la fin du Paléozoïque. Ce supercontinent est délimité à l'est par un immense golfe créé par l'ouverture de la Paléotéthys. Le futur espace de sédimentation des nappes du massif du Chablais, et des Alpes plus généralement, se situe alors au sud des chaines hercyniennes, à proximité de la rive méridionale de Laurussia, à l'extrémité occidentale de la Paléotéthys^[167],[168]. À partir du Permien, la Paléotéthys se referme, cède la place à un nouvel espace océanique : la Néothéthys, et s'accompagne de l'apparition d'une série de petits bassins océaniques à l'ouest (Meliata et Vardar) qui amorcent la césure entre la Laurussia et le Gondwana, et dont la Téthys alpine en sera le prolongement occidental suivi par la portion sud de l'océan Atlantique Nord.

L'érosion des chaines de collision hercyniennes conduit à la dispersion par le système fluviatile d'un important volume de sédiments détritiques d'abord dans des bassins confinés (bassins intramontagneux) au Pennsylvanien^{[note 17]} puis sous la forme de plaines alluviales à la marge des reliefs au Permien. L'avènement du cycle alpin est marqué par le dépôt du Verrucano^{[169],[note 18]}, une séquence sédimentaire alluviale à fluviatile dans lequel s'intercalent des épanchements volcaniques (rhyolite voire andésite) et qui se caractérise par une teinte rouge à violacée en raison des conditions climatiques chaudes et semi-arides. Bien que généralement incorporés dans les socles du Pennique moyen^[93], le Verrucano affleure aussi dans le massif du Chablais sous la forme de « blocs géants »^[23],[101] ou olistolithes au front de la nappe de la Brèche dans la région de Saint-Jean-d'Aulps ainsi que dans le mélange infra-Brèche^[164] vers Taninges.

Ce premier cycle sédimentaire s'interrompt à la fin du Permien et est ensuite recouvert par des sédiments détritiques à forte proportion quartzeuse (quartzite) entre le Permien tardif et le Trias précoce. Ce sont des dépôts plus ou moins équivalents au Buntsandstein du bassin germanique et dont la composition résulte d'un transport sédimentaire relativement long sous un climat chaud. Ces dépôts sont continentaux (fluviatile) à marins (littoral)^[173] et se distinguent par leur caractère azoïque ce qui restreint leur datation. Certains de ces dépôts ont cependant préservé des traces fossiles d'empreintes de pseudosuchiens comme au Vieux Émosson^[174],[175], dans le domaine Helvétique, plus au nord. Les domaines paléogéographiques alpins ne sont pas encore différenciés au Trias et ces grès quartzeux (ou quartzite) sont communs à l'ensemble des séquences stratigraphiques triasiques alpines. Ils sont présents à la base des nappes (nappe des Préalpes médianes rigides^[95]) ou sont préservés sous forme de téguments sur leurs socles respectifs (nappes de l'Helvétique supérieur, des Préalpes médianes plastiques^[93] et de la Brèche^{[note 19]}).

L'Anisien (Trias moyen) marque le début des transgressions marines avec la mise en place d'une plateforme carbonatée dolomitique qui évolue ponctuellement vers un environnement de sebkhas alimentés au gré des fluctuations du niveau marin jusqu'au Trias tardif^[95]. Les conditions climatiques chaudes qui prévalent au Trias favorisent l'assèchement des sebkhas et la précipitation de niveaux évaporitiques (gypse et anhydrite). Lors des phases de transgression ces sebkhas se transforme en lagunes côtières dans lesquelles s'accumulent des argilites verdâtres. Ces phases de dépôts sont équivalentes au Muschelkalk et Keuper des bassins germaniques. Des niveaux de grès comportant des empreintes de végétaux (grès à roseaux) apparaissent au Carnien et pourraient être des témoins de l'épisode pluvial du Carnien. L'homogénéité des dépôts persiste mais de subtiles disparités commencent à apparaitre dans les niveaux dolomitiques entre les unités des deux futures marges de la Téthys alpine^{[note 20]}.

Durant le Trias moyen à tardif, une importante activité magmatique (−242 à −237 Ma^[176]) apparait dans ce qui deviendra les domaines austroalpin et sudalpin (actuelle région nord de l'Italie). Elle se manifeste par l'intrusion en plusieurs séquences de corps plutoniques, accompagné d'un magmatisme basaltique à trachytique^[177]. Cet épisode magmatique est associé au déclenchement du rifting qui touche la région et marque le déclenchement de la fragmentation de la Pangée^[178],[179]. Des traces de cet épisode se retrouveront bien plus tard, remaniées dans les séquences de flyschs sous la forme de zircons^[91].

Une crise biologique marque la transition Trias-Jurassique et dont l'ampleur semble équivalente à l'extinction Crétacé-Paléogène. Elle s'accompagne de deux évènements majeurs à l'entrée du Jurassique : la hausse du niveau marin, continue durant tout le Jurassique^[180], entraine l'ennoiement définitif de toute la région, tandis que le processus de rifting du futur océan Liguro-piémontais au Jurassique précoce prend de l'ampleur. L'amincissement crustal induit par le rifting favorise la mise en place de blocs basculés où s'installe une sédimentation syn-rift qui se caractérise notamment par une subsidence importante et des discordances angulaires^[181]. Cette évolution ne se manifeste pas toutefois de manière homogène sur tout le transect et les différences permettent de différencier des domaines paléogéographiques, à l'exception des domaines valaisan et piémontais qui ne sont pas encore ouverts.

Dans la partie centrale du rift, l’amincissement crustal est maximal et se traduit par un basculement très prononcé des blocs, ce qui entraine la formation d'un graben qui donnera naissance à l'océan Liguro-piémontais. Sa marge nord défini le domaine pré-piémontais ou se déposeront les sédiments de la nappe de la Brèche. Le fort basculement des blocs expose d'importantes parois sous-marines qui sont soumises à des instabilités sous la forme de coulées de débris qui vont former la Brèche inférieure. Des dépôts de brèche relativement équivalents mais de plus faible importance vont aussi se produire dans les domaines helvétiques et briançonnais^[182].

Cette marge est délimitée au nord-ouest par l'épaulement du rift qui correspond à un réajustement isostatique et se manifeste par la formation d'un haut-fond qui constitue le Briançonnais s.s., patrie de la nappe des Préalpes médianes rigides. Cette espace oscille entre des conditions de faible profondeur (généralement insuffisante pour préserver une sédimentation) et des émersions (érosion du substrat) qui conduisent à des lacunes stratigraphiques notamment dans le Jurassique inférieur. Lors des phases d'exondation, des îlots ont pu apparaitre mais sans qu'ils aient laissé des traces fossiles. L'érosion du toit des formations triasiques avec l'apparition de karst semblent toutefois accréditer cette hypothèse.

Au-delà de l'épaulement du rift s'installe un bassin marginal qui sert de transition avec le reste du domaine continental qui est ennoyé sous une mer épicontinentale. Il est lui aussi subdivisé en blocs basculés et correspondant au domaine subbriançonnais où se déposent les sédiments de la nappe des Préalpes médianes plastiques. Cependant cette espace se distingue par un basculement moins prononcé et des interruptions topographiques par des horsts qui subdivisent le bassin en plusieurs sous-bassins parallèles^[76]. Les dépôts littoraux et évaporitiques du Trias disparaissent et sont remplacés par des accumulations carbonatées de plateforme. Le basculement des blocs traduit entraine un approfondissement progressif de la plateforme briançonnaise favorisant un enregistrement sédimentaire continue. La sédimentation initialement à dominante oolitique devient ainsi riche en brachiopodes et échinodermes (crinoïdes) et de plus en plus marneuse. Les horsts contrastent cependant avec une sédimentation parfois lacunaire voire l'établissement d'environnement de karst dans les séries triasiques (Haute-Pointe)^[77] au gré des variations eustatiques et qui se poursuit jusqu'au Jurassique moyen.

L'accrétion océanique de l'océan Liguro-piémontais et l'apparition du domaine piémontais qui en découle sont l'évènement majeur du Jurassique moyen. Les premières ophiolites apparaissent au Bajocien tardif entre des granites de la croûte continentale soumise au rifting. Elles sont rapidement recouvertes par des radiolarites d'âge bathonien précoce^[147] qui amorce la séquence post-rift. Ces unités se retrouvent aujourd'hui emballés dans la nappe des Gets. L'ouverture de l'océan Liguro-piémontais se poursuit par l'activation d'une faille de décollement qui découple la croute continentale et entraine l'exposition de péridotite du manteau dans le prolongement de l'hyperextension de la marge apulienne.

Le microcontinent Briançonnais est aussi impacté. L'afflux de chaleur de l'accrétion océanique favorise le soulèvement et l'émersion de sa partie méridionale (Briançonnais s.s.) tandis que la subsidence se poursuit dans le Subbriançonnais ce qui accentue le contraste entre ses deux extrémités^[84]. À l'extrémité septentrionale du Subbriançonnais se met en place un milieu marin ouvert où se déposent des alternances de marnes et de calcaires à Cancellophycus (formation du Staldengraben). Vers le sud, ce bassin évolue en plateforme carbonatée où domine une sédimentation de sable oolitique et bioclastique (formation de Sommant) qui protège un lagon peu profond (couches à Mytilus), et des lagunes côtières à ptéridophytes entourées de forêt de conifères^[183]. Le relatif endémisme des brachiopodes trouvés dans les couches à Mytilus montre que ces lagons étaient relativement isolés des autres bassins briançonnais^[80]. Sur les zones les plus émergées, un karst se met en place sur lequel se dépose ensuite un dépôt sidérolithique et de la bauxite^[99].

Dans le pré-piémontais, les dépôts de la Brèche inférieure se poursuivent jusqu'au Callovien.

Cette période de changement majeur se poursuit au Jurassique tardif avec le début du rifting dans le domaine valaisan qui se fait à cheval sur les unités briançonnaises et helvétiques^[63]. Ces séquences syn-rift dominés par des brèches sont cependant absentes dans les nappes du massif du Chablais. Dans le Briançonnais, le microcontinent est soumis dans son intégralité à une subsidence thermique en raison de l'éloignement de la zone d'accrétion océanique piémontaise^[84]. Une sédimentation uniforme à tout le Briançonnais s'installe à partir du Kimméridgien avec tout d'abord les calcaires massifs qui montre l'établissement d'un environnement de bassin (Subbriançonnais) alimenté par une plateforme carbonatée néritique (Briançonnais s.s.).

Dans le Pré-piémontais, la sédimentation bréchique (Brèche inférieure) s'interrompt au Callovien et cèdent la place à une sédimentation pélitique siliceuse des schistes ardoisiers. Ils décrivent un environnement de dépôt sous la CCD qui les rapprochent des argiles marines plutôt que des radiolarites au regard de leur faible proportion en radiolaires^[109]. Cet épisode pourrait résulter de la hausse continue du niveau marin^[180] et/ou d'une période de stase tectonique de la marge jusqu'à l'Oxfordien. Un nouvel épisode de brèche (Brèche supérieure) s'installe dans le domaine Pré-piémontais à partir du Kimméridgien et marque le retour d'une sédimentation détritique carbonatée. Ces coulées bréchiques alternent avec des coulées carbonatées riches en fragments d'échinoderme et alimentés par une plateforme carbonatée constituée d'une prairie de crinoïdes^[101] jouxtant une zone émergée (débris de végétaux). La similitude de lithologie des blocs calcaires remaniés avec celle des nappes des Préalpes médianes plastiques suggère par ailleurs l'existence d'un environnement équivalent au sud du seuil briançonnais^[109].

L'entrée dans le Crétacé est marquée par le début de l'accrétion océanique dans la portion orientale du Valaisan. Elle débuterait depuis la dorsale médio-océanique et s'étend vers l'ouest. Dans la région des terrains du massif du Chablais, l'accrétion n'aboutit pas et se résume à l'exposition des roches du manteau (lherzolite serpentinisée) par amincissement crustal^[184].Une sédimentation post-rift (trilogie valaisanne^[63]) se dépose ensuite dans le bassin (Barrémien à Crétacé tardif) mais n'est pas présente dans le massif du Chablais^{[note 21]}. Par ailleurs, la transition Jurassique-Crétacé se traduit généralement par une baisse du niveau marin et l'installation d'environnements peu profonds à lagunaires (faciès purbeckien) mais n'est pas enregistrée dans les nappes du massif du Chablais^{[note 22]}. La hausse du niveau marin reprend ensuite très rapidement et de manière plus importante que lors du Jurassique. Elle entraine l'ennoiement de la plateforme néritique briançonnaise avec des accumulations de calcaires pélagiques siliceux riches en radiolaires. La mise en place de dépôts équivalents dans le Pré-piémontais montre une uniformisation sédimentaire^[117] à plus grande échelle ce qui pourrait aussi correspondre à une période de stase tectonique et de subsidence thermique^[84]. Enfin la présence de marnes sombres (black shales) dans les formations de l'Intyamon^[86] (Subbriançonnais) et de la Joux Verte^[117] (Pré-piémontais) indique l’occurrence d'évènements anoxiques océaniques du Cénomanien-Turonien (OAE 2) dans la Téthys alpine.

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Deux types de chevauchements peuvent être identifiés : les chevauchements principaux correspondent à des contacts tectoniques entre nappes tandis que les chevauchements secondaires délimitent des contacts entre écailles tectoniques d'une même nappe.

Les premiers se traduisent régulièrement par la présence de mélanges, autrefois dénommés « wildflysch » ou « flysch à lentilles »^[20]. Ces chevauchements n'affleurent pas car ils mettent en contact des séries sédimentaires formant des reliefs relativement mous (dolomie/cargneule du Trias, couches rouges et flysch crétacés à éocènes), tout comme les mélanges au rendu géomorphologique similaire. Dans la région d'Essert la Pierre, l'érosion des unités de la nappe de la Brèche permet d'exposer les unités sous-jacentes de la nappe des Préalpes médianes au travers d'une fenêtre. La carrière du Fenalet (Saint-Gingolph) est l'un des rares affleurements permettant d'observer un contact tectonique, en l’occurrence entre la nappe des Préalpes médianes plastiques (cargneule affilié à la Dolomie blonde du Carnien ou Norien) et la nappe des Voirons (grès du Fenalet de l'Éocène)^[35],[52].

Les chevauchements secondaires se rencontrent préférentiellement dans la nappe des Préalpes médianes où ils marquent une rupture dans le plissement de la nappe (nappe des Préalpes médianes plastiques)^[76] ou délimite un train d'écailles tectoniques (nappe des Préalpes médianes rigides). Dans le vallon d'Oche, un chevauchement secondaire localement suit le tracé de l'Ugine où il met en contact le Jurassique inférieur de l'écaille de Pelluaz avec le Jurassique supérieur à Éocène de l'écaille de la dent d'Oche.

Les décrochements accommodent des différences de contraintes auxquelles sont soumis les nappes du massif du Chablais. Ces plans de faille ont une orientation générale nord-sud et un déplacement variable. La majeure partie des décrochements identifiés sont situés dans la moitié nord où ils recoupent la nappe des Préalpes médianes plastiques. Ils sont responsables de plusieurs ruptures géomorphologiques dans l'alignement des reliefs.

Le plus important d'entre eux est le décrochement dextre de la Chapelle^[76] qui débute dans le val d'Abondance, au sud à la Chapelle-d'Abondance, puis transite vers le NNO par le vallon de Chevenne, le pas de la Bosse, remonte la combe de Bise puis transite par le col de Bise où il se perdrait^[185]. Pressenti par Alphonse Favre^[186] et décrit plus tard par Émile Peterhans^[187] ce décrochement a de nombreuses implications géomorphologiques. Il explique l'absence de prolongement vers l'est du mont Chauffé, l'isolement des Cornettes de Bise dont le synclinal perché est suivi vers l'ouest par des anticlinaux (dent du Chat)^{[note 23]}, ainsi que le vallon qui se prolonge depuis Bise jusqu'à la pointe des Pavis et qui interrompt l'anticlinal de Chillon (pointe de Bénévent). Sur le terrain il se manifeste entre autres par la mise en contact des séries triassiques et du Jurassique inférieur de l'anticlinal de Vernaz avec les calcaires du Jurassique supérieur du versant sud de l'anticlinal du Pas de la Bosse. Cette discontinuité s'observe aussi dans le vallon de Bise, où le versant nord de l'anticlinal du Pas de la Bosse met en contact les couches rouges avec les couches Jurassiques du flanc normal du synclinal des Cornettes de Bise. Le décrochement est accompagné d'un décrochement dextre et d'extension plus limité, décrochement de Mens, qui isole la pointe de la Bosse et explique l'apparition de parois sous la dent du Chat par la préservation de la voute de Jurassique supérieur. Il se poursuit au droit de la pointe de Bénevent. Le rejet horizontal est estimé à environ 1 400 m à hauteur du contact entre l'anticlinal du pas de la Bosse et celui de Vernaz tandis que le rejet vertical est estimé à 350 m entre les synclinaux de Bise et des Cornettes de Bise^[75].

Des décrochements au mécanisme équivalent sont aussi décrits ailleurs comme à la Plagne du Mont où il explique l'absence de continuité entre le mont Chauffé et le Jorat, matérialisé par l'accès au col de la Plagne du Mont, ainsi le changement d'orientation de la ligne de crête. Le col de Rebollion sous la dent d'Oche tient son origine de la présence d'un décrochement qui explique la rupture géomorphologique du vallon d'Oche avec la présence du château d'Oche dans son prolongement.

À l'image des autres reliefs préalpins, les falaises sont préférentiellement associées aux unités calcaires et notamment à la nappe des Préalpes médianes. Elles sont associées à des plissements ou des chevauchements et sont en conséquence généralement orientées selon un axe NE-SO. Les falaises les plus proéminentes sont celles réparties dans la moitié nord comme la dent d'Oche ou le mont Chauffé et correspondant aux calcaires du Jurassique supérieur. Dans la moitié sud, les falaises sont, à l'exception de quelques reliefs, moins marquées dans le paysage et d'un aspect plus hétérogène. Elles sont taillées dans la nappe de la Brèche que ce soit la Brèche inférieure (pointe de Marcelly, mont Brion, pointe de Vorlaz) ou la Brèche supérieure (roc d'Enfer, mont de Grange). Leur stratigraphie, constituée d'un empilement de bancs calcaire à bréchique et alternant parfois avec des intervalles schisteux, explique qu'elles soient moins visibles car partiellement couvertes de végétation. Enfin, quelques rares falaises sont creusées dans les flyschs des nappes supérieures des Préalpes et sont restreintes localement comme le versant nord-ouest de la pointe de Cercle ou sous les chalets de Lens.

• 
  Petite pointe de Piron (gauche) et barre rocheuse surplombant le lac de Tavaneuse et appartenant aux schistes ardoisiers de la nappe de la Brèche.
• 
  Détail de la falaise de la formation du Biot (nappe des Dranses) sous la pointe de Cercle. Les bancs présentent un pendage de 40° vers le sud-est.

Les karsts se rencontrent presque exclusivement dans les séries du Jurassique de la nappe des Préalpes médianes où plusieurs cavités sont répertoriées. Ce réseau karstique sert aussi d'écoulement souterrain et explique les nombreuses pertes (lac de Darbon, lac de Pététoz) et résurgences. La grotte du Baré est la seule cavité naturelle du massif du Chablais où une présence humaine préhistorique est relevée. À la pointe d'Ireuse, plusieurs cavités karstiques verticales ont servi de stockage de neige pour approvisionner les alpages en eau l'été. Quelques cavités naturelles sont aussi répertoriées dans la Brèche inférieure de la nappe de la Brèche (Montriond).

À l'image des chaînes plissées d'avant-pays, le massif du Chablais est constitué d'un alignement de plis dont la surface axiale est orientée est-ouest selon un arc de cercle. La nappe des Préalpes médianes plastiques et la nappe de la Brèche structurent l'ensemble des plis. Les nappes supérieures des Préalpes ont été plissées conjointement avec les nappes sous-jacentes tandis que la nappe des Voirons décrit un pli conique ouvert^[188]. Les plis sont concentrés dans la moitié nord et s'étendent jusqu'au pli frontal de la nappe de la Brèche. Au-delà, la nappe des Préalpes médianes rigides est constituée d'un ensemble d'écailles plus ou moins isoclinales et par la synforme de la nappe de la Brèche. Ce sont pour la plupart des plis non-cylindriques dont la longueur n'excède pas quelques kilomètres et se relaient sur toute la largeur du massif du Chablais. Dans la nappe des Préalpes médianes plastiques, ce sont les calcaires du Jurassique supérieur qui contrôlent la géométrie des plis, au point que certains sont vraisemblablement faillés en profondeur pour accommoder la déformation de l'épaisse dalle calcaire du Jurassique supérieur. Lorsque le cours des rivières présentent un cheminement plus ou moins sud-est - nord-ouest (Dranses et Brevon), le recoupement des plis façonne des cluses qui sont régulièrement dissimulées par la forte couverture forestière.

Parmi les plis notables, on distingue du nord au sud :

• le synclinal perché des Mémises : ce pli est bien visible depuis le mont Baron et dans une moindre mesure depuis le mont César. La trace axiale présente un cintrage vers le nord qui se manifeste par la présence de failles normales listriques sur la paroi nord pour accommoder la déformation^[189]. La dalle calcaire peut par ailleurs être traversée dans son épaisseur par le col de Petuis au nord ou par l'intermédiaire d'une échelle au sud ;
• le synclinal perché des Cornettes de Bise : ce pli est particulièrement mis en évidence par la présence de Couches Rouges pincés au cœur du pli. Le pli est par ailleurs déjeté vers le nord ce qui fait que le sommet des Cornettes de Bise se trouve sur le flanc renversé du pli ;
• l'anticlinal de la pointe d'Autigny : il s'agit de l'un des plis les mieux visibles dans le paysage grâce à sa taille et sa voûte calcaire du Jurassique supérieur qui ressort bien tandis que son cœur en Jurassique inférieur est largement dissimulé par la végétation. Contrairement aux précédents plis, celui de la pointe d'Autigny constitue l'une des cluses de la Dranse d'Abondance en rive droite. Son pendant en rive gauche n'est cependant pas visible en raison d'une plus forte couverture forestière ;
• l'anticlinal frontal de la nappe de la Brèche (ou anticlinal du roc d'Enfer) : il constitue le pli le plus méridional que l'on peut observer dans le massif du Chablais et se distingue par son appartenance à la nappe de la Brèche. Sa charnière est en grande partie démantelée et seuls les flancs du plis demeurent visibles, laissant apparaitre les séries plus jeunes (combe de Graydon, région de Sommand) voire le toit de la nappe des Préalpes médianes (Essert-la-Pierre). Elle est uniquement visible au roc d'Enfer et l'on peut l'observer depuis l'extrémité ouest de la combe de Graydon ou la pointe d'Uble.

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  Vue depuis le mont Baron sur le synclinal perché des Mémises. La géométrie de la falaise est plus accentuée que ne l'est la géométrie du pli. Les couches sont plus horizontales et l'érosion a surcreusé la charnière du pli formant un vallon encaissé.
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  Vue depuis la pointe des Fires sur le synclinal déjeté et perché des Cornettes de Bise. Rh : Rhétien, Ji : Jurassique inférieur indifférencié, Si : Sinémurien, He : Hettangien, Jm : Jurassique moyen, Js : Jurassique supérieur, Cs : Crétacé supérieur à Éocène, D. Chap : décrochement dextre de la Chapelle d'Abondance.
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  Vue depuis la pointe de la Croix sur l'anticlinal d'Autigny. E : éboulis, Ji : Jurassique inférieur, Js : Jurassique supérieur, Cs : Crétacé supérieur à Éocène, E_FM : flysch éocène des Médianes et C_FH : formation du Biot (flysch à Helminthoïdes) de la nappe des Dranses.

L'essentiel des ressources naturelles exploitées se concentre sur le pourtour du massif du Chablais et notamment le Bas-Chablais. Seuls font exceptions les ardoisières et quelques mines de charbon qui sont situés au coeur du massif. Cette distribution s'explique par la plus grande facilité d'accès aux gisements et à une exportation plus aisée vers les sites de consommation. Plusieurs de ces ressources (charbon, grès et gypse) ne sont plus exploitées et les sites d'extraction font parfois l'objet de mesures de protection (meulières du mont Vouan). Il faut aussi rajouter l'exploitation de la « houille blanche » (hydroélectricité) organisée autour de l'usine de Bioge ou exploitée localement par des petites centrales hydroélectriques.

De l'ambre a été identifié dans les collines d'Allinges^[190] (nappe des Voirons). Ces nodules dispersés dans les bancs de grès et les intervalles marneux charbonneux sont décrits pour la première fois par Gabriel de Mortillet en 1863^[191] et sont dénommés « allingite » dès 1894^[192]. L'allingite présente une coloration variable depuis le jaune clair au brun foncé en passant par des teintes orangées, elle est transparente à translucide. Les nodules sont relativement fragiles et ont tendance à être régulièrement fendillés ce qui les rend inappropriés pour la taille. Ainsi, les perles en ambre identifiées dans une nécropole découverte à Douvaine^[193] (15 km à l'ouest) ne semblent pas être de l'allingite. Aucun fossile d'invertébré n'y a été découvert mais les débris organiques sont nombreux^[194]. L'ambre est considéré ici comme allochtone car produit sur la terre ferme puis transporté jusqu'à son milieu de dépôt définitif en milieu marin.

Les premières analyses^[192] révèlent l'absence de bornéol, d'acide succinique et d'acide abiétique et une forte teneur en souffre ce qui la place dans le groupe des retinites (en)^[195]. Le spectre infrarouge montre des différences avec celui de l'ambre de la Baltique^[194],[196] et désigne les Pinaceae comme source de l'ambre. Le degré de maturation de l'allingite semble aussi plus élevée que celui de l'ambre de la Baltique d'après la spectroscopie Raman. Sa couleur de fluorescence est blanc verdâtre sous un rayonnement UV à ondes longues (365 nm) et blanc jaunâtre sous des UV à ondes courtes (254 nm)^{[197],[198],[note 24]}. Sa densité est estimée à 1,076 et son point de fusion à 300 °C.

De nos jours, le gisement est épuisé en raison d'une extraction abusive et seuls de rares pointements de nodules sont rapportés comme à Saint-André-de-Boëge^[199]. Cette résine fossile est cependant signalée dans les unités équivalentes de la nappe du Gurnigel^{[198],[200],[201]} sous le terme de « planfayonite »^{[note 25]} en référence à la localité de Planfayon (canton de Fribourg) où les gisements ont été identifiés^[194],[202]. Ces nodules se distinguent par la présence de restes de diptères, d'hyménoptères et de plantes à feuilles caduques qui témoignerait d'une forêt en zone humide^[200]. Sa composition chimique est très proche de celle de l'allingite et possède donc la même origine botanique^[194],[195].

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 aussi auparavant sur Montriond et Châtel^[203]. 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.

Les ardoisières de Châtel sont concentrées sous les falaises surplombant le hameau de Très les Pierres (46° 14′ 56″ N, 6° 48′ 05″ E). Elles sont délimitées par la cascade de l'Essert en amont et le réservoir du ruisseau de Sous les Nants en aval. Les premières traces écrites d'activité remonte à 1867 durant lequel six exploitations sont répertoriées et d'autres, plus anciennes, sont abandonnées. Le banc exploité mesure 2,50 m d'épaisseur et les galeries s'enfoncent jusqu'à 100 m de profondeur dans la roche dans certaines galeries. L'activité d'extraction s'interrompt brutalement le 30 avril 1986^[204], vers 14 h, à la suite d'un écroulement d'un pan de la falaise dont le volume est estimé à 10 000 m³ et qui a obstrué l'entrée de plusieurs galeries. L'instabilité de nombreuses masses et l'absence de purge dans la falaise entraine la fermeture immédiate et définitive des ardoisières par sécurité, et dont seulement trois étaient encore exploitées. Ces instabilités sont liées à la présence de nombreuses fractures dans la roche que l'on retrouve aussi dans les galeries. De précédentes chutes de blocs ont aussi été signalés au début du siècle et dans les années 1970. Outre la falaise, les galeries présentent aussi des instabilités, particulièrement dans les 25 premiers mètres, au niveau du toit ou des remblais qui servent de soutènement. Le volume total des ardoises extraites est estimé à environ 35 millions de m³, tout en considérant que les déchets représentent environ 50 % des volumes extraits dont une partie fut utilisée comme remblais ou matériaux de confortement des galeries.

Les ardoisières de Montriond sont situées sur le versant nord de la montagne de Serrausaix, en amont du lac de Montriond. Sept cavités ont été creusées le long du chemin menant de la cascade d'Ardent au col de Joux, au lieu-dit les Vautérans (46° 12′ 44″ N, 6° 45′ 21″ E). L'ensemble des carrières est aujourd'hui abandonnée en raison notamment de risque d’effondrement.

L'exploitation des ardoisières de Morzine débute au XVIII^e 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)^[205] 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^[205]. Cet « or gris » va ainsi représenter une importante manne financière dans la vallée mais aussi occasionner des risques comme les écroulements survenus le 2 mars 1873 et le 3 septembre 1892^[205]. 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^[206].

Plusieurs bancs utiles sont exploités à Morzine^[203] :

• 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.

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^[207]). 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^[208]). 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^[209]. 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^[209].

Les olistolithes carbonifères du mélange infra-préalpin à Taninges ont fait l'objet d'exploitation. Cinq mines sont répertoriées sur la feuille de Samoëns - Pas-de-Morgins^[72] qui ont été exploitées de manière artisanale durant le XIX^e siècle par Madame de Warens, mais leur exploitation serait plus ancienne et elles étaient déjà exploités en 1787^[186]. Elles sont regroupées le long du Foron, en amont de Taninges, à hauteur du hameau d'Avonnex. Deux bancs de charbons ont été identifiés de 40 et 80 cm d'épaisseur^[210] mais Gabriel de Mortillet mentionne plusieurs couches atteignant 1 à 1,5 m d'épaisseur^[211]. Ils correspondent à des intervalles de schistes charbonneux^[164] séparant les bancs de grès d'âge pennsylvanien^[159]. Le gisement n'est cependant pas considéré d'un grand intérêt industrielle^[212] et s'avère surtout connu pour ses plantes fossiles.

Les couches à Mitylus (nappe des Préalpes médianes, Jurassique moyen) ont localement fait l'objet d'exploitation de charbon ou de houille dans plusieurs localités au XIX^e siècle. La consommation de charbon des forges et fours (briques, tuiles, chaux) de l'industrie installée sur les rives du Léman ainsi que la navigation à vapeur sur le lac motivent leur extraction. Elle permet aussi 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. L'activité d'extraction se focalisait en été lorsque les paysans montaient aux alpages avec leur troupeau tandis que l'acheminement en vallée s'effectuait en hiver.

Les couches à Mitylus comportent de nombreuses couches charbonneuses^[37] qui décrivent un environnement de marais côtier. Léon Moret étudie les charbons du gisement de Vacheresse^[212] et en conclut qu'il est de bonne qualité avec 81,47 % de carbone et le décrit même comme « surpassant les meilleurs de France » tandis que Gabriel de Mortillet considère les charbons du Chablais comme « d'excellente qualité »^[211]. On recense les mines suivantes :

• la mine de la Fogière/Centfontaines (46° 18′ 12″ N, 6° 41′ 02″ E^[213]) à Bonnevaux. Les couches ont une épaisseur qui oscille entre 18 cm et 1 m d'épaisseur^[212] ;
• la mine de Darbon^{[note 26]} (46° 19′ 39″ N, 6° 43′ 38″ E^[216]) dans le vallon éponyme sur Vacheresse. La couche ferait 1 m d'épaisseur et se situerait « à fleur de terre »^[212]. L'entrée de la mine s'est ensuite effondrée et un léger talweg dans le paysage permet d'identifier son tracé^[216]. Elle est depuis recouverte partiellement par des éboulis provenant d'un éboulement qui a eu lieu en début d'année 1995 ;
• la mine de la Callaz (http://tools.wmflabs.org/geohack/geohack.php?language=fr&pagename=G%C3%A9ologie_du_massif_du_Chablais&params=46.328891_N_6.795312_E_⁠46° 19′ 44″ N, 6° 47′ 43″ E^[217]) à La Chapelle-d'Abondance. Creusée sur le versant sud des Cornettes de Bise aux chalets Toper^{[note 27]}, elle se situe à plus de 2 000 m d'altitude et son entrée s'est depuis effondrée^[217]. Les couches ont une épaisseur comprise entre 15 et 45 cm^[212] ;
• la mine à Novel sous la dent d'Oche^[218] ;
• la mine de Combres (http://tools.wmflabs.org/geohack/geohack.php?language=fr&pagename=G%C3%A9ologie_du_massif_du_Chablais&params=46.332202_N_6.802951_E_⁠46° 19′ 56″ N, 6° 48′ 11″ E^[219]) au col de Chaudin sur Vouvry, en Valais^[220]. Elle présente aussi la particularité de se situer à environ 2 000 m d'altitude.
• Une mine est aussi décrite à la combe de l'Orsay sur les hauteurs de Bise^{[note 28]}.

Horace Bénédict de Saussure décrit lors de son voyages dans les Alpes^[221] en 1779 la présence de plusieurs mines fournissant un charbon d'excellente qualité et dont la plus importante se situerait au-dessus des chalets de Bise. Une première tentative d'extraction à la mine de Darbon est menée en 1791 par des immigrés français alors que le territoire fait partie du royaume de Sardaigne mais est rapidement interrompue par l'occupation française en 1792^[222]. La mine des chalets Toper est découverte par le minéralogiste Claude François Delafaye en 1823^[218] et une concession est obtenue le 4 octobre 1825 à Delafaye et Dessaix^[223]. Un filon de 35 à 40 cm d'épaisseur est exploité, coincé entre deux bancs calcaires et entrecoupé par des « filons de terre noire »^[224]. La mine de la Fogière obtient ensuite une concession le 28 avril 1840 aux ayant-droits de Saint-Victor et de Gallay^[223], celles de Neuten (Novel) sous la dent d'Oche, le 6 février 1858 à M. Crouy-Chanel^[223] et enfin celle de Darbon, le 9 juillet 1839 à Madame Châtillon^[218],[223]. Cette dernière produit jusqu'à mille tonnes de charbon par an à partir d'un filon de 20 à 30 cm de « bonne houille »^[224]. La mine de Combres est décrite par Philippe de La Harpe^[225] puis par Alphonse Favre^[186]. Ce dernier décrit aussi la mine d'Arbon (sic) et reprend la coupe stratigraphique qu'Élie de Beaumont avait réalisé précédemment^[226]. L'analyse de sa houille indique un pouvoir calorifique de 5 018 calorie proche des 6 000 à 6 500 calorie des houilles de la région de Saint-Étienne^[227].

La durée d'activité de ces mines demeure cependant courte. Les difficultés d'accès et de transport entrainaient notamment un coût de revient trop élevé pour pérenniser l'activité^[223], auquel se rajoute la dislocation tectonique des niveaux de charbon^[75]. La mine de la Callaz est revendue en 1829 puis cesse son activité en 1850 en raison des difficultés d'accès à la mine inhérente à son altitude^{[224],[note 29]}. Celle de Darbon est reprise en 1848 mais est finalement abandonnée en 1853 car elle ne permettait pas de payer les frais d'exploitation^[224]. La mine de Combres n'aurait été exploitée que dans les années 1850-1860 puis abandonnée à la suite de l'arrivée du chemin de fer qui facilita l'importation de charbon étranger à bas coût^[228]. Plus aucune concession n'est ainsi en activité vers 1864.

Un petit filon de lignite fut exploité vers Armoy par le baron Saladin de Lubière^[223], exploitant de la plâtrière d'Armoy. Le gisement se situait en rive gauche de la Dranse dans les dépôts glaciaires quaternaires des terrasses de Thonon^[229]. Il s'agissait d'une couche de 1,5 m d'épaisseur de 300 m de long, constituée notamment de bois fossile et de « cônes de sapin » peu altérés. Le filon a été complètement exploité dans les années 1860 et a depuis disparu. Il servait à alimenter les fours pour la cuisson du gypse malgré sa mauvaise qualité^[223]. Des recherches pour l'extraction de charbon ont aussi été entreprises sur Féternes, au lieu-dit Cusy, au XIX^e siècle^[230].

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, le pavage des routes ou les bordures de trottoir^[19]. L'extraction s'est focalisée sur le flanc nord-ouest des Voirons où plusieurs carrières ont été exploitées à Bons-en-Chablais et Saxel (route départementale 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.

Les blocs de la nappe des Voirons sont facilement reconnaissables par la présence de figures sédimentaires (laminations plan parallèles ou rides de courant) ou par leur texture grossière et massive. Les grès présentent aussi la particularité d'avoir une auréole de corrosion qui confère à la roche une patine beige clair tandis que le cœur de la roche, non altéré, demeure bleu-gris.

La seconde activité est liée à la production de meules et demeure plus marquée dans le paysage. Les sites d'extraction sont concentrés dans le conglomérat du Vouan qui offre des bancs de grès massifs et métriques nécessaires à la taille des meules. Ils sont concentrés au mont de Vouan mais quelques sites sont aussi présents sur le versant sud-est des Voirons où elles font l'objet d'un classement aux monuments historiques depuis respectivement le 11 mars 2009^[231],[232] et le 5 février 2009^[233] car elles constituent le plus important site d'extraction de meules des Alpes. D'autres meulières ont aussi été identifiées aux collines 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.

La taille des meules impose au préalable de dégager la forme circulaire des meules puis de creuser pour obtenir l'épaisseur souhaitée. La meule était enfin dégagée du substrat rocheux en plantant des pieux en bois à l'arrière puis en les imbibant d'eau pour les faire gonfler. Les meules étaient extraites en file indienne formant ainsi d'importants tubes encore visibles de nos jours. Les meulières ont été exploitées depuis le Moyen Âge pour soutenir une soutenir une consommation à base de céréales, importante à l'époque. L'activité cesse au début du XX^e siècle avec l'arrivée du chemin de fer et la concurrence des meules du bassin parisien moins chères. Elles ont depuis fait l'objet de plusieurs chantiers de fouilles archéologiques menés par le laboratoire de recherche historique Rhône-Alpes (Larhra) de l'École normale supérieure de Lyon^[234].

Les quartzites triasiques du mélange infra-préalpin ont été exploités à la carrière de Sous-le-Rocher (46° 06′ 44″ N, 6° 34′ 37″ E), dans la région de Taninges^[164],[212]. Ils servaient à alimenter les besoins en silicium des usines électrochimiques du Giffre qui furent en activité jusque dans les années 1980.

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. On trouvait ainsi de nombreuses carrières de gypse sur les communes de d'Armoy, Lyaud, Reyvroz, Féternes et La Vernaz^[224]. 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^[235] et subit de plus en plus la concurrence des productions suisses, notamment de Carouge^[224].

Plusieurs anciens morzinois font état de l'existence d'un gisement d'étain qui aurait été exploité vers 1750. Il serait confirmé par la présence d'ustensiles en étain détenus par ces mêmes habitants. Une mission de reconnaissance fut entrepris par le BRGM en 1956^[236], sur la base de résultats de prospection en radiesthésie par l'abbé Bouly qui prétend avoir retrouvé le gisement vers 1940.

Le gisement se situerait sur le plateau de Belle-Mouille (46° 08′ 53″ N, 6° 41′ 55″ E) au sud-ouest du hameau Les Grands Prés, en descendant du col du Ranfolly. Il serait ainsi localisé dans la formation des Perrières (nappe des Gets) dont les olistolithes de granite sont des gîtes potentiels pour l'étain. Un sondage de 11 m de profondeur est entrepris vers 1943 à l'emplacement indiqué par l'abbé Bouly mais ne fournit aucun résultat probant. L'analyse par le BRGM des sédiments issus des déblais de ce forage n'ont relevé aucune trace de cassitérite, de même qu'aucun cas de minéralisation n'est recensé dans les environs. Les auteurs en concluent : « Qu'une fois de plus la crédulité dans la vertu divinatoire de la radiesthésie a conduit à des dépenses totalement injustifiées » (p.6)^[236]. L'absence de gisement d'étain est par ailleurs corroborée par l'absence de mention d'une mine d'étain dans les travaux du XVII^e siècle au début du XX^e siècle^{[186],[221],[237],[238]} ou lors de travaux plus récents sur la nappe des Gets^[144],[239].

Une tentative d'extraction d'or fut entrepris au col de Cou au XIX^e siècle sur la base d'une histoire où des moines s'occupant d'un hospice et d'une chapelle au col auraient découvert quelques pépites d'or sur le versant suisse. Des Suisses sont les premiers à tenter d'extraire de l'or dans les années 1850. Ils sont suivis par quatre Stéphanois vers 1890. L'exploitation cesse définitivement quelques années plus tard à la suite des difficultés d'exploitation et de la mort de l'un d'entre eux. La présence d'or dans cette zone est peu crédible en raison de la nature géologique du soubassement constitué d'un mélange helvétique et de flysch qui ne sont pas connus pour être des gîtes pour l'or. La création d'un lac artificiel en 1981, en contrebas du col de Coux, côté français, conduit les autorités à le nommer en référence à ces tentatives infructueuses d'extraction d'or.