La sortie du 28 septembre 2013 en Moyenne Vilaine Voyage en Moyenne Vilaine Sortie animée par Jean Plaine, Université de Rennes 1  Cette sortie s’inscrit dans la foulée de la parution de « Géotourisme en Ille-et-Vilaine ». Elle vise à faire découvrir certains des sites qui sont présentés dans cet ouvrage, plus particulièrement ceux qui sont proposés dans les synclinaux paléozoïques du sud de Rennes, entre Semnon et Vilaine. Le parcours et les arrêts (fig.1) Fig.1 – Le parcours avec situation des arrêts Arrêt n°1 – Le Tertre Gris (Poligné-Pancé)     La route qui relie Poligné à Pancé (D 47) est tracée au sommet d’une butte topographique au pied sud de laquelle coule le Semnon, affluent de la Vilaine, qui y dessine une large boucle dans des terrains plus tendres. C’est le Tertre Gris qui doit vraisemblablement son nom à une transformation de « Tertre Christ », même si une des variétés de roches qui le constitue est effectivement de couleur grise. Un peu avant Pancé, une éclaircie dans la forêt signale la présence d’un large belvédère. Dans le cadre de l’aménagement d’un sentier d’interprétation dans le Tertre, un pupitre (fig.2) y a été mis en place donnant une description globale du paysage vers le sud et proposant sous forme de trappes à ouvrir, différentes lectures de ce paysage à la lumière de différentes branches d’activité (agriculteur, géographe, géologue….). Ce site et le sentier de découvertes ont été inaugurés le 16 septembre 2006. Fig.2 – Le pupitre d’interprétation au Belvédère A pied, aller vers Poligné et après une centaine de mètres prendre le sentier qui descend à gauche (balisage) (fig.3). Fig.3 – Direction le « volcan » Aussitôt on rencontre la roche qui constitue l’ossature du Tertre Gris, à savoir un grès blanchâtre parcouru de nombreuses veines de quartz blanc. Il s’agit du sédiment le plus récent de la région, daté du Silurien, et qui se range dans la Formation de Poligné présente au cœur d’une petite unité synclinale. Un peu plus loin, on trouve une petite zone d’extraction dans laquelle les couches pluridécimétriques de grès sont subverticales. Après plusieurs centaines de mètres de parcours au long duquel le grès est toujours présent, le sentier rejoint l’Allée du Volcan que l’on prend à gauche pour rejoindre une plateforme puis un escalier qui descend vers le « Volcan ». Le pseudo-volcan On découvre alors, sur la gauche, des affleurements de mauvaise qualité d’une roche sédimentaire noire qui constitue la seconde variété de roches observables dans le Tertre (fig.4 & 5). Fig.4 – Les ampélites au-dessus du « volcan ». Fig.5 – Les ampélites à proximité du « volcan ». A la fin du 18ème siècle, un docte personnage, le professeur Danthon, crut lire dans ces couches de roches noires qui affleurent assez largement sur le Tertre Gris les manifestations d’un volcanisme. La légende était née, confortée plus tard par les fumerolles qui de temps à autre s’échappaient du sol (fig.12) et qui évoquaient, avec beaucoup d’imagination (« géopoésie »), un volcan italien ! En réalité ces roches sont des ampélites (du grec ampelos, vigne), sédiments argileux et siliceux, riches en matière carbonée et en sulfures, tachant les doigts, qui ont été un temps exploités comme abrasif sous le nom de tripoli et comme colorant pour griser les phosphates blancs du Maroc. Elles étaient également susceptibles d’entrer spontanément en combustion au contact de l’air en dégageant une chaleur intense. La roche se colore alors en rouge comme on peut aujourd’hui le voir à proximité de l’ancienne zone d’extraction qui fait office de « cratère » (fig.6). Fig.6 – Le « volcan »: ampélites et grès de Poligné Fig.7 – Discussion devant le « volcan » Alors que les grès ne le sont pas, les ampélites sont fossilifères, renfermant de nombreuses espèces de graptolites (du grec graphein, écrire), plancton marin organisé en colonies, dont on repère l’empreinte blanche sur les plaquettes de roche noire. Ces organismes permettent de placer les sédiments du Tertre Gris dans le Silurien, autour de 435 millions d’années. Le milieu de dépôt de ces roches est particulier dans l’histoire sédimentaire paléozoïque puisqu’il correspond à un milieu marin éloigné des influences océaniques dans lequel l’absence de circulation verticale empêchait l’oxygénation de l’eau et facilitait la conservation de la matière organique accumulée sur le fond.   Photo prise au moment de la combustion spontanée des ampélites vers 1920. Descendre jusqu’au Semnon. Prendre le chemin sur la gauche, passer devant « le souterrain », trou de recherche pour l’ampélite, d’anciennes carrières puis remonter vers Pancé. Le pierrier Un peu plus loin apparaît sur la gauche un puissant éboulis de blocs de grès de la Formation de Poligné qui forme une tache claire dans le paysage car la végétation a du mal à s’installer sur ces éléments instables (fig.8 & 9). Cet ensemble de blocs a longtemps été compris comme les rebuts d’une zone d’exploitation située en amont mais il semble qu’il s’agisse plutôt d’un pierrier ou éboulis de pente appartenant aux formations périglaciaires. Résultant de l’éclatement de la roche sous l’action répétée du gel et du dégel il s’est formé durant les épisodes froids du quaternaire qui se sont succédés depuis plusieurs centaines de milliers d’années. Fig.8 – Le pierrier Fig.9 – Exploration au pied du pierrier Ce type de pierrier, appelé pierrier de plaine, qui existe ça et là sur les derniers reliefs de la chaîne varisque, est assez commun en Basse Normandie [ex : la Vallée de Misère dans les Alpes mancelles], mais par contre semble peu répandu, ou du moins méconnu, en Bretagne. Signalons cependant ceux de la Butte de Malvran en Saint-Aignan (56) et de Lan Vojo en Saint-Gelven (22). Les blocs anguleux de grès de Poligné apparaissent granoclassés, les plus volumineux se trouvant à la partie inférieure du pierrier, la taille décroissant plus on monte sur la pente. Comme partout, ils montrent de nombreuses veines de quartz (fig.10&11), parfois rectilignes, parfois moins organisées ainsi que de nombreuses fentes, parfois en échelon, toujours remplies de quartz blanc laiteux. Fig.10 – Bloc de grès de Poligné veiné de quartz. Fig.11 – Bloc de grès de Poligné avec

Compte-rendu de la sortie du 25 juin 2011 dans le bassin de Laval Voyage en Mayenne, dans le Carbonifère du bassin de Laval Sortie animée par Jean Plaine, Université de Rennes 1 et Dominique Guérin, Groupe spéléologique de Rennes Cette sortie, pour laquelle étaient présentes une vingtaine de personnes, se voulait un peu en dehors des pratiques habituelles de la Sgmb puisqu’elle était aussi destinée à nos amis spéléologues de la Mayenne, combinant ainsi la découverte du monde de la surface avec celle du monde souterrain. Présentation Le Synclinorium de Laval correspond à la partie orientale élargie d’une vaste unité sédimentaire paléozoïque qui parcourt le centre-nord du Massif armoricain, le Synclinorium médian armoricain (fig.1). Fig.1 – Situation du Synclinorium de Laval dans le Massif armoricain. Même si la sédimentation s’y étale du Cambrien au Carbonifère supérieur, cette unité est surtout remarquable par le développement des formations carbonifères qui y occupent une vaste surface et qui constituent plus précisément le Bassin de Laval. Son architecture actuelle est issue de l’orogenèse varisque, il y a environ 305 millions d’années. Les formations carbonifères y offrent une lithologie variée dans laquelle le fond sédimentaire détritique (conglomérats, grès, siltites) laisse localement place à de puissantes formations volcaniques, à d’importantes formations carbonatées ou encore à des passées charbonneuses (fig.2). Fig.2 – Extension des formations carbonifères dans le bassin de Laval. Ce bassin appartient à la famille des grands bassins mississipiens d’Europe occidentale. Installé à la limite entre deux blocs rigides, au Nord le « bloc mancellien » structuré au cadomien et au Sud le « bloc de Rennes » influencé par la tectonique varisque, son remplissage est initié en régime distensif dès le Dévonien supérieur et sera constamment contrôlé au cours du Carbonifère par le fonctionnement du Cisaillement Nord-Armoricain. La série sédimentaire carbonifère, dont la séquence de dépôt s’étage du Tournaisien basal au Serpukhovien (Namurien), donc de 360 à 320 Ma environ, comprend 4 formations principales qui sont, de la base au sommet (fig.3) : Fig.3 – Colonnes lithostratigraphiques des formations carbonifères du bassin de Laval. – la Formation de l’Huisserie, détritique terrigène, avec passées de houille et corps volcaniques fréquents; – la Formation de Changé, détritique, localisée dans la partie sud du bassin; – la Formation des Calcaires de Laval et de Sablé. Les calcaires de Laval surmontent la Formation de Changé et sont donc localisés au sud, alors que les calcaires de Sablé surmontent directement la Formation de l’Huisserie. – la Formation des Schistes de Laval qui marque le retour à une sédimentation détritique terrigène. Cette succession admet de fréquentes variations latérales de faciès avec, notamment, une opposition, aujourd’hui remise en cause, entre 2 domaines disposés de part et d’autre d’une « ligne » qui passe par le Nord de Forcé, La Cropte, le Sud de Saint-Loup-du-Dorat et qui se déduit de la répartition des calcaires de Sablé et de Laval. En fait, l’histoire de ce bassin est polyphasée, comportant 3 séquences qui sont: – une séquence basale terrigène qui correspond au stade d’initiation et d’ouverture du bassin ; – une séquence intermédiaire carbonatée qui correspond à l’installation d’une plate-forme carbonatée ; – une séquence sommitale détritique qui correspond à un fonctionnement en cisaillement entre les diverses branches du Cisaillement Nord-Armoricain (bassin en « pull-apart« ). Les carbonates (fig.4)      Les différents faciès du Calcaire de Laval correspondent à l’installation, au développement et à l’extinction de constructions récifales (biohermes) qualifiées de récifs waulsortiens (de Waulsort, ville de Belgique, dans la province de Namur). On peut considérer que les calcaires de Laval sont des mud-mounds (« montagnes de boue ») de type waulsortien avec faciès latéraux stratifiés associés (biomicrites crinoïdiques). Ils constituent en fait des lentilles récifales environnées de faciès périrécifaux isolées au sein de sédiments terrigènes. Le Calcaire de Sablé, surtout constitué de faciès bioclastiques, montre fréquemment des parties oolithiques qui sont courantes sur les plates-formes carbonatées des Bahamas actuelles. Dans l’ensemble, les associations coralliennes sont caractéristiques de milieux de plate-forme interne peu profonde. Le parcours et les sites (fig.5) Fig.5 – Tracé du parcours de Changé à Saulges avec position des différents arrêts. L’aventure débute à Changé sur le parking à proximité de l’église. À pied, partir à l’ouest en direction de Saint-Berthevin (D 561) pour, après une centaine de mètres et juste avant un garage automobile, s’engager sur la gauche dans un chemin balisé. 1- Chemin de la Châtaigneraie (Changé) Ce chemin est encaissé dans les grès calcareux et siltites ocres, fossilifères, à pendage sud, antérieurement connus sous le nom de « Grauwackes à Paléchinides », aujourd’hui rangés dans la Formation de Changé dont ils sont la localité-type (fig.6&7). Sur cet affleurement, les niveaux fossilifères (niveaux d’accumulation) sont riches en moules internes et externes de brachiopodes, tétracoralliaires, paléchininides, trilobites. Sur une épaisseur de près de 6 mètres existent des nodules de sidérite (carbonate de fer) dont les plus volumineux dépassent 30 centimètres. Fig.6 – Chemin de la Châtaigneraie, la « grauwacke » Fig.7 – Chemin de la Châtaigneraie, schistosité dans la « grauwacke » Revenir sur la route, reprendre la direction de Changé et au niveau du calvaire aller à droite sur la route (dangereuse !) qui mène à Laval. Poursuivre sur plusieurs centaines de mètres avant de rejoindre une petite zone de stationnement. Là, monter sur la droite par une petit sentier qui permet de rejoindre la carrière depuis plusieurs années laissée à l‘abandon. 2- Carrière de la Coudre (Changé) Aménagée en paroi d’escalade, cette ancienne carrière expose les Calcaires de Laval. On y voit des bancs peu épais de calcaire bleu-noir massif à crinoïdes et bryozoaires séparés par des interbancs silteux. L’ensemble, fortement redressé (belle surface structurale) (fig.8 à 10), est intensément schistosé (fig.11). Des filons de calcite sont reconnaissables sur le front de taille perpendiculaire aux bancs (fig.12). Fig.8 – Carrière de la Coudre, front de taille Fig.9 – Carrière de la Coudre, surface de banc (vue rapprochée) Fig.10 – Carrière de la Coudre, surface de banc. Fig.11 – Carrière de la Coudre, relation schistosité/stratification. Fig.12 – Carrière de la Coudre, calcite  Revenir à Changé par le parc qui borde la Mayenne, prendre le véhicule pour, au

Compte-rendu de la sortie du samedi 16 Octobre 2010 dans la région de Riantec Le bassin tectonique du bas Blavet Sortie animée par Bernard Hallégouët, Université de Bretagne occidentale (UBO, Brest) Arrêt n°1: La Falaise Arrêt n°2: Gâvres (Hélas les photos ne sont plus disponibles) Arrêt n°3: Kerouzine Arrêt n°4: Kerfaut, Plouhinec Arrêt n°5: Stervin, Riantec Arrêt n°6: Sterbouest

La sortie du 12.06.2010 dans le Léon (Finistère)         La coupe du Conquet et les éclogites du LéonSortie animée par M. Michel Ballèvre (Université de Rennes 1) Rendez-vous à la pointe Saint-Mathieu(commune de Plougonvelin, 20-25 km à l’ouest de Brest, direction le Conquet). Introduction de la géologie du secteur et départ de l’excursion. Le domaine du Léon peut être décrit comme un empilement de roches métamorphiques intensément déformées avec au nord les migmatites de Plouguerneau (datées de 330 à 340 Ma), séparées au sud d’un domaine central par la zone de cisaillement de Porspoder-Guissény. Le domaine central apparaît comme un antiforme (Figure 1) plongeant légèrement vers l’Est constitué de la base vers le sommet par les orthogneiss de Plounévez-Lochrist, les paragneiss de Lesneven qui contiennent localement des reliques éclogitiques dans des lentilles de roches mafiques, (le contact entre l’orthogneiss de Plounévez-Lochrist au cœur de l’antiforme, et les paragneiss de Lesneven les recouvrant, est considéré comme un chevauchement ductile, plissé ultérieurement), les micaschistes du Conquet qui sont localement intrudés par des granitoïdes (Pointe des Renards) et présentent localement des roches mafiques, l’orthogneiss de Brest, un granitoïde intrusif dans les schistes protérozoïques de l’Elorn. Fig.1 – Carte géologique simplifiée du domaine du Léon et coupe associée.  1: micaschistes du Conquet et de Penzé et roches basiques associées. 2: amphibolites de Lannilis. 3: gneiss de Lesneven et noyaux éclogitiques. 4: orthogneiss de Plounévez-Lochrist et Tréglonou. 5: migmatites de Plouguerneau. 6: micaschistes de l’Elorn. 7: orthogneiss de Brest. 8: formations paléozoïques (Dévonien inclus). 9: formations carbonifères (bassin de Morlaix),. 10: granites varisques,. 11: failles majeures. 12: chevauchements majeurs (d’après Rolet et al., 1994) En raison d’excellentes conditions d’exposition et de son orientation globalement N-S, la côte entre la Pointe Saint-Mathieu et Kerhornou est le meilleur endroit pour analyser une partie de l’antiforme au niveau de la zone sud du domaine du Léon, les unités tectoniques et leur géométrie y étant bien visibles. D’autre part, la coupe du Conquet donne à voir une portion de croûte continentale. Les différents arrêts Arrêt 1: petite crique à 300 mètres au Nord de la Pointe Saint-Mathieu – Gneiss de Brest Affleure une roche présentant une alternance de lits clairs quartzo-felspathiques et de lits sombres à biotite, litage d’origine métamorphique caractérisant une foliation. Constituée majoritairement de quartz, de feldspath, et de biotite, cette roche métamorphique est un gneiss dont la foliation présente une orientation N70° à pendage de 30° à 40° vers le sud, ainsi qu’une linéation d’étirement à faible plongement (environ 10°) vers l’est. Fig.2 – La crique près de la Pointe Saint-Mathieu Fig.3 – l’orthogneiss de Brest à la Pointe Saint-Mathieu Nature du protolithe La grande homogénéité de la roche à l’échelle de l’affleurement lui-même situé au sein d’un corps de grande dimension connu depuis Brest (environ 70 km de long pour 3 à 4 km de large), l’absence de structures d’origine sédimentaire, la présence d’enclaves de tailles diverses et notamment de roches plus basiques (de type diorite) allongées parallèlement à la foliation métamorphique témoignent d’une origine orthogneissique (même si on n’y rencontre pas d’yeux de feldspath) (Figure 3), c’est-à-dire d’un ancien granite déformé, plus exactement d’une ancienne granodiorite (Figure 4). Fig.4 – On distingue sur la photo ci-dessus quelques enclaves plus sombres parallèles à la foliation de la granodiorite. Âge du protolithe L’âge de cet orthogneiss a été beaucoup discuté. Les premières mesures de datation absolue donnèrent des âges précambriens par la méthode Rb/Sr avec des résultats proches de 700 Ma (690 ± 40 Ma, Adams, 1967, Rb-Sr sur roche totale). Les événements métamorphiques (mais aussi les percolations de fluide ou l’altération chimique) comptant parmi les perturbations capables de remettre à zéro l’horloge du couple Rb-Sr et constituant donc les limites du système employé, un contrôle de ce résultat par une seconde méthode utilisant un système plus résistant aux perturbations métamorphiques, le couple U/Pb sur des minéraux magmatiques extrêmement résistants les zircons, donna 460 ± 70 Ma (Deutsch et Chauris, 1965), puis quelques années plus tard 466±25 Ma (Cabanis et al., 1979, U-Pb sur zircon par dissolution).Cependant, les granites étant issus pour une part de la fusion mantellique et pour une autre part de la fusion de la croûte continentale, les populations de zircons granitiques sont d’origine hétérogène et peuvent avoir des âges individuels différents. Il a été montré d’autre part que les zircons sont des assemblages pouvant enregistrer plusieurs événements géologiques, avec dans chaque cristal un cœur ancien et des zones de croissance plus jeunes d’où la nécessité d’une étude de chaque zircon. La nouvelle méthode employée consiste à bombarder la surface du minéral grâce à un faisceau laser qui pulvérise et ionise les éléments ainsi que les isotopes extraits (ionisation ICPMS), ces derniers étant analysés ensuite au spectromètre de masse. Le dernier âge fourni pour l’orthogneiss de Brest stricto sensu est alors de 504 ± 15 Ma soit un âge cambrien moyen (Marcoux et al. 2009). Les autres orthogneiss du Léon, orthogneiss de Guilmilliau, orthogneiss de Landivisiau, eux-mêmes rattachés à celui de Brest, sont aussi datés du cambrien, respectivement à 512 ± 11 Ma et à 529+6,3/-4,3 Ma (Marcoux et al., 2009). Arrêt 2: Plage de Porz-Liogan (sur la route touristique entre la Pointe Saint-Mathieu au Sud et le Conquet au Nord) Fig.5 – la plage de Porz-Liogan. Fig.6 – l’amphibolite de Porz-Liogan. Les micaschistes à grenat et staurotide du Conquet affleurent aux deux extrémités de la plage (Figure 5). Mais au Sud de cette plage affleure une roche métamorphique basique foliée constituée d’alternance de lits très clairs de plagioclase (composés de bytownite ou de labrador) et de lits plus sombres d’amphibole verte (hornblende magnésienne). Il s’agit d’une amphibolite (lesquelles sont en général à grains plus fins et beaucoup plus sombres) (Figure 6). La foliation est orientée N70° à pendage de 40° vers le sud et la linéation dans la ligne de plus grande pente. Des figures de cisaillement y sont également visibles (Figure 7). Positionnés sous l’amphibolite, présentant une foliation similaire, des gneiss assez clairs, riches en feldspaths et quartz, très déformés