La sortie du 18.10.2009 en baie de Saint Brieuc (Côtes d’Armor) Géologie et patrimoine géologique de la réserve naturelle nationale de la baie de Saint Brieuc Sortie animée par M. Guillaume et A. Ponsero Il s’agit d’une sortie de terrain dans le cadre de la clôture de l’Année Internationale de la Planète Terre Les différents arrêts Arrêt 1: Poudingues de Cesson En arrivant sur le site nous apercevons d’abord (première pointe) des poudingues polygéniques. En allant plus loin vers le sud (seconde pointe), on voit des poudingues monogéniques avec des galets de granitoïdes type trondhjémite. Ensuite nous avons vu les poudingues contenant les plus gros galets. C’est sur ceux-ci que des datations ont été faites donnant des âges aux environs de 650 Ma. Les poudingues polygéniques situés les plus au nord sont très déformés. Les conditions requises pour une telle déformation sont : une température de 500°C à 600°C et une pression correspondant à une profondeur de 10 kilomètres au moins. Arrêt 2: l’Hôtellerie Nous sommes maintenant au cœur de la réserve à l’Hôtellerie (non loin de la Maison de la Baie où sont basés les gestionnaires). Nous avons d’abord regardé la falaise quaternaire : la partie inférieure s’est mise en place sur les terrains briovériens redressés à la verticale et nivelés (tufs volcaniques schistosés) entre -300.000 et -120.000 ans. Une zone de cailloutis installée sur le dépôt précédent (surface nivelée avec fentes de gel datée vers -20.000 ans) débute une partie récente. Il y a donc ici une importante lacune. Cette falaise est certes très photogénique…mais on peut se demander pour combien de temps, vu les éboulements très fréquents qui l’affectent ! Comme à l’arrêt 1, les métasédiments briovériens (tufs volcaniques schistosés avec parfois des niveaux plus grossiers) apparaissent ici aussi verticalisés et plissés (nombreuses charnières de plis visibles). En allant vers le nord, nous avons observé une zone de poudingues polygéniques (dans le prolongement de ceux de Cesson de l’autre côté de l’anse d’Yffiniac) avec des galets de petite taille et très déformés. Pour terminer nous examinons un filon de dolérite avec altération en boule (qui est des plus photogéniques !). Arrêt 3: l’anse de Lermot Nous rencontrons d’abord des grosses boules riches en fer qui proviennent d’une ancienne carapace latéritique. Dans les métasédiments briovériens des laves en coussin ont été aperçues en deux endroits : des coussins de petite taillle d’abord puis de coussins de grande taille ensuite (répérées dans la falaise par Pierre Jegouzo). Arrêt 4: St-Maurice et l’estuaire du Gouessant Sous la pointe où a été édifiée la chapelle, une trondhjémite fracturée et plus ou moins altérée rappelle les galets des poudingues monogéniques de Cesson (même type de roche et même âge). La formation de Morieux est formée ici de diorites rappelant beaucoup celles du Fort la Latte. Des filons de type basalte les traversent en plusieurs endroits. Arrêt 5: Jospinet Voici en arrivant sur le site comment apparaît le contact Briovérien d’Erquy (roches sombres à gauche) et la trondhjémite (niveau clair tout à fait à droite). Nous essayons de reconnaître les formations sur lesquelles Jean Cogné s’est basé pour définir le Pentévrien. Ce qu’il a décrit comme étant à l’origine une arène nous paraît plutôt avoir été dès le début une brèche et les arénites présentes dans le niveau « basal psammite » de Roach ne sont pas très convaincantes pour Pierre Jegouzo. Arrêt 6: Port Morvan Les deux types de gneiss sont bien visibles. Gneiss quartzo-feldspathique de couleur claire et gneiss vert-sombre riches en chloritoïdes. Il est difficile de décrire les formations originelles (protolithe) vu le métamorphisme subi par les roches. Un filon de roche basique traverse à l’horizontal les gneiss : il pourrait avoir alimenté la formation d’Erquy (présente un peu plus loin sur l’estran). Texte: M. GuillaumeClichés: D. Guérin

La sortie du 12.09.2009 en Basse-Vilaine  Sortie animée par Pierre Jégouzo, Université de Rennes 1 Pointe de Pen Lan en Billiers: introduction de la géologie du secteur et départ de l’excursion. Observation des amphibolites à pyroxènes boudinées. Explication des modalités de mise en place des structures boudinées et du sens du cisaillement sub-horizontal en présence de nombreux spectateurs extérieurs. Gros grains d’albite en accord avec la foliation. Filon de microgranite injecté dans les amphibolites à la fin du processus de boudinage (ductile/fragile) et décroché par une faille dextre dont le décalage correspond à la distance entre les deux personnes. Examen minutieux des plis boudinées à axes sub-horizontaux…. Le Moustoir: Plis divers à axe EW contemporains de la déformation principale et NS tardifs. Leptynites de la Roche-Bernard (carrière désaffectée proche d’Arzal)  Cale de la vieille roche: gneiss migmatitique du Broël. Granite d’anatexie de Férel-Herbignac lité sub-horizontal lors de sa mise en place et figures d’altération dans les gneiss migmatitiques. La Roche-Bernard, rocher du Ruicard: phénoclaste feldspathique moulé par la foliation mylonitique donnant le sens du cisaillement (dextre) et linéation sub-horizontale liée à ce cisaillement. Orthogneiss de la partie occidentale de la nappe de Champtoceaux. Les phénocristaux pluricentimétriques (microcline maclé Carlsbad) sont moulés par la foliation gneissique. Texte: P. JégouzoClichés: T Aïfa, D. Guérin

La sortie du 21 Mars 2009 en Baie du Mont St Michel (Ille & Vilaine, Manche) Sortie animée parCatherine Bizien-Jaglin (Centre Régional Archéologique d’Alet), Chantal Bonnot (Laboratoire de Géomorphologie de Dinard – EPHE) et Jean Plaine (Géosciences-Rennes, Université de Rennes 1). Télécharger le résumé Les Cordons coquilliers de la Baie du Mont Saint-Michel Dans la partie occidentale de la baie du Mont-Saint-Michel entre Saint-Meloir-des-Ondes et Cherrueix (Ille-et-Vilaine), sur son domaine public maritime, se trouve un système morpho-sédimentaire original marqué par la présence de cordons coquilliers alignés parallèlement au trait de côte. Ils représentent une des spécificités géomorphologiques de la baie du Mont-Saint-Michel et sont reconnus comme les plus importants de France. Du fait de leur présence et de leur rôle induit de barrière littorale, les bancs coquilliers sont à la base d’un système complexe où s’alternent de nombreux habitats végétalisés caractéristiques des fonds de baie et des rivages estuariens. En arrière, des dispositifs lagunaires, fonctionnels uniquement à pleine mer en période de vives eaux, s’individualisent localement et peuvent présenter des végétations aquatiques d’eaux salées et des habitats de dépressions humides. L’ensemble de ces éléments morpho-sédimentaires permet l’expression de nombreux cortèges floristiques, et ce, de manière souvent très imbriquée. Un système complexe et dynamique La présence de cordons coquilliers sur le haut estran est liée principalement à l’action des houles qui se surimpose à l’action prédominante des courants de marée qui règlent la répartition des faciès sédimentaires dans la baie. Comme le montre la figure 2, dans la partie occidentale de la baie du Mont-Saint-Michel, les houles de Nord-Ouest pivotent autour de la pointe du Grouin de Cancale et atteignent seulement le rivage Sud de la baie compris entre Vildé-la-Marine et La Chapelle Sainte-Anne. Le déferlement des vagues provoque un affouillement du substrat vaseux et sablo-vaseux permettant de dégager et de mobiliser en surface les coquilles de bivalves présentes au niveau du bas et du moyen estran. Le matériel carbonaté, moins dense que le sédiment alumino-silicaté environnant mis en place par la marée, migre progressivement vers le haut estran où il forme des accumulations de sables bioclastiques. La morphologie générale des bancs se caractérise par une dissymétrie entre le versant interne à forte pente vers le rivage et le versant externe en pente douce vers la mer (Caline, 1982). Plusieurs types morphologiques de bancs coquilliers peuvent être distingués en fonction de leur position sur l’estran (Bonnot-Courtois et al., 2002): – Les bancs sableux d’estran (type C) très peu épais et d’une longueur moyenne de 100 mètres. Ils sont constitués de sables et de quelques coquilles entières et se déplacent de 10 mètres par an.– Les bancs de haute slikke (type B) en bordure d’herbus (= schorre) (hauteur moyenne de 1,8 mètre et longueur moyenne de 300 mètres) qui se déplacent de moins d’1 mètre par an.Ces bancs sont constitués d’un mélange de sables et de coquilles et présentent une pente douce vers la mer et plus abrupte vers la digue. Ils isolent généralement en arrière une dépression lagunaire.– Les bancs de schorre (type A) proches des digues, stables (moins de 50 cm par an) et recouverts par une végétation halophile de fond de baie. Ces bancs sont essentiellement formés de coquilles entières. La dynamique de ces bancs dépend de leur position sur l’estran : les bancs sableux qui sont en formation sur le bas et moyen estran sont fréquemment remaniés par les houles et migrent vers le haut estran à des vitesses de plusieurs dizaines de mètres par an. Lorsqu’ils atteignent les vasières du haut estran, colonisées par la végétation halophile, ils s’enrichissent en coquilles entières et prennent de l’amplitude. Leur migration vers le trait de côte se ralentit, avec des vitesses de déplacement de l’ordre de quelques mètres par an, car ils ne sont plus atteints que par les grandes marées. Ils forment alors une barrière littorale discontinue pouvant atteindre 2 mètres d’épaisseur et isolent, en arrière d’eaux, des milieux lagunaires à sédimentation très fine. A ce stade, les bancs coquilliers ne peuvent être remaniés et ne peuvent migrer sur le schorre qu’à la faveur de tempêtes conjuguées avec des pleines mers de vive-eau. Ces bancs sont donc relativement stables et des végétations pionnières peuvent coloniser leurs flancs. Ils peuvent être fragmentés en plus petites unités et être progressivement aplanis et incorporés à l’intérieur du schorre. Ils sont ensuite couverts d’une végétation littorale caractéristique (flore halophile et dunaire). Les cordons les plus anciens, situés plus près des digues sont totalement intégrés au schorre où ils sont colonisés par une végétation caractéristique de prés salés. Les cartographies successives de l’estran établies entre le Vivier-sur-Mer et Cherrueix témoignent de la rapidité de l’évolution géomorphologique des bancs coquilliers. La dynamique sédimentaire peut-être particulièrement active au niveau de la haute slikke et remodeler les bancs qui viennent buter contre la bordure de schorre. A titre d’exemple, la cartographie des bancs du Vivier-sur-Mer entre 1993 et 2001 montre que ces derniers se sont étalés sur le bas-schorre, perdant ainsi de l’altitude et voyant leur épaisseur diminuer (Bonnot-Courtois et Dréau, 2001). Les enjeux de conservation Le développement des cordons coquilliers dans la partie occidentale de la baie du Mont-Saint-Michel présente un intérêt remarquable par l’amplitude de leur extension (verticale et horizontale) et l’originalité de ces accumulations sédimentaires carbonatées sur le littoral français. De plus, ces environnements sédimentaires portent, sur des espaces relativement restreints, une grande diversité d’habitats caractérisée par des espèces à très forte valeur patrimoniale. Ces formations originales présentent donc des enjeux écologiques marqués, reconnus au titre du réseau Natura 2000, la baie du Mont-Saint-Michel étant concernée tant par la directive « Habitats-Faune-Flore » que par la directive « Oiseaux ».Les enjeux de conservation dans ce secteur concernent essentiellement le maintien de la fonctionnalité naturelle de ces milieux, de leur originalité géomorphologique et de leur richesse patrimoniale. Pour ce faire, la dynamique naturelle d’évolution des cordons ne doit donc pas être perturbée (Mary et Vial, 2009). Clichés: P. Jégouzo, M. Jonin Ce compte-rendu est une reproduction d’extraits de l’article « Les cordons coquilliers de

La sortie du 6-7.09.2008 à l’île d’Ouessant, Finistère Sortie animée par Jean-René Darboux, Université de Bretagne occidentale, Brest Samedi 06.09.2008 C’est par un temps pluvieux et maussade que nous avons pu subir la traversée « Le Conquet-Molène-Ouessant ». Après un petit « briefing », l’excursion a commencé sous la pluie et le vent, caractéristiques de l’île d’Ouessant. Arrivée époustoufflante sur l’île dans la tourmente des vagues et du vent, mais tout de suite travaux pratiques sur le premier site (1/1 sur la carte) à proximité du port du Stiff. La géologie d’Ouessant présente essentiellement des micaschistes et des granites cisaillés par une série de failles NE-SW à E-W (Fig.1). L’île est composée de 2 parties géologiques: nord (1/) et sud (2/). Le nord présente différents granites dont certains sont très déformés par un cisaillement ductile senestre. Ce cisaillement est antérieur à la mise en place de filons de microsyénite. Fig.1- Carte géologique de l’’île d’Ouessant avec les différents arrêts (1/1 à 1/8 dans la partie nord, 2/1 à 2/5 dans la partie sud) (Chauris et Hallégouet, 1994) « Trondhjémite » et pli dans des micaschistes (proche de l’arrêt 1/1). Il s’agit d’une puissante intrusion sodique à affinité trondhjémitique (Chauris, 1992) dans les micaschistes de la baie du Stiff (arrêt 1/1). La roche grenue, massive, renferme des panneaux de micaschistes parfois très déformés, présentant les uns le statut d’enclaves (ici plissées), les autres celui d’écailles insérées tectoniquement. Les gneiss migmatitiques et les micaschistes (1/2 sur la carte) de la pointe de Kadoran. Fig.2- Carte structurale d’Ouessant et relation avec la partie continentale, montrant le mécanisme de déformation ductile du granite par cisaillement senestre. Sur les granites déformés (plan C/S, arrêt 1/2) avec mélanges magmatiques à la pointe de Kadoran. A la pointe de Kadoran (arrêt 1/2), on distingue le granite gris, à grain moyen, présentant une structure composite associant plans de cisaillement C et plans de schistosité S, signant une déformation ductile en régime de décrochement senestre (cf Fig.2) dans la direction N70° des plans C. On note la présence d’une roche sombre, à grain fin, de composition granodioritique (Chauris, 1994) dont le statut (enclaves ou filons) pourra être discuté. Leucogranite de Lokeltas fracturé avec variation de granulométrie (arrêt 1/4). La baie de Béninou (arrêt 1/3) est creusée dans un granite à 2 micas, à grain fin à moyen, à l’orientation très fruste voire inexistante. Filon de microsyénite, boudinage et microplis entre les arrêts 1/5 et 1/6 En baie de Calgrac’h (arrêt 1/4), on y retrouve le granite de Kadoran, outre les caractéristiques structurales déjà observées à la pointe éponyme (1/2), ces affleurements livrent de nombreux indices en faveur d’un mélange magmatique. Dans le port Kenzi (arrêt 1/5), le granite de Kadoran très folié (au Nord) et celui de Néninou peu déformé (au Sud) sont séparés par une bande de gneiss et micaschistes, subverticale, d’une largeur de 100 à 200 m, qui s’allonge depuis Yusin, à l’Ouest, jusqu’à Kadoran, à l’Est, dans une direction WSW-ENE conforme à la structuration régionale. Paysages divers de l’île d’Ouessant. Entre vent (moulin) et matériaux de construction (plage à galets spectaculaire!). Dans le secteur du Créac’h (arrêt 1/6), le littoral NW expose un granite à 2 micas, assez grossier, qui arme l’unité septentrionale courant de Bac’haol à l’Est, à la pointe de Pern à l’Ouest, sur 8 km environ. Ce granite de Lokeltas (Chauris, 1994) très déformé sur les bordures N et S, en régime de décrochement ductile senestre, a fait l’objet de mesures radiométriques ayant livré des âges de 303 ± 5 Ma et 309 ± 5 Ma (Leutwein et al., 1969). Quelques filons de microsyénites (Chauris, 1994) nettement sécants et postérieurs à la déformation du granite ont été datés à 286 ± 14,5 Ma (Bellon et al., 1985). A la pointe de Pern (arrêt 1/8), le granite de Lokeltas non orienté et les spectaculaires levées de galets ont marqué la fin de la journée sous une pluie battante! Un petit moment de détente pour souffler au chaud … après une bonne marche (une douzaine de km pour les plus courageux). Dimanche 07.09.2008 En baie de Lampaul, une bande de cataclasites, puissante de 250 m environ, développée aux dépens d’un granite rose porphyroïde est installée entre le granite de Lokeltas au Nord et les micaschistes de Lampaul au Sud. Ces micaschistes polydéformés admettent quelques intrusions sodiques à affinité trondhjémitique microgrenues (Chauris, 1992). Baie de Lampaul (1/8, 2/1). Granite rose cataclastique et micaschistes présentant du quartz plissé. En baie de Lampaul (arrêt 2/1), la structure et la lithologie des micaschistes du domaine central peuvent être observées. Plage quaternaire. Plis en chevron dans les micaschistes (2/2) et plis d’un filon de quartz et de granite à la pointe de Pen ar Gored. A la pointe de Pen ar Gored (arrêt 2/2), superposition de déformations dans les micaschistes à muscovite injectés de lames granitiques. Moment de détente, casse-croûte autour d’un filon sous la « surveillance » des cormorans. Effondrement gravitaire le long de la côte sud, filons d’aplite (arrêt 2/3) et micaschistes à muscovite (arrêt 2/4) A la cale de Penn ar Roc’h (arrêt 2/3), le littoral Sud de l’île se développe sur une bande de granite à biotite, à grain grossier, parfois porphyroïde, affleurant depuis la pointe de Penn ar Gored à l’Ouest, jusqu’à celle d’Arlan à l’Est. Ce granite de Porzguen (Chauris, 1994) lardé de filons est bien exposé à la cale de Pen ar Roc’h. Tandis qu’à l’Anse d’Arlan (arrêt 2/4), il existe des relations entre le granite de Porzguen et les micaschistes à muscovite encaissants. Panorama de la baie du Stiff (arrêt 2/5) La falaise septentrionale qui surplombe le port montre, sur un panorama exceptionnel par sa beauté et ses couleurs éclatantes, un contact tectonique (décro-chevauchement senestre) visible entre la trondhjémite grenue du Stiff (1/1) et les micaschistes encaissants. Entre un paysage insolite sculpté par les vents et les moutons typiques d’Ouessant, l’île attire toujours les touristes. Embarquement et retour sur le continent dans la bonne humeur…. Texte: T. AïfaClichés: T Aïfa, D. Guérin, H. Masquelin             Bibliographie: Bellon H., Chauris

Compte-rendu de la sortie du 8 Mars 2008 Le volcanisme du bassin ordovicien de Plouézec-Plourivo (Trégor, Côtes-d’Armor) Sortie animée par Martial Caroff, Université de Bretagne occidentale (UBO) Près de 30 personnes étaient au rendez-vous de Plouézec pour, par un temps incertain, partir à la découverte d’un ensemble volcanique peu connu.    En Trégor oriental, à proximité de Paimpol, le bassin de Plouézec-Plourivo, classiquement désigné sous le nom de PPB – Plouézec-Plourivo Basin -, occupe une surface d’environ 160 km2 (20 x 8 km). Il s’est formé à l’Ordovicien inférieur, en même temps que le petit bassin associé de Bréhec au sud-est (fig.1). Les séries de remplissage y sont constituées de formations gréseuses et argileuses connues, en raison de leur coloration particulière, sous le nom de « Séries rouges ». Elles n’ont que très peu été affectées par les événements varisques ce qui en facilite l’interprétation. Fig.1 – Carte géologique simplifiée du bassin de Plouézec-Plourivo De la base au sommet se succèdent la Formation de Port-Lazo (base conglomératique et bréchique puis grès et pélites), la Formation de la Roche-Jagu (grès feldspathiques), la Formation de Toul-Lan (grès et microconglomérats) et enfin la Formation de Plourivo (pélites et grès). Ces « Séries rouges » paléozoïques, datées à 472 ± 5 Ma (Auvray et al., 1980), reposent sur des formations briovériennes dont un exemple est visible près de Kerarzic. Ces niveaux sédimentaires se sont déposés dans un hémi-graben limité au nord par une faille bordière orientée Est-Ouest, probablement en contexte de marge passive subsidente (Ballard, 1989). Le remplissage y fut alternativement d’origine marine et continentale (lacustre). De nombreux faciès volcaniques sont observables dans les formations de Port-Lazo (Bréhec) et surtout de la Roche-Jagu (PPB). Il s’agit de basaltes, de trachy-basaltes et de trachy-andésites basaltiques enrichis en Terres Rares (REE) qui présentent une affinité de tholéiites continentales. Fig.2 – Situation de la région visitée. Le secteur littoral au nord-est du bassin, entre Boulgueff et l’ouest de Kerarzic (fig.2) est favorable à l’observation des relations entre le volcanisme et son environnement de mise en place. Il y a des évidences de terrain en faveur de la contemporanéité des quatre événements suivants : sédimentation, volcanisme, tectonique et hydrothermalisme. La contemporanéité entre volcanisme et sédimentation se traduit par la présence de nombreux faciès pépéritiques. Les pépérites sont des produits volcaniques générés par mélange et (ou) fragmentation cassante de magma en contact avec un sédiment gorgé d’eau. Deux principaux groupes de pépérites sont couramment distingués selon leur origine soit par mélange ductile entre magma et sédiments gorgés d’eau soit par fragmentation cassante (bréchification) et (ou) explosions hydromagmatiques. Les pépérites du PPB ne résultent pas de processus explosifs. Même si certains faciès témoignent d’un régime cassant (brèches anguleuses), la plupart des pépérites sont associées à la mise en place d’intrusions et de coulées. Il a été montré qu’une contamination géochimique (siliceuse) a accompagné leur formation (Galerne et al., 2006). Le but de cette sortie est d’approcher un site remarquable à faciès pépéritiques reconnus dans un hémi-graben ordovicien, le bassin de Plouézec-Plourivo (PPB) au nord du Massif armoricain. Le premier affleurement observé se situe un peu au nord de Beauport en bordure de la D 786 reliant Plouézec à Paimpol. Les arrêts   Arrêt n°1- carrière nord de Beauport, dite de Kérity (Paimpol) (fig.3) Fig.3 – Situation de l’arrêt n°1 au sud de Paimpol. Cette ancienne carrière offre aujourd’hui un front de taille de mauvaise qualité qui laisse apparaître une roche de teinte sombre, brune, parfois rougeâtre ou violacée (fig.4&5). Il s’agit d’une brèche volcanique dont l’épaisseur peut atteindre 50 mètres et dont on reconnaît essentiellement l’existence à l’ouest de Kerarzic. Contrastant avec les brèches autoclastiques qui seront observées dans l’arrêt n°2, les clastes volcaniques y sont polygéniques, montrant des lithologies et des textures variées. La plupart d’entre eux sont des clastes en forme de blocs, aux contours anguleux, en forme d’échardes. Un grand nombre renferme de grands phénocristaux de plagioclase, quelques uns sont aphyriques. Les textures vont de microlitique à cryptocristalline. Les clastes en forme de blocs sont cimentés par une matrice complexe de matériel sédimentaire mélangé et de verre volcanique juvénile. Localement, la part magmatique de la matrice est en contact direct avec les clastes en forme de blocs, cependant qu’elle peut aussi former des amas arrondis ou amiboïdes enveloppés par le sédiment. Ces dernières structures sont regardées comme des clastes fluidaux. De tels aspects dénotent des processus de mélange magma/sédiment en régime plastique. À pied, partir à droite par les passerelles aménagées (fig.8) en bordure du ruisseau en direction de la pointe de Kerarzic. Une fois dépassée la zone marécageuse au nord de laquelle apparaissent les ruines majestueuses de l’Abbaye de Beauport (fig.9), Fig.9 – L’abbaye de Beauport. on atteint sur la droite une remarquable falaise de sédiments quaternaires caractéristique du nord de la Bretagne constituée de coulées de blocs et de limons lœssiques disposés en couches dont on distingue bien le pendage (fig.10&11). Ces formations récentes s’appuient à l’est sur les roches volcaniques du PPB. Arrêt n°2- Ouest de Kerarzic (Paimpol) (fig.12)Fig.12 – Carte géologique simplifiée du secteur ouest de Boulgueff. Les figures 10, 11 et 12 n’ont malheureusement pas pu être reprises sur l’ancien site Très rapidement on atteint à nouveau des roches volcaniques que l’on va trouver en falaise jusqu’à Kerarzic. Situées stratigraphiquement sous les brèches précédentes deux coulées de lave superposées séparées par un niveau d’argilites épais de 20 centimètres sont identifiées (fig.15&16). La coulée supérieure, exposée sur une épaisseur d’environ 6 mètres est caractérisée par une brèche basale rouge épaisse de 50 centimètres à 1 mètre (fig.17). La brèche, autoclastique, est faite de clastes de blocs scoriacées et arrondis, dont la taille inférieure à 1 centimètre croit vers le cœur de la coulée, cimentés par une matrice rouge à grain fin (fig.18). Localement, la matrice sédimentaire soit envahit les clastes pour faire une marmelade, soit donne une morphologie amiboïde ou sub-fluidale. Ces dernières structures démontrent clairement un processus de mélange lave/sédiment. Fig.15 – Les brèches autoclastiques à la base d’une coulée de lave. Fig.16 – Lit de

La sortie du 15.09.2007 à Camaret-sur-Mer, Finistère La coupe du Veryac’h : les paléoenvironnements marins de l’Ordovicien au Silurien Sortie animée par Arnaud Botquelen, (Université de Bretagne occidentale, Brest) et Yves Cyrille (Maison des minéraux, Crozon) Télécharger le document (doc) Pour cette sortie d’après été, une trentaine de personnes étaient présentes au rendez-vous de la pointe de Pen Hir (Fig.1), toute enveloppée de brouillard et de bruine. Difficile dans ces conditions de faire une lecture du paysage à partir des explications sur la géologie régionale fournies par les animateurs au pied du monument.Heureusement la suite de la journée se révélera plus favorable à l’observation en pied de falaise dans l’anse du Veryac’h (ou Veryarc’h). Fig.1 – Carte de la presqu’île avec localisation géographique de la coupe du Veryac’h. Les explications (non embrumées!) sur le grès armoricain de la pointe de Pen Hir Présentation de la coupe : La coupe du Veryac’h à Camaret-sur-Mer en presqu’île de Crozon est une référence mondiale pour l’Ordovicien et la base du Silurien.Cette coupe que l’on peut visualiser depuis la pointe de Pen Hir, permet d’observer en continu (avec cependant quelques accidents tectoniques) l’empilement de 6 formations géologiques, de l’Arenig (Ordovicien inférieur) au Ludlow (Silurien supérieur), soit plus de 50 millions d’années d’archives sédimentaires marines et paléontologiques (Fig.2). Elle sera complétée à l’est par la coupe de Lamm Saoz. Fig.2 – Carte géologique de la partie ouest de la presqu’île avec situation de la coupe du Veryac’h. Les numéros renvoient à ceux portés sur la photo ci-dessus. Le Veryac’h est tout naturellement une localité idéale pour l’étude complémentaire de la paléoécologie benthique et de la dynamique sédimentaire dans le temps. Fig.3 – La succession tardi-Orotérozoïque et Paléozoïque inférieur en presqu’île de Crozon (d’après F.Paris). Les formations : L’extrémité ouest de la plage du Veryac’h se caractérise par le passage entre la Formation du Grès armoricain observée à la pointe de Pen Hir et la Formation de Postolonnec. Les grès armoricains sont riches en lingules (brachiopodes inarticulés) et traduisent un milieu de sédimentation de type plate-forme détritique peu profonde (âge : Arenig supérieur). Au dessus de la Formation du Grès armoricain, le membre inférieur de la Formation de Postolonnec (âge : Llanvirn inférieur) livre de nombreux graptolites, trilobites, brachiopodes, échinodermes et bivalves. Ces fossiles benthiques sont dispersés dans les schistes ou plus fréquemment concentrés dans les nodules. Sur la Formation de Postolonnec, observation des horizons à nodules phosphatés et des niveaux « transgressifs » (bancs de grès) Des horizons à nodules et croûtes phosphatés sont actuellement à l’étude et leur formation semble être en relation avec des périodes de remontée du niveau marin (transgression). Le milieu de sédimentation est une plate-forme détritique située entre la limite d’action des vagues normales et la limite d’action des vagues de tempête (le domaine «d’offshore»). La Formation de Kerarvail (âge : Llanvirn moyen) est mal exposée au Veryac’h (voir la coupe de Postolonnec). On l’observe un peu au-delà vers l’est de l’escalier de descente à la plage où elle est déformée. Il s’agit d’un grès à tendance psammitique avec des lamines entrecroisées et des chenaux peu fossilifères. La Formation de Kerarvail entre les membres inférieur et supérieur de la Formation de Postolonnec Le membre supérieur de la Formation de Postolonnec (âge : Llanvirn supérieur et début du Caradoc) présente des horizons à nodules siliceux dont l’analyse séquentielle permet de reconstituer les variations du niveau marin relatif (stratigraphie génétique). La faune benthique y est bien représentée avec des trilobites, brachiopodes, échinodermes (crinoÏdes), bivalves et gastéropodes.Les gisements fossilifères se présentent sous forme de fines concentrations coquillières (probablement dues aux tempêtes de forte énergie) ou sous forme de nodules.Au passage des schistes à la formation sus-jacente de Kermeur on trouve un banc métrique d’oolithes ferrugineuses et phosphatées à acritarches et chitinozoaires, véritable marqueur international lithostratigraphique et biostratigraphique. Le milieu de sédimentation est semblable à celui décrit pour le membre inférieur de la Formation de Postolonnec. Le membre supérieur de la Formation de Postolonnec avec ses horizons à concentrations coquillières et ses nodules La Formation de Kermeur (âge : Caradoc) débute avec une dizaine de mètres d’argilites et de grès psammitiques, bioturbés à brachiopodes, trilobites et cystoïdes. Ces grès témoignent d’un milieu de sédimentation peu profond et abrité. Ensuite, le grès devient nettement stratifié et alterne avec des schistes contenant une microfaune de chitinozoaires.Le milieu de sédimentation est franchement marin dominé par l’activité de la houle permanente et les vagues de tempête. La zone de passage entre la Formation de Postolonnec et la Formation de Kermeur La Formation de Kermeur offre une superbe succession de bancs grèseux et argileux fortement redressés La Formation du Cosquer est classiquement divisée en 3 membres où l’on voit se succéder des argilites noires avec des lamines gréseuses contenant des galets polyédriques (sédimentation glacio-marine), des blocs glissés (glissements sous-aquatiques ou « slumps ») et des figures de charge (structure « Ball and Pillows »).L’interprétation de cette formation est encore débattue aussi bien en terme de chronologie des dépôts que de milieu de sédimentation… La Formation du Cosquer avec ses structures syn-sédimentaires La Formation de Lamm Saoz (âge : Ashgill terminal) est constituée de grès jaune avec des joints de schistes sombres contenant une microfaune de chitinozoaires. Les grès de la Formation de Lamm Saoz La Formation de la Tavelle se caractérise par des ampélites pyriteuses tectonisées riches en graptolites. Il y a ensuite un contact faillé avec des ampélites à nodules calcaires et à petits bancs de quartzites contenant également des graptolites caractéristiques du Ludlow. Les ampélites de la Formation de la Tavelle contiennent des graptolites (Monograptidés) On retrouve la Formation du Cosquer en écaille tectonique pour ensuite découvrir des schistes à quartzites noirs se terminant par un niveau à nodules calcaires contenant des graptolites, des bivalves et des nautiloïdes. Le milieu de sédimentation est une plate-forme peu profonde et anoxique. Ensuite s’observe un des chevauchements majeurs de la presqu’île de Crozon où le Silurien est en contact avec le Dévonien inférieur (Lochkovien-Praguien) c’est-à-dire avec les formations des Schistes et

La sortie du 17.03.2007 à St-Jean-du-Doigt, Finistère Le complexe gabbro-dioritique de Saint-Jean-du-Doigt Sortie animée par Martial Caroff et Nolwenn Coint, Université de Bretagne occidentale, Brest  Télécharger le document A l’invitation de notreassociation, une trentaine de personnes se sont retrouvées au rendez-vous de Lanmeur pour aller à la découverte du “ Gabbro de Saint-Jean-du-Doigt ” réputé pour ses brèches magmatiques, ses mélanges plus ou moins complexes entre gabbros et diorites, mais dont l’histoire géologique, qui commence seulement à être déchiffrée, réserve bien des surprises. Présentation : le contexte géologique (Fig.1) Le massif de Saint-Jean-du-Doigt est localisé dans la région dite du Petit Trégor, entre la baie de Lannion et la baie de Morlaix. Fig.1 – Schéma structural du massif de Saint-Jean-du-Doigt (d’après la feuille géologique Plestin-les-Grèves). A l’est et au sud, le craton trégorrois à noyau paléoprotérozoique (Icartien, autour de 2 milliards d’années), écaillé lors des événements varisques de la fin de l’ère primaire, n’a, semble-t-il, pas subi le métamorphisme correspondant.A l’ouest, en revanche, on trouve le domaine métamorphique du Léon, structuré durant les temps hercyniens.Entre les formations léonardes et le complexe magmatique de Saint-Jean-du-Doigt se trouvent, d’ouest en est, les formations sédimentaires siluro-dévoniennes, la série dévono-carbonifère du bassin de Morlaix et l’intrusion mafique métamorphisée de Barnenez (dolérite), mise en place dans les formations carbonifères struniennes.La signification de ce corps basique demeure énigmatique, même si des arguments géochimiques tendent à le rapprocher du massif de Saint-Jean-du-Doigt.Le complexe gabbro-dioritique est bordé au nord par les granites de la Baie de Morlaix, mis en place vers 300 millions d’années. Ces plutons appartiennent à la famille des “ granites rouges ” nord-armoricains au sein de laquelle on compte, entre autres, le complexe granitique de Ploumanac’h.Bien qu’un âge de 350 millions d’années a été proposé pour Saint-Jean (méthode Uranium/Plomb sur zircon, Chantraine et al. 1986), les arguments de terrain, notamment les contacts lobés entre gabbro et diorite, prouvent indubitablement que le complexe gabbro-dioritique et les granites sont contemporains.Du point de vue géochimique, le gabbro montre une affinité de tholéiite continentale. Saint-Jean-du-Doigt, un remarquable exemple de MASLI   Le complexe de Saint-Jean-du-Doigt appartient à un groupe de corps intrusifs nommés dans la littérature internationale MASLI (Mafic-Silicic Layered Intrusions – Intrusions litées silico-basiques). Ces massifs sont considérés non pas comme de simples plutons, mais comme de véritables chambres magmatiques fossilisées.Ils se distinguent des complexes mafiques lités de type Skaergaard (Groenland) par le fait que les roches qui les constituent sont, pour la plupart, d’anciens liquides cristallisés et non des cumulats.Les MASLI sont tous caractérisés par des alternances gabbro-dioritiques et par la présence systématique de granites périphériques contemporains.Il existe au moins une autre intrusion de type MASLI dans le massif armoricain : le complexe gabbro-dioritique qui affleure dans la partie nord de l’île anglo-normande de Guernesey, dont l’âge est par contre cadomien. Les différents arrêts (Fig.2) Fig.2 – Le circuit et les différents arrêts. A partir de Lanmeur prendre au nord la direction de Guimaëc. Dans ce bourg, contourner l’église par la gauche pour partir au nord vers Christ.A l’entrée de ce hameau prendre à droite (fléchage) la route qui descend vers Poul Rodou. Stationner en face du café-librairie Capland and Co.Depuis Capland and Co prendre le sentier littoral en direction de Beg ar Fri (Beg an Fry). Longer le littoral et, après la première pointe rocheuse marquée par un “ mur ” de granite, descendre sur l’estran rocheux. Arrêt n°1- Poul Rodou (Poull Roudou) (Guimaëc) : Lits et diapirs   Le site de Poul Rodou présente de remarquables alternances gabbro-dioritiques sous la forme de lits clairs dioritiques, aujourd’hui inclinés mais à l’origine horizontaux, bien identifiables au sein d’un ensemble gabbroïque sombre relativement homogène qui montre toutefois localement des cumulats à amphiboles.Ces alternances sont en contacts lobés avec plusieurs petits corps granitiques contemporains. . Lits et diapirs de Poull Roudou D’un point de vue géochimique, les lits leucocrates ont une composition isotopique Sr-Nd (Strontium-Néodyme) différente de la roche environnante. Les niveaux dioritiques ne peuvent donc pas s’interpréter en tant que produit de différenciation du gabbro. Ce matériau magmatique s’est donc injecté dans le gabbro.Les lits, épais de quelques dizaines de centimètres, plus ou moins réguliers, ont des bordures souvent lobées. Ils laissent échapper vers le haut de petits volumes de magma dioritique qui forment autant de diapirs leucocrates figés au cours de leur remontée au sein du magma gabbroïque.Ces diapirs, constitués d’un matériel plus évolué et donc moins dense que les lits, sont issus de leur différenciation in situ. On observe en outre fréquemment autour de chacun d’entre eux une auréole de diffusion dans le gabbro.Les diapirs ont tendance à s’hybrider dans le magma basique. Ils se morcèlent, s’effilochent, se décomposent en boules, ce qui explique l’aspect un peu hétérogène de l’estran.Ils peuvent même rejoindre d’autres lits dioritiques. Lits et diapirs de Poull Roudou La succession des événements magmatiques peut se décliner comme suit: 1/ Cristallisation de gabbro dans la chambre magmatique. 2/ Injection de magma dioritique. La diorite arrive dans la chambre et remonte par différence de densité. La charge cristalline du gabbro diminue et il y a équilibrage entre les deux magmas. Par la suite la diorite s’étale en forme de lit. 3/ Cristallisation au sein du lit dioritique, avec minéraux les plus denses à la base et apparition d’un jus résiduel qui s’en échappe sous forme de diapirs. Du point de vue localisation dans la chambre magmatique, il est possible que l’on soit ici à la base du réservoir, périodiquement réalimenté par des jus dioritiques, ou bien en position latérale. Remonter vers Christ, traverser le hameau (chapelle et croix) et poursuivre la route sinueuse sur environ 5 kilomètres. Obliquer à droite pour rejoindre la route littorale (D 79A) qui mène à gauche vers la plage de Saint-Jean-du-Doigt puis Plougasnou que l’on rejoint.Dans Plougasnou prendre la direction de Primel-Trégastel (D46)Stationner en bordure de la plage de Trégastel. Arrêt n°2- Plage de Trégastel , Primel-Trégastel (Plougasnou) : Pegmatites gabbroïques   Si la pointe de Primel est connue pour son granite qui a la même signification que le précédent, les