La sortie du 25.04.2004 en Normandie-Maine      Les Chaudrons du Maine        Sortie animée par Jean Le Gall, Université de Caen   Télécharger le document Au Cambrien, il y a quelques 500-530 millions d’années, donc au début du Paléozoïque, l’extrémité orientale du Massif armoricain et plus précisément la bordure sud-est de la Mancellia (province géologique située entre Maine et Normandie), a été le siège d’une intense activité volcanique localisée dans un vaste fossé qui s’étend du massif d’Ecouves jusqu’au bassin de Laval, soit sur 75km de long pour 50km de large.Les produits de cette activité volcanique sont aujourd’hui reconnus dans les massifs paléozoïques d’Ecouves, de Multonne, de Perseigne, d’Héloup, de Pail, d’Assé-le-Boisne, des Coëvrons et de la Charnie (fig.1). Fig. 1- Les volcanites cambriennes (en rouge) dans les unités paléozoïques de l’Est du Massif armoricain (d’après J. Le Gall, 1993) Les roches volcaniques, connues sous le nom de volcanites du Maine, y sont interstratifiées dans des sédiments cambriens détritiques (grès, siltites) ou carbonatés, de faible bathymétrie. A l’intérieur de ce fossé volcano-tectonique appelé graben Normandie-Maine, les centres éruptifs étaient localisés dans trois structures principales de type caldera (ou caldeira) dont le diamètre avoisinait parfois 20km: calderas d’Ecouves, d’Assé-le-Boisne-Pail, de Perseigne, bordées d’un vaste domaine externe méridional (fig.2). Fig. 2- Reconstitution du graben du Maine au cours du Cambrien (vers 500 Ma), alors que la caldera d’Assé-le-Boisne-Pail était en activité (d’après J. Le Gall, 1993) Les calderas (« chaudrons ») sont des dépressions généralement circulaires, apparues lors d’éruptions cataclysmiques par effondrement du toit de la chambre magmatique, après expulsion d’un énorme volume de magma. L’activité volcanique s’exerce lors de plusieurs phases, certaines paroxysmales, dont le dynamisme hautement explosif se traduit dans la nature des produits émis qui sont principalement des ignimbrites et des pyroclastites. Les ignimbrites (de ignis, feu et imber, pluie) sont le produit d’éruptions extrêmement violentes, qui s’expriment par l’émission de coulées pyroclastiques (coulées riches en gaz, chargées de particules chaudes, progressant à très vive allure) issues pour la plupart d’édifices volcaniques à base très large qualifiés de strato-volcans. Ces roches à chimisme acide (> 70% de silice), se sont essentiellement accumulées à l’intérieur des calderas (ignimbrites proximales) sur des épaisseurs pouvant atteindre plusieurs centaines de mètres et représentant un volume qui dépasse 100km3.Cette activité explosive s’accompagne d’éruptions qui expulsent un volume considérable de cendres et de ponces sous forme de colonnes hautes de plusieurs kilomètres (type plinien) mais aussi de l’extrusion de laves (andésites, dacites, rhyolites) qui, bien que de faible volume, leur sont toujours étroitement associées, soit sous la forme de coulées et dômes, soit en fragments dans de nombreux tufs et brèches. La position de certains centres éruptifs en bordure de mer explique également le déclenchement de nombreuses éruptions d’origine hydromagmatique, caractérisées par le très fort degré de fragmentation du magma au contact de l’eau de mer. A l’extérieur des calderas s’échappent quelques coulées pyroclastiques (ignimbrites distales moins chaudes et peu épaisses), accompagnées d’énormes coulées de boue, appelées lahars (exemple de la coulée meurtrière issue du volcan colombien Nevado del Ruiz, ayant anéanti la ville d’Armero en 1985).Tous ces matériaux, dans lesquels s’intercalent des conglomérats (formations à galets désignant d’anciens chenaux fluvio-marins), s’accumulent au sud du graben Normandie-Maine, dans un bassin peu profond (exemple de la région des Coëvrons où ces matériaux sont exploités dans les grandes carrières de Voutré en Mayenne). Si les effets combinés de l’érosion et de la tectonique (plissements varisques vers 340-300 Ma) ont, en raison de l’âge respectable des éruptions, totalement effacé la morphologie volcanique primitive, il nous reste heureusement les ensembles lithologiques, objet de la sortie de ce jour. Le parcours et les différents arrêts Par une agréable journée ensoleillée, quelques 25 personnes se sont retrouvées au pied de l’église de Carrouges avant d’emprunter une « route des volcans » d’une centaine de kilomètres depuis cette localité de l’Orne jusqu’à Voutré en Mayenne (fig.3). Fig. 3- Carte du parcours avec emplacement des différents arrêts Arrêt n°1 – la Carrière de Rouperroux (carrière Le Torriellec) A quelques kilomètres au sud-est de Carrouges, entre Chahains et Rouperroux, la carrière Le Torriellec est ouverte dans un panneau de roches volcaniques qui appartiennent au massif volcanique d’Ecouves et qui apparaissent isolées au sein de formations sédimentaires cambriennes (argilites et grès). Un malheureux contretemps ne nous a pas permis d’accéder à l’exploitation et c’est devant le portail fermé que notre guide nous a fait, à partir d’un panneau et de schémas, une présentation (quasi) exhaustive des manifestations volcaniques qui se sont produites à l’aube de l’ère primaire dans la province de Normandie-Maine. Dommage que nous n’ayons pu accéder au front de taille, car cette carrière exploite, au dire des « spécialistes », l’une des plus belles ignimbrites que l’on puisse rencontrer dans cette région. Les roches volcaniques de cette carrière se disposent en un ensemble massif, sans intercalation sédimentaire ou volcano-sédimentaire reconnue.Les ignimbrites, violacées, grises, ou verdâtres, montrent une remarquable texture flammée aux flammes longues et étroites (5 cm de long pour 0,5 cm de large au maximum) constituées d’un ancien verre vésiculé ou fibreux. Le microscope révèle une texture vitroclastique (fragments de verre volcanique) soudée remarquablement conservée.Ces ignimbrites renferment de nombreuses enclaves anguleuses de sédiments briovériens et cambriens ainsi que des cinérites et des rhyolites. L’identification des ignimbrites, l’appréciation de leur volume ainsi que l’analyse de leur structure intime sont fondamentales dans la reconstitution des édifices volcaniques. En effet, la tectonique et l’érosion ayant fait disparaître toute morphologie permettant de reconnaître quelconque structure volcanique dans le paysage, le dessin des 3 calderas principales identifiées dans la province volcanique du Maine (cf. travaux de J. Le Gall) est principalement fondé sur la reconnaissance de la texture des ignimbrites. Fig. 4- Position supposée de la limite externe de la caldera d’Ecouves dans la coupe Chahains-Rouperroux (Sud-Ouest du massif d’Ecouves) (d’après J. Le Gall, 1993) Celles qui se sont mises en place dans la caldera se sont accumulées sur une épaisseur importante et présentent de ce fait une texture vitroclastique extrêmement soudée tandis que celles qui ont débordé de la caldera, étant

La sortie du 22.06.2003 sur le Layon (Maine et Loire)Géologie des Coteaux du LayonSortie dirigée par Christophe Noblet* Télécharger le document Sous une chaleur tropicale digne de l’époque carbonifère que nous évoquerons à différentes reprises, une douzaine de personnes ont parcouru la vallée du Layon à la découverte des volcanites et des sédiments qui font la richesse géologique et œnologique d’une région à l’histoire géodynamique un peu à part dans celle du Massif armoricain. Entre Chalonnes-sur-Loire et Rochefort-sur-Loire, en passant par Beaulieu-sur-Layon, la région visitée lors de cette sortie se situe au sud-est du massif armoricain, à proximité de sa limite avec le bassin parisien.Elle appartient à une unité originale du domaine sud-armoricain, le domaine ligérien qui s’inscrit entre deux des branches du cisaillement sud-armoricain.   Elle se trouve précisément au contact de l’Unité métamorphique protérozoïque des Mauges au sud et de l’Unité paléozoïque siluro-dévonienne de Saint-Georges-sur-Loire au nord.Ce contact est marqué par un accident structural et morphologique majeur, la faille du Layon, composante orientale du linéament Nort-sur-Erdre – le Layon, que l’on peut suivre sur plus de 120 km entre Blain (Loire-Atlantique) et Doué-la-Fontaine (Maine-et-Loire) et qui juxtapose deux domaines de socle ayant subi une histoire géodynamique différente.Cet accident est en outre jalonné de nombreux bassins sédimentaires carbonifères installés dans des systèmes de cisaillement intra-continental (« pull-apart »), dont certains possèdent des gisements productifs en charbon: c’est le sillon houiller de la Basse-Loire. L’histoire géologique de cette région a été récemment revisitée par Carine Cartier (cf. bibliographie). Ses travaux ont souvent servi de base aux discussions de terrain. Au niveau mondial, les reconstitutions paléogéographiques proposées pour le Paléozoïque inférieur et moyen sont d’accord pour distinguer deux unités paléogéographiques majeures en Europe: Baltica au nord et Nord Gondwana au sud, les deux étant séparées par l’Océan médio-européen rhéique.Le Massif armoricain constitue une microplaque Armorica, évoluant au nord de Gondwana, et séparée de ce dernier par l’Océan sud-armoricain qui pourrait n’être qu’une branche de l’océan rhéique.Au Silurien, autour de 430 millions d’années, la fermeture de l’Océan sud-armoricain, par subduction vers le nord, entraîne la distension de la partie sud d’Armorica (domaine centre-armoricain) et l’apparition du « rift du layon »; partiellement océanisé ce dernier va recevoir les blocs issus de l’érosion des reliefs proches.Au Dévonien moyen, autour de 380 millions d’années, le « rift du layon » se referme par subduction vers le sud, zone au front de laquelle se forme un prisme d’accrétion incorporant les blocs précédemment cités aux blocs de roches volcaniques plus récentes. Ceci pourrait expliquer la nature de l’Unité de Saint-Georges-sur-Loire, sa structuration en deux sous-unités telles qu’on les observe aujourd’hui, l’une d’entre elles (la plus sud) étant un vaste olistostrome (accumulation chaotique de terrains empruntés au front d’une nappe de charriage, au cours de sa mise en place dans un bassin sédimentaire, par suite de leur glissement par gravité sur le fond de ce bassin) à blocs exotiques (olistolithes) de nature extrêmement variée emballés dans des sédiments silto-gréseux. Au début du Carbonifère, la fermeture de l’Océan rhéique va entraîner la collision entre Gondwana et Laurussia (Baltica + Laurasia), rapprochant le nord-Gondwana (domaine sud-armoricain) et Armorica au sein de la chaîne hercynienne. Dans la région qui nous intéresse, on voit la naissance de la faille Nort-sur-Erdre-Layon qui apparaît ainsi comme une ligne de suture majeure mettant en contact le domaine des Mauges avec l’Unité de Saint-Georges-sur-Loire.Par la suite cette faille majeure ainsi que d’autres structures associées au cisaillement sud-armoricain vont fonctionner en régime cisaillant dont les sens de mouvement et leur chronologie ont été discutés au cours de cette sortie.Ainsi se créent un système de bassins sédimentaires qui reçoivent les produits d’érosion des reliefs hercyniens (bassin d’Ancenis par exemple) et, au contact avec l’Unité de Saint-Georges-sur-Loire, des fossés plus profonds qui laissent le passage à des magmatismes variés et dans lesquelles s’accumulent les végétaux qui se transformeront en charbon: c’est le sillon houiller de la Basse-Loire. Les différents arrêts   Arrêt n°1Table d’orientation de Beaulieu-sur-Layon Installée au sommet d’un ancien four à chaux qui était alimenté par des lentilles carbonatées situées au sein des roches volcaniques du complexe de Saint-Georges sur Loire (une rue du lotissement proche s’appelle « impasse de la pierre de chaux »), la table d’orientation de Beaulieu-sur-Layon, grâce à sa position dominante, permet une excellente lecture du paysage géographique et géologique. Au sud s’étend une zone viticole et bocagère sans grande aspérité, installée sur les micaschistes protérozoïques du domaine des Mauges et sur des sables et graviers mésozoïques à cénozoïques. On y reconnaît aisément la ville de Saint-Lambert-du-Lattay et, tout au fond, les hauteurs granitiques du Puy de La Garde.Sur la droite apparaît la vallée du Layon, enjambée par le pont autoroutier, puis un puissant dénivelé, trait majeur de la morphologie régionale, ici à son maximum puisque le relief domine d’environ 60 mètres le lit de la rivière.Ce dénivelé correspond au passage d’une importante faille, la faille dite du Layon qui a une orientation générale N 110°Est; elle est assez rectiligne, simplement recoupée de nombreux petits accidents orientés N 25°Est.Elle juxtapose aujourd’hui l’unité paléozoïque de Saint-Georges-sur-Loire et l’unité protérozoïque des Mauges.Elle a fonctionné en faille inverse (au Dévonien ?), puis en régime cisaillant au Carbonifère et enfin, beaucoup plus récemment, en faille considérée comme normale, mais sans argument convaincant. Le résultat en est l’exhaussement du domaine nord par rapport au domaine sud ce qui a conduit à la formation des coteaux du Layon.Dans son cours vers la vallée de la Loire, le Layon suit « fidèlement » ces accidents tectoniques puisque son orientation générale sud-est – nord-ouest est de temps à autre perturbée par les accidents transverses N 25°Est comme le montrent les modèles numériques de terrain (MNT) qui ont été présentés aux participants à cette journée. Arrêt n°2Carrière de Pierre-Bise (ou carrière de Beaulieu) (Beaulieu-sur-Layon) (accès soumis à autorisation) Il s’agit d’une exploitation de moyenne importance (société TPPL) qui réalise presque exclusivement des granulats à partir de roches volcaniques appartenant au complexe de Saint-Georges sur Loire. Alors que la partie supérieure des fronts de taille est très altérée, comme le souligne la couleur

La sortie du 22.02.2003 à Thouars (Deux Sèvres) Le stratotype du ToarcienSortie guidée par Anthony Rard Télécharger le document Par une belle matinée d’hiver, près d’une vingtaine de personnes se sont retrouvées dans les Deux-Sèvres, devant le panneau de la réserve naturelle géologique du Toarcien, aux confins sud-est du Massif armoricain et du bassin parisien.    A proximité de la ville de Thouars, à deux pas de Vrines, mais sur la commune de Sainte-Verge, la plus petite réserve géologique de France (0,61 ha) assure, depuis 1987, la conservation de deux anciennes carrières à ciel ouvert parfois appelées Rigollier 1 et Rigollier 2 (nom du lieu-dit) où, en 1849, Alcide d’Orbigny a défini le stratotype du Toarcien (Jurassique inférieur, 179 à 184 millions d’années).  Ces deux carrières sont closes par un grillage pour assurer leur protection et ne sont donc pas en accès libre. Elles sont en outre aménagées, dotées d’équipements de sécurité et d’équipements pédagogiques pour l’accueil et l’information du public. Dans la première carrière, les divers types de roches (grès, calcaires, marnes) constituant les bancs nous ont été présentés pour introduire des notions de paléogéographie avec transgression marine sur les paléoreliefs du socle armoricain puis installation de la mer sur la région pendant quelques millions d’années. La lithostratigraphie se lit sur les bancs, alors que la biostratigraphie se lit dans les bancs, révélée par le contenu faunistique et notamment par le renouvellement des faunes d’ammonites permettant de définir des horizons très précis et d’aboutir à une chronostratigraphie. Ces notions de biostratigraphie, de chronostratigraphie sont immédiatement lisibles sur le front de taille grâce à des moulages d’ammonites placés sur les couches et à un mât en bois sur lequel sont inscrits les numéros de bancs et les numéros des horizons à ammonites qui se succèdent sur plusieurs millions d’années.Ce formidable outil pédagogique est complété par un panneau explicatif décrivant l’évolution paléogéographique régionale du Pliensbachien à l’Aalénien. La deuxième carrière, à quelques centaines de mètres au nord de la précédente, permet de compléter l’information avec un dispositif analogue, un panneau explicatif illustrant la paléoécologie au Toarcien et abordant la question de l’évolution chez les ammonites et son utilisation à des fins biostratigraphiques. En partie supérieure du front de taille, avant la remontée sur le plateau, les sédiments toarciens apparaissent surmontés de sédiments aaléniens puis de sables du Cénomanien (Crétacé supérieur, 95 millions d’années environ). Après un repas tiré du sac, pris au soleil, l’après-midi a été consacrée à la visite du centre de géologie (centre d’interprétation géologique du thouarsais) implanté dans la partie sud de la ville de Thouars dans le cadre magnifique des anciennes écuries du château des Ducs de la Trémoille, sur un promontoire dominant la vallée du Thouet. Cette structure assez récente, à travers un sas d’entrée évoquant un cabinet de curiosité du 19ème siècle, à la mémoire d’Alcide d’Orbigny, nous révèle un équipement moderne, fort bien conçu et imaginatif, réalisé selon les conceptions actuelles de « l’interprétation » dans lequel le visiteur doit s’impliquer dans le mode de découverte des diverses facettes de la géologie du thouarsais.Les ammonites sont bien sûr ici les fidèles compagnes du visiteur mais c’est le lien entre les divers matériaux géologiques rencontrés dans la région et leur utilisation dans l’industrie passée et actuelle, dans la construction…, leur mode d’extraction qui est omniprésent au fil des panneaux thématiques disposés au long des murs, des objets et des petites maquettes posés sur des tables de présentation. Un espace ludique avec un mobilier fort bien conçu, en forme de plis et de faille, très coloré, dans lequel tiroirs, volets et trappes permettent d’accéder à de petits jeux, à de petites manipulations, rend la géologie très interactive et même attirante pour les jeunes visiteurs amenés à fréquenter ce lieu. La vidéo est également présente avec de petits clips faisant intervenir des personnes-ressources.Un espace documentation offre l’accès à diverses revues et ouvrages de géologie et permet un suivi de l’actualité. Un nouveau stratotype à l’actif de la SGMB, puisqu’en Juin 2001 notre association a déjà visité celui du Bajocien sur la côte normande!  Clichés Jean Plaine

La sortie du 14.12.2002 à Pénestin (Morbihan) La Plage de la Mine-d’Or Pénestin (Morbihan) Sortie guidée par Nicolas Brault et Stéphane Bonnet (université de Rennes 1)  Télécharger le document A l’ouest du bourg de Pénestin et à quelques pas au sud de l’estuaire de la Vilaine, la plage de la Mine-d’Or, sensiblement orientée nord-sud, est abritée des vents d’est par une falaise haute de 10 à 15 mètres, dont la verticalité est simplement de temps à autre rompue par des amas de roches éboulées au fil des saisons. Cette falaise, très instable, attire l’attention du visiteur par sa coloration cuivrée qui embrase le paysage lorsque par une fin d’après-midi de printemps le soleil est plein ouest et dore de ses rayons la roche.Sur ces variations de micaschistes, de sables, d’argiles et de kaolins, la lumière joue une symphonie de couleurs sans cesse renouvelée.L’impression est particulièrement spectaculaire lorsque l’on vient de Loscolo et Poudrantais, empruntant le sentier littoral pour rejoindre au nord la pointe du Halguen. Telles les divas de cette gigantesque harmonie naturelle, des pitons rocheux plus sombres se dressent un peu au large dans la baie. Ils ont gardé le nom de « trois demoiselles » même s’ils ne sont plus que deux. Si le lieu doit son nom à la présence d’or dans les sables littoraux, son intérêt géologique réside dans l’origine des roches meubles qui constituent la falaise en un système sédimentaire tout à fait original et unique en Bretagne. Ce système sédimentaire, dénommé Formation de Pénestin, observable sur près de 1800 mètres, présente une épaisseur maximale à l’affleurement de l’ordre de 8 mètres.Il repose sur un socle constitué ici de micaschistes qui appartiennent aux « micaschistes de Rhuys et la Vilaine » une des trois unités métamorphiques de Bretagne méridionale avec les « Migmatites du golfe du Morbihan » et les « Schistes bleus de Groix ». Description de la coupe La Formation de Pénestin repose sur les micaschistes par l’intermédiaire d’une surface d’érosion très tranchée, à allure générale plate sur une bonne partie de la coupe. Ce substratum, toujours accessible en pied de falaise, est, au nord de la coupe (la Source), constitué de micaschistes chloriteux sains, encore aisément identifiables, plissés et à foliation métamorphique faiblement pentée vers le sud. Ils passent latéralement vers le sud à leurs produits d’altération avec des isaltérites (la structure originelle de la roche est conservée) puis des allotérites (la structure originelle de la roche a disparu) riches en kaolinite et en quartz résiduel. Ce sont ces « paquets d’argiles » de couleur parfois très blanche, souvent grise à ocre, particulièrement volumineux, que l’on voit dans la falaise méridionale, au delà du chemin de descente à la plage. Ces altérites à kaolinite sont apparues en Bretagne sous les climats hydrolysants chauds et humides à saisons contrastées de la fin du Crétacé et du début du Tertiaire (Yprésien supérieur à Lutétien). Selon la nature de la roche-mère, se sont développés de grands profils d’altération météorique de type latéritique avec de grandes épaisseurs de kaolinite. La Formation de Pénestin se subdivise en 3 unités lithostratigraphiques : – une unité basale conglomératique (unité 1), – une unité médiane passant de sables à graviers au nord à des sables plus fins vers le sud (unité 2), – une unité sommitale érosive sur les unités sous-jacentes, argilo-silteuse ou sableuse à graviers et galets (unité 3). Ces unités présentent des épaisseurs qui varient au long de la falaise, l’unité 1 possédant une épaisseur maximale de 2 mètres, l’unité 2 de 7 mètres et l’unité 3 de 6 mètres. Description des unités Unité 1 L’unité 1 est principalement conglomératique. Il s’agit d’un conglomérat consolidé, à ciment ferrugineux, hétérométrique et hétérogène, dont la coloration brune permet la lecture dans la falaise. Il est très accessible dans la partie nord de la coupe où il est mis en relief par l’érosion. Les éléments constitutifs sont des blocs de quartz, de grès, de granite, de micaschistes d’origine locale et plus lointaine. Ils sont arrondis à anguleux, leur taille est très variable, certains dépassant le décimètre. Il n’y a pas de granoclassement et la matrice sableuse et ferrugineuse est parfois abondante. Il y a peu de structures sédimentaires visibles sinon l’imbrication des galets selon leur petit axe.Des niveaux sableux à litages obliques de courant, de plusieurs décimètres de puissance, sont localement intercalés entre les niveaux conglomératiques. Lors de sa mise en place, ce sédiment était meuble. Son induration est due à la circulation de l’eau au sein de la partie sableuse de la formation et la précipitation d’oxydes et d’hydroxydes de fer au contact du socle. Unité 2 Beaucoup moins grossière que l’unité précédente, l’unité 2 est surtout formée de sables ocres très grossiers à très fins.Les sables grossiers à graviers anguleux à subanguleux, mal classés, sont bien visibles au nord de la coupe où ils montrent des litages plans obliques (mégarides 2D et 3D). Ils passent latéralement vers le sud à des sables moyens à grossiers, mal classés, puis à des sables fins souvent bien classés qui évoluent verticalement vers des faciès très fins: sables silteux, silts argileux, argilites. Les sables fins montrent fréquemment des lamines planes subhorizontales ou des litages obliques parfois soulignés par des graviers et/ou des galets d’argile.Les niveaux plus silteux possèdent des litages de rides de courant présentant des évidences d’écoulements de sens opposés, caractéristiques de courants de marées. Ce sont des faciès tidaux.Cette unité montre également, dans la zone 1 de la coupe, des argiles, parfois silteuses, à traces d’activité biologique (bioturbation) sous la forme de terriers horizontaux. Unité 3 Cette unité est surtout grossière, avec à la base des niveaux conglomératiques moins grossiers que dans l’unité 1, puis des sables grossiers à grossiers-moyens dont les graviers et galets de quartz, grès, et autres roches sont enrichis de schistes rouges.Les structures sédimentaires sont des litages plans obliques. Cette unité se caractérise également par la présence de nombreuses surfaces d’érosion se recoupant les unes les autres.Des argilites rouges s’observent également à la partie sommitale de cette unité au sein de niveaux plus sableux.Elle est facilement

La sortie du 27.04.2002 en Côtes d’Armor Elle a eu lieu dans la région de Belle-Isle-en-Terre (Côtes d’Armor) compte-rendu Un exemple de la géodiversité en Bretagne intérieureouDes gneiss de Belle-Isle-en-Terre aux Schistes de Châteaulin (Côtes d’Armor) Sortie animée par Pierre Jégouzo (Université de Rennes 1) Télécharger le document La région visitée lors de cette sortie montre une géologie délicate à déchiffrer en raison de la diversité et du grand nombre de formations rencontrées sur un territoire relativement restreint, ainsi que de la juxtaposition (ou de la superposition) de phénomènes géologiques, ce qui explique en grande partie son peu d’attrait pour les géologues. Dans ce domaine costarmoricain s’affrontent et s’interpénètrent la terminaison occidentale des formations métamorphiques et magmatiques de la chaîne cadomienne et les formations sédimentaires paléozoïques (Silurien à Carbonifère) du flanc nord du Synclinorium médian armoricain déformées dans la chaîne varisque.Cette situation est en outre compliquée par la mise en place des granites hercyniens de Plouaret et Quintin et par le développement d’orthogneiss et de mylonites au long du Cisaillement nord-armoricain. Cette sortie, conduite par Pierre Jégouzo, a permis aux personnes présentes de découvrir et de déchiffrer les quelques affleurements qui sont présentés ci-après.Elle s’est clôturée à Locarn par la visite d’un exemple de valorisation du patrimoine géologique. plan du circuit Arrêt n°1Sortie sud de Belle-Isle-en-Terre Au sortir sud immédiat de Belle-Isle-en-Terre (D 33) affleurent des gneiss sombres dont la foliation métamorphique présente un fort pendage vers le Nord.Ce sont des gneiss à biotite et parfois sillimanite sans grande originalité qui offrent une certaine analogie avec les gneiss classiques de la vallée de la Rance au sud de Saint-Malo et Dinard.On y note un début de mobilisation anatectique (fusion) soulignée par la présence de veines quartzo-feldspathiques à composition granitique qui correspondent au leucosome des migmatites.Veines et plis sont d’ailleurs fort bien visibles dans les moëllons de gneiss qui constituent une bonne partie de l’appareillage des vieux bâtiments de la ville.Ces roches sont sans doute protérozoïques et il est possible de leur assigner un âge voisin de 570 millions d’années, âge des migmatites de Guingamp. Arrêt n°2Vallée du Guic au droit de la Forêt de Coat an Noz Au long du cisaillement nord-armoricain (CNA), l’orthogneiss de Loc-Envel forme une étroite lanière de quelques centaines de mètres de largeur pour une longueur d’une trentaine de kilomètres.Il affleure au long de la rivière Guic où la roche est de couleur sombre, finement oeillée.Il s’agit d’un granite à biotite, totalement transformé dans un domaine de cisaillement varisque en une mylonite à foliation gneissique bien marquée.Son âge n’est pas connu, mais son protolithe pourrait être cadomien (540 Ma). Arrêt n°3Carrière de Coat Losquet, à l’ouest de Loc Envel Cette ancienne exploitation de grande taille, aujourd’hui totalement délaissée, est ouverte dans des schistes et quartzites (Formation de Coat Losquet) dont l’âge est imprécis.Les fronts de taille, bien que dégradés, montrent une alternance de niveaux quartzitiques sombres d’épaisseur décimétrique à métrique et de schistes alumineux gris ou noirs, essentiellement micacés. L’ensemble est très redressé.Les caractères lithologiques de cette formation sont assez semblables à ceux de la Formation des Schistes et quartzites de Plougastel d’âge dévonien que l’on trouve dans les Monts d’Arrée relativement proches.On note dans les niveaux favorables la présence de nombreux porphyroblastes d’andalousite sans orientation nette dont le développement thermométamorphique est issu de la mise en place du granite de Plouaret observable un peu plus au nord. Arrêt n°4Route de Loc Envel à Plougonver Au sud de Loc-Envel, la route pénètre dans le complexe basique de Calanhel dont on trouve ici des métagabbros essentiellement accessibles aujourd’hui sous forme de pierres volantes que l’on peut collecter dans les landes et les champs de part et d’autre de la route.Ce sont surtout des roches grenues à microgrenues, denses, de couleur verdâtre qui correspondent à d’anciens gabbros ou d’anciens basaltes et dolérites métamorphisés.Ils occupent, à côté d’amphibolites que l’on observera dans l’arrêt n°6, la plus grande partie de ce complexe magmatique briovérien. Arrêt n°5Carrière de Milin ar Stang en Lohuec Au sud-ouest de Lohuec, la petite carrière abandonnée de Milin ar Stang, aujourd’hui « gardée » par une batterie de ruches, et connue dans la littérature géologique sous le nom de carrière de Moulin Quelen, entame des roches volcaniques dont l’architecture est ici remarquable. Ces roches montrent en effet un très beau débit en coussins (pillow-lava) caractéristique de certaines coulées basaltiques épanchées dans l’eau que ce soit un milieu marin ou un milieu terrestre (lac, rivière,…). Les coussins, de taille souvent métrique, sont presque redressés à la verticale. Ils sont pratiquement jointifs, se moulant les uns les autres,la matrice qui les englobe étant très réduite. On n’y observe pas de façon immédiate la distinction classique entre bordure variolitique et cœur plus massif, mais pourtant elle existe. La roche de couleur vert-sombre correspond à un basalte spilitisé dans lequel il est difficile d’identifier à l’œil nu les minéraux. Une lame-mince montrerait qu’il est constitué d’un plagioclase albitique, d’augite, de calcite, de sphène, la bordure montrant une texture variolitique, le cœur une texture arborescente.La matrice apparaît essentiellement chloriteuse, la minéralogie étant complétée par du sphène, de la calcite.L’âge de cette coulée, bien que souvent placé dans le Dévonien n’est pas définitivement fixé ; il pourrait tout aussi bien être Briovérien.Du point de vue patrimonial, il s’agit du seul site à pillow-lavas bien conservé et facilement accessible en Bretagne intérieure, les sites équivalents étant à rechercher sur la côte (pointes de Guilben à Paimpol, de Lostmarc’h à Crozon, de la Heussaye à Erquy…).C’est la raison pour laquelle cette carrière figure en bonne place à l’inventaire des sites géologiques de Bretagne. Arrêt n°6Carrière de la Roche en Calanhel Au sein du complexe basique de Calanhel, la carrière de la Roche, en activité pour granulats, entame des amphibolites. Généralement la roche est foliée et faite d’une hornblende vert sombre et d’un feldspath plagioclase blanchâtre, néoformé.Elle peut être plus massive, mais également litée notamment à la périphérie de la carrière actuelle. Certains niveaux sont riches en grenat rouge plurimillimétrique. Ce minéral, dont le caractère de