Saint-Pierre-Quiberon – 12 Août 2014 (Ouest France)                                      Télécharger le fichier: pdf Lundi, au départ de la cale de Portivy, Pierre Jégouzo, géologue, ancien maître de conférence, enseignant à l’université Rennes I, a initié les promeneurs à la géologie. Un saut dans le temps de 300 millions d’années. « La chaîne hercynienne s’étend de la Floride à la Bohême, c’est une grande chaîne de montagnes qui s’est formée lors de la collision des continents. Cette chaîne est aujourd’hui érodée, la côte sauvage est le témoin géologique de cette collision. On observe des roches métamorphiques, des granits, roches qui constituaient autrefois les racines profondes du massif, explique le géologue, avant d’entamer la balade. On marche tout le long de la côte sauvage sur des faciès de leucogranites tardifs, un granit à deux micas, à structures feuilletées. » Voilà une des parties savantes de la balade guidée. Pierre Jégouzo retrace la chaîne hercynienne de la Floride à la Bohème, avant que l’Atlantique ne s’ouvre, il y a 300 millions d’années.  Un tiers de la flore bretonne Les trente randonneurs d’un jour ont profité de la bonne humeur du géologue et de sa complicité avec Nicolas Le Garff, l’animateur du syndicat du grand site Gâvres-Quiberon, venu apporter quelques éclairages sur la flore de la dune. « Le socle de la côte est surmonté par des formations sédimentaires, les dunes perchées sur les falaises de la côte ouest ; un tiers de la flore bretonne y est recensé », ajoute Nicolas. Un peu plus bas sur la plage, on observe le litage du granit, et les traces des minéraux ferrifères dans la roche, un caillou noir : « C’est un quartzite graphitique noir, il provient de Belle-Ile », précise le géologue. « Et ce vert-ci ? » demande Christian, passionné de géologie. « C’est du schiste vert de l’île de Groix. » Pierre Jégouzo est le coauteur du Guide géologique de Bretagne, qui vient de paraître : « L’objectif est de faire découvrir la géologie des régions et des départements, sous formes d’itinéraires, commentés et illustrés », indique Pierre Jégouzo.  

La sortie du 12.06.2010 dans le Léon (Finistère)                                     La coupe du Conquet et les éclogites du Léon Sortie 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.   Figure 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. Figure 2 : la crique près de la Pointe Saint-Mathieu | Figure 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).   Figure 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) Figure 5 : la plage de Porz-Liogan | Figure 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

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. Guillaume Clichés: 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. Jégouzo Clichés: 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

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. 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) 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. « 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 musciovite 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. Aïfa Clichés: T Aïfa, D. Guérin, H. Masquelin

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-Protérozoïque 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)