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

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

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

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

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