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

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

La sortie du 17.06.2006 en Loire-Atlantique et Vendée A la recherche des océans et des continents perdus: Les éclogites de Vendée et leur encaissant poly-orogénique Sortie animée par Gaston Godard, Université Pierre et Marie Curie, Paris 6    Télécharger le document Pour cette sortie de fin de printemps entre Loire-Atlantique et Vendée, des membres de la Société des Sciences naturelles de l’Ouest de la France et des Naturalistes vendéens sont venus augmenter le nombre de ceux de la Sgmb. Ainsi, 35 personnes se sont présentées au rendez-vous de Saint-Philbert-de-Grand-Lieu pour aller à la rencontre des roches particulières que sont les éclogites armoricaines et leurs gneiss encaissants. Introduction Trois ensembles lithostructuraux sont classiquement distingués en Vendée (Fig.1) :– le complexe des Essarts-Mervent individualisé dans des formations métamorphiques disposées en lames verticales.– les unités nord-vendéennes au nord-est qui comprennent l’unité de Chantonnay, l’unité de Montaigu, le Haut-Bocage.– les unités sud-vendéennes au sud-ouest qui regroupent le Bas Bocage et la Vendée littorale. Fig.1 – Carte géologique simplifiée du massif vendéen. Ces différentes unités sont limitées par des zones de fractures d’ampleur crustale, de direction NW-SE, que l’on peut rapporter à des structures satellites du cisaillement sud-armoricain.C’est au sein du complexe des Essarts-Mervent qu’entre Loire-Atlantique et Vendée, l’unité haute-pression des Essarts apparaît encadrée par le sillon houiller de Vendée au nord-est et par la ligne tectonique Sainte-Pazanne-Mervent au sud-ouest.Ces deux failles délimitent un couloir de près de 150 kilomètres de long pour quelques kilomètres de large qui comprend 3 unités métamorphiques distinctes : (1) l’unité à éclogites des Essarts, (2) l’orthogneiss de Chantonnay-Mervent, (3) l’unité épizonale de Roc-Cervelle (Fig.2). Fig.2 – Carte synthétique de l’Unité des Essarts (d’après Godard) Les éclogites de l’unité haute-pression des Essarts et les roches associées forment des lentilles de plusieurs kilomètres de long qui sont pincées et faiblement boudinées au sein des gneiss environnants. Ce sont ces roches qui ont retenu notre intérêt lors de cette sortie. Eclogite C’est l’abbé Haüy qui les a baptisées en 1822, s’appuyant sur la “ sélection ” singulière des minéraux les constituant, un grenat et un clinopyroxène, le mot “ sélection ” ou “ choix ”se disant “ eklogê ” en grec. Le circuit et les différents arrêts (Fig.3) >> Avertissement : la plupart des sites visités sont sur des domaines privés ; leur accès est donc soumis à autorisation. Fig.3 – Le circuit et les différents arrêts. Depuis l’église de Saint-Philbert-de-Grand-Lieu prendre au sud-ouest la direction de Touvois (D65) puis, toujours dans la ville, à droite la direction de la Marne via le Breuil. Après environ 1500 mètres, on atteint un château d’eau installé à un carrefour. Stationner en bordure de la route qui part à droite. Arrêt n°1- Château d’eau (Saint-Philbert-de-Grand-Lieu) De ce point élevé et carte géologique à l’appui, il est possible de faire une lecture du paysage et de comprendre comment les diverses unités géologiques se marquent dans la topographie. L’unité de haute pression des Essarts (Unité H-P) dans laquelle se rencontrent les éclogites est délimitée par deux grandes failles tardihercyniennes.Elle se reconnaît aux reliefs qu’elle forme dans la topographie (Corcoué-sur-Logne, Rocheservière). Ces reliefs ont été réactivés récemment comme en témoignent les grabens remplis de sédiments tertiaires parmi lesquels se trouve le gisement fossilifère de la Marnière qui est redonien (Plio-pléistocène).Elle est bordée au sud par l’unité métavolcanique de Saint-Martin-des-Noyers à bimodalité volcanique basique (amphibolites) et acide (rhyolites à dacites) qui n’a pas subi le métamorphisme éclogitique, tandis qu’au nord, elle s’appuie sur le sillon houiller de Vendée. En cet endroit, la zone éclogitique, large de 5 à 6 kilomètres, est masquée au nord-ouest par les sédiments récents du Lac de Grand-Lieu. Continuer au nord-ouest la petite route jusqu’à la D 117.Prendre à droite vers Saint-Philbert-de-Grandlieu et, au rond-point suivant, prendre à gauche la D61 vers Saint-Lumine-de-Coutais.Après 250 mètres stationner à droite au niveau de la Piltière. Arrêt n°2- Manoir de la Piltière (Saint-Philbert-de-Grand-Lieu) Si la reconnaissance des éclogites de Vendée et de Loire-Atlantique est le fait de Rivière et de Dubuisson dans les années 1830, la première description pétrographique des éclogites armoricaines est due à Alfred Lacroix (1891,1893,1913) et à Charles Baret (1882, 1898, 1900).C’est d’ailleurs ce dernier, pharmacien nantais féru de pétrographie et de minéralogie, qui a découvert en 1900 ce remarquable gisement. En cet endroit, connu sous le nom de la Compointrie (ou Compointerie), hameau situé à 800 mètres plus à l’ouest, les éclogites sont remarquables. De ce fait, elles figurent dans de nombreuses collections soit brutes soit polies. Ces roches, dont l’étude approfondie a été effectuée en 1920-21 par Yvonne Brière, sont encore aujourd’hui heureusement visibles parmi les rocailles du manoir de la Piltière et dans les moellons des montants du portail et des murs du logis.La propriétaire des lieux nous en a présenté avec fierté un échantillon poli taillé en forme d’obélisque. Ces éclogites sont des roches grenues essentiellement constituées d’omphacite (pyroxène) qui leur donne une couleur générale vert-clair très caractéristique, accompagnée de disthène bleu à blanchâtre et surtout de nombreux grenats roses de taille centimétrique. La matrice contient également de la zoïsite et de la hornblende magnésienne. Elles offrent d’intéressantes structures de rétromorphose, pour certaines bien visibles à l’oeil nu. Le grenat est systématiquement entouré d’une couronne sombre constituée d’amphibole secondaire développée à l’interface avec l’omphacite ; c’est une structure kélyphitique. Le disthène peut être partiellement remplacé ou bien montrer une couronne à micas (preiswerkite et margarite), selon la réaction disthène + amphibole —> preiswerkite + margarite + plagioclase.En lame-mince, l’omphacite paraît souvent décomposée en une symplectite à clinopyroxène et oligoclase, selon la réaction omphacite + quartz —> clinopyroxène + plagioclase. La preiswerkite et la margarite sodique sont des micas peu usuels, très rares dans la nature.Ils ont été observés tous les deux ensembles dans deux gisements à éclogites : la Compointrie en France et Liset en Norvège. Ils correspondent à des produits de rétromorphose dans des couronnes ou des symplectites autour du disthène.La rareté de ces deux micas n’est pas liée à des conditions de pression et température peu courantes ou extrêmes.Elle

La sortie du 08.04.2006 en presqu’île de Crozon (Finistère)     Le quaternaire de la presqu’île de Crozon (Finistère) Sortie animée par Bernard Hallégouët (Université UBO de Brest  Télécharger le document A l’invitation de notre association, près d’une trentaine de personnes étaient présentes au rendez-vous de Tal-ar-Groas pour une journée consacrée à la visite des sites quaternaires parmi les plus intéressants et les plus classiques de la presqu’île de Crozon. Introduction Si la presqu’île est un extraordinaire musée à l’air libre des formations paléozoïques bretonnes, elle offre également un grand nombre de coupes dans les formations plio-pléistocènes et holocènes qui sont issues de l’histoire récente du Massif armoricain.Après l’histoire hercynienne, la Bretagne est, durant la totalité du Mésozoïque et le tout début du Cénozoïque, sans doute très largement restée émergée, soumise à une érosion et une altération intenses.Le Cénozoïque voit s’installer un réseau fluviatile sur un socle qui réagit aux événements alpins. Dès l’Oligocène, en Bretagne occidentale, des rivières, tel l’Aber-Ildut, incisent assez fortement la surface éocène puis la mer s’avance plusieurs fois sur la péninsule bretonne jusqu’à une altitude de 200 mètres créant de grands aplanissements desquels émergent des îles comme le Menez Hom.A la fin du Tertiaire et au début du Quaternaire la mer envahit à nouveau les grandes vallées comme celle de l’Elorn, submergeant les plateaux littoraux jusqu’à 120 mètres d’altitude isolant des reliefs comme le Menez Luz à l’entrée de la presqu’île.Lors des refroidissements climatiques, les alternances gel-dégel attaquent fortement les roches et la gélifluxion remodèle les versants.Au moment des glaciations, la mer s’étant largement retirée, les vases et les dépôts fins véhiculés par les fleuves sont repris par le vent et éparpillés sur les plateaux et les basses plates-formes littorales en un manteau parfois épais.Par contre, lors des périodes plus chaudes la remontée du niveau marin façonne des galets, édifie des cordons littoraux et des plages que l’on trouve aujourd’hui perchées à quelques mètres au-dessus du niveau des plus hautes mers actuelles.Toutes ces vicissitudes climatiques et paléogéographiques ont été enregistrées dans des dépôts très variés qui sont arrivés jusqu’à nous.L’objet de cette sortie est d’aller à la découverte de certains d’entre eux. Le circuit et les différents arrêts (Fig.1) Fig.1 – Carte avec emplacement des différents arrêts. A partir de Tal-ar-Groas, descendre au sud vers le site de l’Aber. A quelque distance prendre à droite vers la Plage de l’Aber puis à gauche pour rejoindre la côte à l’extrémité ouest de la plage. Arrêt n°1- Plage de l’Aber (Crozon) La remise en eau, il y a quelques années, du polder de l’Aber a accentué l’érosion marine du rivage qui a entamé progressivement les dépôts quaternaires garnissant la base du versant continental au sud de la plage.De ce fait, les formations pléistocènes sont aujourd’hui bien exposées dans la partie occidentale de la plage de l’Aber jusqu’à la falaise rocheuse de la pointe de Trébéron. A proximité immédiate de la cale, la falaise haute de quelques mètres expose la succession suivante : – à la base, sur plus d’un mètre, on trouve plusieurs générations de dépôts de pente (“ head ”), fortement altérés.– au dessus s’observent des sédiments ocres plus fins qui correspondent à du limon.– enfin, surmontant le tout, ce sont des sables dunaires.Le head s’est formé pendant les glaciations, au moment du dégel estival, lorsque l’humidité était suffisante pour engendrer le glissement de débris de roches gélivées sur les versants.Dans l’abondante matrice limono-argileuse ocre, on observe de nombreux blocs de grès quartziques (“ quartzites ”) pluridécimétriques mêlés à des gélifracts de taille plus petite, généralement centimétrique.Des lentilles horizontales plus claires et de petites fentes verticales correspondent à la fonte de veines de glace de ségrégation, généralement déformées par la gélifluxion.Le limon supérieur présente de nombreuses fentes verticales, communément appelées fentes de gel, qui s’enfonçent dans le head sous jacent. Leur ouverture peut être décimétrique, mais elles se rétrécissent progressivement en profondeur et sont parfois polyfides à leur base. Les épontes sont soulignées par l’accumulation d’oxydes ferriques, tandis que leur coeur mieux drainé présente une coloration grise. Ces fentes dessinent en surface un réseau polygonal dont la maille est rarement supérieure à trois mètres. Leur genèse est tardive (tardiglaciaire) et elle est en fait liée au ressuyage estival des eaux de fonte du sol gelé. On observe alors une contraction des limons avec formation de réseaux de fentes de dessiccation. Celles-ci se reforment année après année au même endroit et s’élargissent en raison de leur colmatage par érosion superficielle du sol, lors des averses ou par apport éolien. La circulation de l’eau de pluie dans les sables dunaires holocènes a conduit au lessivage des carbonates qui ont précipité à leur base au contact des limons argileux, en formant un grès à ciment calcaire. Celui-ci moule en fait une ancienne falaise taillée dans le head périglaciaire par la transgression flandrienne, avant le développement de la dune. Les niveaux grésifiés sont bien exposés à l’ouest de la cale où ils fossilisent les ravines entaillant les formations périglaciaires. Ils montrent des figures mamelonnées et des cannelures qui correspondent à des concrétionnements successifs. Arrêt n°2- Flanc ouest de la plage de l’Aber (Crozon) La falaise rocheuse qui ferme à l’ouest la plage de l’Aber est constituée de schistes appartenant à la formation silurienne de Tal ar Groas. Elle est très abrupte et expose des coulées de gélifluxion qui réalisent ainsi la discordance du Quaternaire sur le Paléozoïque. Sur quelques mètres se succèdent des formations ferrugineuses avec une brèche à éléments anguleux de schiste de petite taille, des niveaux de grès roux admettant quelques plaquettes de schiste, puis un conglomérat à galets de roches dures bien émoussés. On passe ainsi d’un milieu continental froid (la brèche), à un niveau éolien littoral (le grès) puis à un niveau marin (le conglomérat). Sur l’estran, nous sommes devant un remarquable paléorivage dont on remarquera l’obliquité par rapport au rivage actuel. Vers le sud-ouest au contact du sable de la plage, le conglomérat moule une petite falaise limitant un platier taillé dans les schistes.

La sortie du 7.10.2006 à Crozon Le volcanisme de la presqu’île de Crozon Sortie animée par Martial Caroff (Université de Bretagne Occidentale, Brest)      Télécharger le document A l’invitation de notre association, un peu plus d’une soixantaine de personnes se sont retrouvées au rendez-vous de Tal-ar-Groas, désormais habituel lorsqu’il s’agit d’une sortie dans la presqu’île de Crozon, pour une journée consacrée à la présentation de son volcanisme paléozoïque.Des études récentes, bouleversant quelque peu les conceptions anciennes, montrent que les affleurements ordoviciens souvent visités des falaises de la presqu’île offrent une remarquable variété de produits volcaniques mis en place en milieu sous-marin peu profond. Parmi ces affleurements, ceux de l’Aber-Raguenez et ceux de Lostmarc’h-Porzig, particulièrement démonstratifs, ont été retenus pour cette sortie. >> Une étude complète de ce volcanisme (Juteau et al.) fera l’objet d’un long article très documenté dans un prochain bulletin de la Sgmb. Présentation La presqu’île est constituée de deux unités tectoniques, dites « Unité de Crozon Nord » et « Unité de Crozon Sud ». Ces deux unités se sont vraisemblablement juxtaposées lors de l’orogenèse hercynienne, par l’intermédiaire d’accidents tectoniques de type coulissage et/ou charriage, le contact se faisant suivant un grand accident chevauchant allant de Lostmarc’h à Châteaulin, l’unité « Crozon Nord » chevauchant l’unité « Crozon Sud ». Ce chevauchement est aujourd’hui connu sous le nom de « cicatrice Crozon Nord – Crozon Sud  » (Rolet et al., 1984).Ce contact est jalonné sur toute sa longueur par des écailles de roches volcaniques et de roches microgrenues basiques qui appartiennent à l’Unité de Crozon Sud.Le volcanisme apparaît donc limité à la série Crozon-Sud dont il constitue la principale originalité. Il y apparaît en affleurements discontinus, tectonisés et écaillés, alignés parallèlement au contact anormal qui sépare les deux unités (Fig.1). Fig.1- Situation des deux unités de Crozon Nord et de Crozon Sud et de l’accident tectonique chevauchant qui les sépare (d’après Rolet et al. 1984) Historique La mise en évidence de ce volcanisme ordovicien en presqu’île de Crozon est due à Charles Barrois qui en a donné une première description en 1889, dans un mémoire quelque peu malencontreusement intitulé “ sur les éruptions diabasiques siluriennes du Menez-Hom ”. Ce relief de grès armoricain qui en impose à l’entrée de la presqu’île n’a en effet rien d’un volcan, les formations éruptives se trouvant en contrebas du sommet, le long de l’Aulne (Trégarvan).A la suite de Barrois, Lucas (1938) a étudié le complexe intrusif de l’Ile de l’Aber et de Raguenez, et il revint à son élève Fourmond (1964) d’avoir su identifier à la Pointe de Lostmarc’h un volcanisme sous-marin comportant des coulées à débit en pillow-lavas, et d’avoir réalisé la première étude de terrain précise de la pointe de Kerdreux. Par la suite Maillet (1977) et Cabanis (1986) ont étudié la géochimie des volcanites de Crozon pour en donner les caractéristiques principales.Depuis le début des années 2000, une série de mémoires de Maîtrise en Sciences de la Terre de l’Université de Bretagne Occidentale apporte de nombreuses descriptions nouvelles sur les roches volcaniques et sub-volcaniques sous-marines d’âge ordovicien exposées dans les falaises de la presqu’île. Les différents arrêts (Fig.2) Fig.2 – Carte de la presqu’île avec emplacement des différents arrêts. A partir de Tal-ar-Groas descendre au sud vers le site de l’Aber. Juste après le franchissement de la rivière stationner à gauche. Arrêt n°1- Le Four à Chaux de Rozan- l’Aber (Crozon) Les premiers affleurements, juste au-dessus de la zone de stationnement, montrent des carbonates tandis qu’à l’ouest, plus près du four à chaux, dans une ancienne carrière, sont visibles des schistes et des calcaires accompagnés de manifestations volcaniques basiques d’affinité basaltique.Celles-ci forment ici une coulée d’environ 5 mètres de puissance dont le débit en coussins (pillow-lava) est caractéristique d’un épanchement en milieu aqueux, sans doute marin. Les coussins de lave sont de grande taille (60cm à 1,20m) ; ils s’organisent sur plusieurs niveaux qui correspondent à des venues successives. Ils sont cimentés par des calcaires bioclastiques et des sédiments à forte composante volcanique : tuffites et épiclastites. Ils sont fortement altérés, mais on y reconnaît la bordure vitreuse et de nombreuses vacuoles disposées à leur périphérie. A la cassure, on observe une roche de couleur sombre (mésocrate), parcourue de veines de calcite mises en place dans les fractures, riche en vacuoles remplies de calcite ou d’argile. La texture est isotrope microlitique, vacuolaire, riche en verre ; les plagioclases, par leurs terminaisons bifides, traduisent le refroidissement très rapide de la lave par phénomène de trempe dans l’eau de mer. Quelques fantômes de minéraux colorés (olivine et pyroxène) sont reconnaissables. Le débit en coussins et la présence de calcaires francs associés traduisent une mise en place dans un environnement marin carbonaté.Cet ensemble appartient à la Formation des Schistes et Calcaires de Rosan dont l’âge est Ordovicien supérieur, la base de la coupe se plaçant dans le Caradoc supérieur tandis que son sommet appartient à l’Hirnantien (anciennement Ashgill pro parte).Les carbonates ont été largement exploités pour la fabrication de la chaux, ce qui explique l’implantation ici d’un four à chaux édifié en 1839. Poursuivre sur une centaine de mètres vers le sud pour rejoindre le parking du site de l’Aber.A pied, prendre le sentier qui longe le littoral en direction de l’Île de l’Aber et de la Pointe de Raguenez. Arrêt n°2- Pointe de Raguenez (Crozon) La partie basse de l’estran montre des grès fins et des schistes qui correspondent à la Formation des Grès de Kermeur datée à 450 millions d’années (Caradoc).Ces sédiments sont accompagnés de filons plurimétriques (au nombre de trois) d’une roche de couleur beige de nature basaltique (dolérite ou diabase) assez aisément identifiables parce qu’ils sont mis en relief par l’érosion. Ces filons sont souvent très riches en petites vacuoles plurimillimétriques de couleur sombre, arrondies ou fluidales, parfois organisées en essaims. Sous le microscope, elles apparaissent constituées de produits secondaires. Leur origine et leur mode de formation ne sont pas encore aujourd’hui clairement expliqués (bulles de dégazage ?).Par définition intrusifs, ces filons sont clairement parallèles à la stratification des grès ou des schistes. Ils correspondent donc

La sortie du 05.11.2005 dans la Vallée de la Rance (Ille-et-Vilaine & Côtes-d’Armor) Les roches métamorphiques de la Vallée de la Rance Sortie animée par Pierre Jégouzo et Jean Plaine, Université de Rennes 1  Dans la quiétude d’un petit matin ensoleillé, une quinzaine de personnes étaient présentes au rendez-vous de la Sgmb sur le port de Saint-Suliac pour aborder l’observation des roches métamorphiques de la vallée de la Rance. L’objectif de cette journée, en dehors d’une découverte classique, était d’évaluer l’intérêt patrimonial des affleurements, leur intérêt pédagogique ainsi que leur cohérence dans la perspective d’une mise en valeur scientifique des sites naturels de cette belle ria bretonne. Des problèmes de marée, doublés d’un aléa automobile, nous ont conduit à quelque peu modifier l’ordonnancement de cette journée. Il était en effet logiquement prévu de visiter les sites en partant des termes les moins métamorphiques pour aller dans le sens croissant du métamorphisme et finir par les roches au métamorphisme le plus intense. Soit ! quitte à passer pour des “ rétrogrades ” nous avons fait les choses dans l’autre sens. Ce compte-rendu en est le reflet, charge à chacun de faire, au prix d’une certaine gymnastique intellectuelle, le circuit dans le sens inverse pour avoir une approche plus pédagogique de la notion de métamorphisme prograde. Présentation Entre Côtes-d’Armor et Ille-et-Vilaine, la vallée de la Rance offre une coupe géologique naturelle dans des roches métamorphiques classiquement désignées sous le nom de Domaine cristallophyllien de Saint-Malo-Dinan ou encore plus simplement Massif de Saint-Malo.Depuis l’écluse du Châtellier un peu au nord de Dinan jusqu’à Dinard et Saint-Malo se succèdent 3 ensembles métamorphiques (Fig.1): un ensemble à dominante micaschisteuse connu sous le nom de micaschistes de Langrolay-Saint-Suliac, un ensemble à dominante gneissique connu sous le nom de gneiss de la vallée de la Rance, un ensemble à dominante migmatitique connu sous le nom de migmatites de Saint-Malo.Ces ensembles sont cartographiquement organisés en bandes orientées Sud-Ouest – Nord-Est. Fig.1- Carte géologique simplifiée du Massif de Saint-Malo montrant les trois grandes unités lithologiques et les isogrades du métamorphisme (d’après Martin, 1977) Ainsi le Massif de Saint-Malo présente une “ série métamorphique continue ” allant des micaschistes et gneiss du faciès schistes verts au sud aux granites d’anatexie au nord en passant par des roches du faciès amphibolite, ce qui en fait, entre autres, un objet géologique d’intérêt pédagogique majeur.A l’origine il s’agissait d’un ensemble silteux, greywackeux ou plus gréseux, riche en alumine, parfois plus calcique, la base de la pile sédimentaire se situant au nord, dans l’actuelle partie migmatitique. Tous ces sédiments d’âge briovérien inférieur (590-600 millions d’années ?) ont été affectés par un métamorphisme Basse Pression-Haute Température au sein de la chaîne cadomienne, ceci autour de 540 millions d’années.Ils ont en outre enregistré plusieurs épisodes de déformation, que l’on place au nombre de trois, plus ou moins facilement identifiables sur l’affleurement ou bien qui sont déductibles à partir des mesures régionales de la schistosité ou de la foliation. La notion de métamorphisme Lorsque des roches, qu’elles soient sédimentaires, magmatiques, ou même déjà métamorphiques, sont portées dans des conditions de pression (P) et de température (T) différentes de celles qui existaient lors de leur formation, elles subissent des réarrangements de texture, surtout par apparition d’une schistosité ou d’une foliation, et des recristallisations minérales, ces réorganisations se produisant à l’état solide. Elles se trouvent ainsi transformées en roches métamorphiques.Ces conditions se trouvent principalement réalisées dans les chaînes de montagnes, les deux paramètres P et T agissant de façon significative dans les zones profondes de l’écorce terrestre.L’enfouissement des roches entraîne une augmentation de la pression et de la température, mais leur présence actuelle à la surface implique une érosion très importante après leur formation diminuant la charge et une remontée de la croûte enfouie avec corrélativement une diminution de P et T. Au cours du temps la roche suit donc un trajet qui dessine une courbe fermée que l’on appelle chemin Pression-Température-temps (chemin P-T-t) surtout bien identifiable dans les chaînes de collision.Elle atteint un stade de pression maximale puis un stade de température maximale (pic du métamorphisme), c’est le métamorphisme prograde, avant de revenir vers son état originel au cours du métamorphisme rétrograde.Les isogrades (apparition/disparition de minéraux ou d’associations minérales) ne représentent que la manifestation spatiale à un instant donné de l’évolution du métamorphisme dans le temps. Cet instant est toujours celui où la température est maximale. Schiste, micaschiste, gneiss : nomenclature des roches métamorphiques Les roches métamorphiques ne font pas encore l’objet d’une nomenclature claire, universellement acceptée.Celle-ci fait appel à de critères structuraux ou texturaux, à la nature de la roche initiale dont elles dérivent ou à l’assemblage minéralogique actuellement observable.Le terme schiste correspond à une roche qui se débite en feuillets plus ou moins serrés. Ce débit appelé schistosité est d’origine tectonique.La roche originelle est le plus souvent une siltite (vase ou argile consolidée).Le terme micaschiste désigne un schiste à biotite et (ou) muscovite, ces micas conférant à la roche un aspect un peu plus “ cristallin ”. Dans ce cas, on donne le nom de foliation au débit en feuillets pour souligner que l’on est dans des domaines de métamorphisme relativement intense. La roche originelle est là encore généralement une siltite (vase ou argile consolidée).Le terme gneiss désigne une roche métamorphique au grain plus grossier que celui d’un micaschiste, la roche d’origine étant un grès à grain fin ou une greywacke. Contrairement à un usage abusif, il n’y a aucune raison d’admettre, à priori, qu’un gneiss corresponde à un degré de métamorphisme plus élevé que celui qui caractérise un micaschiste. Il convient donc de conserver un caractère purement descriptif à ces termes. Micaschiste et gneiss peuvent être caractérisés par la présence d’un minéral spécifique, exemple : micaschiste ou gneiss à biotite, à sillimanite,… Les migmatites, des roches métamorphiques ? Processus de recristallisation à l’état solide, le métamorphisme est en principe clairement distinct des phénomènes magmatiques qui impliquent la participation d’un liquide silicaté. Cependant, dans certains domaines du métamorphisme de haut grade, la température est suffisamment

La sortie du 12.03.2005 à Landévennec, Finistère Les cordons de l’anse du Loc’h, Landévennec (Finistère) Sortie animée par Bernard Fichaut et Pierre Stéphan, Université de Brest   La rade de Brest est riche en sites géologiques réputés. Elle possède également un patrimoine beaucoup moins connu mais surtout plus rare dans l’Ouest de la France, à savoir de nombreux cordons littoraux dont la liste et la description ont été données dès 1957 par le géographe André Guilcher. Sous cette dénomination de cordons littoraux sont englobées toutes les plages qui ont la particularité de ne pas être adossées à la côte. Elles sont nombreuses dans la rade, ces formations résultant toujours de dépôts sédimentaires volumineux dans des secteurs de diminution de l’énergie des vagues. En général présentes sur des littoraux exposés aux grandes houles venues du large, celles qui sont reconnues dans la rade ne répondent pas à ce schéma. Deux facteurs favorisent leur existence : d’une part l’extrême découpage du trait de côte où, sur de faibles distances, se succèdent pointes rocheuses et profondes rias donc secteurs d’érosion et de dépôt, d’autre part l’abondance du matériel sédimentaire mis à la disposition des vagues.Dans la rade en effet, les vagues sont particulièrement efficaces pour éroder les sédiments meubles que l’on trouve en haut de l’estran et qui sont du head périglaciaire issu de la gélifraction et de la gélifluxion des versants rocheux au cours du Pléistocène.    Faisant suite à une série de présentations de ces particularités géomorphologiques la veille à Argol, complétée par l’analyse d’un premier site à Logonna-Daoulas, la sortie de ce jour avait pour objet la visite, au cours de la matinée, d’un deuxième site du sud de la Rade, l’anse du Loc’h à Landévennec (Fig.1) Fig.1 – Situation géographique de l’anse du Loc’h dans la rade de Brest  Les grains du matin n’ont pas rebuté la quinzaine de personnes venues découvrir les cordons littoraux de l’anse du Loc’h, situés à la limite des communes de Landévennec et d’Argol.    Pour remonter à l’histoire de la formation de ces cordons, il faut se diriger à l’Ouest sur l’estran afin de connaître l’origine des cailloutis qui constituent la flèche actuelle et comprendre comment ils ont pu s’accumuler dans cet endroit.La falaise rocheuse y apparaît constituée d’une alternance de couches de grès et de couches de schistes d’épaisseur décimétrique souvent verticales et déformées par des plis disharmoniques dont les charnières sont fort bien visibles; les bancs de grès, souvent quartzitiques, sont en relief par rapport aux niveaux schisteux. Pli dans la formation des schistes et quartzites de Plougastel Cet ensemble appartient à la formation dévonienne des Schistes et quartzites de Plougastel. Il est à priori susceptible d’avoir fourni des fragments rocheux, mais l’énergie des vagues est insuffisante pour efficacement éroder ces roches.Par contre, au-delà de cette pointe, la grève suivante montre une haute falaise constituée de sédiments quaternaires meubles périglaciaires appelés head; il s’agit de coulées à blocs à matériel très hétérométrique constitué d’une matrice argileuse qui englobe en proportions variables des graviers, cailloux et blocs. Compte tenu du pendage des couches du socle sous-jacent et au gré des alternances journalières et saisonnières gel-dégel ce matériel a pu descendre jusqu’à l’estran; là il a livré aux marées et aux houles de tempête des fragments rocheux parmi lesquels les plus lourds sont restés sur place tandis que les plus légers (cailloux, graviers), entraînés dans la dérive littorale, ont été transportés au delà des pointes rocheuses. Là, dès qu’un abri s’est présenté, il y a eu dépôt en masse. Ce phénomène se poursuit aujourd’hui comme le montrent les fragments rocheux triés et accumulés sur l’estran derrière la pointe rocheuse lorsqu’on revient vers le Loc’h .Il faut dire que l’érosion est loin d’entraîner, comme on pourrait le penser, la régularisation du rivage mais bien au contraire puisqu’elle agit plus sur les zones constituées de head en les creusant que sur les zones dures.Dans certains cas, le fluage a organisé les dépôts en couches de nature et de granulométrie différentes qui ont pu se voir cimentées par la précipitation d’oxydes (de manganèse en particulier) et donner aujourd’hui une formation géologique appelée grèze litée dont on a un exemple très spectaculaire en cet endroit. Il s’agit d’un type de formation fréquente en domaine périglaciaire que l’on trouve en plusieurs endroits de la rade mais qui demeurent exceptionnels en Bretagne. Le quaternaire: falaise de head et grèze litéeLes cordons se situent au débouché de la profonde vallée du Loc’h qui incise la formation des Schistes et quartzites de Plougastel sur le versant sud de la rade de Brest. Une double flèche de galets isole de la mer un petit marais maritime (Fig.2).La flèche interne qui s’enracine à l’Est n’est plus active tandis que la flèche externe accrochée à l’Ouest est fonctionnelle et domine la première de plus d’un mètre. Cet ensemble réalise ainsi un système en chicane souvent considéré comme d’origine unique mais aujourd’hui il est clair qu’il s’agit de deux cordons superposés, la flèche externe s’étant développée sur une flèche interne plus ancienne également ancrée à l’Ouest.Il faut noter qu’une autre vallée, à l’Est, celle du ruisseau du Bois du Loc’h, aboutit également dans l’anse. Fig.2 – Les flèches du Loc’h à Landévennec (d’après Stéphan et al., 2005) Pour gagner la mer, le ruisseau du moulin du Loc’h adoptait à l’origine un tracé en baïonnette, venant dans la partie occidentale de l’étang buter contre le sillon le plus récent pour partir vers l’Est et déboucher sur le rivage à son extrémité orientale. Ce dispositif a été plusieurs fois modifié par l’ouverture, lors de marées importantes ou de tempêtes, de brèches dans la flèche externe.En 1993, lors de la « marée du siècle », une nouvelle rupture intervient favorisant la vidange totale du marais et son assèchement. Au début de 1994 des travaux de colmatage et de reprofilage du cordon sont entrepris, mais les conditions du fonctionnement hydrodynamique du secteur sont profondément modifiées.En Décembre 2003 un épisode pluvieux entraîne l’ouverture d’une brèche dans la flèche interne pratiquement au milieu

La sortie du 08.10.2004 dans le Val de Loire  Le Complexe métamorphique de Champtoceaux– des éclogites aux sédiments carbonifères – Sortie animée par Michel Ballèvre, Université de Rennes 1  Télécharger le document Le complexe métamorphique de Champtoceaux est une vaste structure d’échelle crustale en forme de « nappe », située en domaine sud-armoricain. Il est limité au nord par la faille de Nort-sur-Erdre et au sud par la branche méridionale du cisaillement sud-armoricain (CSA).Cartographiquement (fig.1), il apparaît comme une vaste antiforme de direction Est-Ouest, à fort plongement Est. Ce pli est probablement contemporain du mouvement dextre le long du Cisaillement sud-armoricain et de l’intrusion du granite varisque de Vigneux; il s’est donc développé durant le Carbonifère supérieur, autour de 310 millions d’années.Dans ce pli on reconnaît deux grands ensembles métamorphiques superposés qui, de la base au sommet, sont: A/ L’Unité para-autochtone de Mauves qui consiste en une séquence monotone de métagreywackes d’âge inconnu (Protérozoïque supérieur ?). B/ Le Complexe de Champtoceaux proprement dit qui chevauche l’unité de Mauves. Il consiste en plusieurs unités empilées les unes sur les autres que l’on distingue essentiellement selon la lithologie et le degré de métamorphisme. Les chevauchements qui limitent ces unités ayant un comportement ductile et les roches ayant généralement une fabrique mylonitique, ce sont les discontinuités lithologiques et (ou) métamorphiques qui permettent de dessiner ces chevauchements. En conséquence 2 sous-unités principales sont reconnues: – l’allochtone inférieur formé de: – L’unité du Cellier, constituée de gneiss leucocrates à lentilles d’éclogites surmontés de micaschistes.– L’unité de Saint-Mars, constituée de gneiss leucocrates très déformés (orthogneiss). – l’allochtone moyen formé de: – L’unité de Champtoceaux, constituée d’orthogneiss migmatitiques avec quelques reliques d’éclogites.– L’unité de Drain, constituée de gabbros déformés et de quelques péridotites.– L’unité du Hâvre, constituée de métavolcanites et de métasédiments. – l’allochtone supérieur formé de sédiments et de roches volcaniques moyennement à fortement déformés: c’est l’Unité des Mauges.    Au nord-est du complexe, le Bassin d’Ancenis, est en contact faillé avec les unités métamorphiques empilées; il est essentiellement rempli d’argilites et de grès peu déformés, simplement disposés en blocs basculés, recoupés de corps microgranitiques, rhyolitiques et leucogranitiques. La faune et la flore y suggèrent un environnement continental et un âge Carbonifère précoce. La sortie de ce jour a permis d’examiner ces différentes unités, à partir d’affleurements aujourd’hui devenus classiques. Fig.1 – Carte géologique simplifiée du Complexe de Champtoceaux (d’après Bosse et al., 2000) Le parcours et les différents arrêts Depuis la Nationale 23 Nantes-Ancenis rejoindre le village de Mauves-sur-Loire. Traverser ce dernier et aller vers le sud Loire par la D 31 en direction de La Chapelle-Basse-Mer.Franchir le fleuve par le pont de Mauves et au stop suivant aller à gauche vers Champtoceaux. La route (D 751) suit la levée de la Loire, rejoint la D7 que l’on prend à gauche toujours vers Champtoceaux.Peu après, juste avant de franchir la Divatte, à la limite entre Loire-Atlantique et Maine-et-Loire, stationner à droite au niveau du chemin d’entrée de la carrière de la Bréhardière (accès soumis à autorisation). Fig.2 – Carte du parcours avec emplacement des différents arrêts Arrêt 1 : Leptynites, éclogites et micaschistes de la Bréhardière En bordure de la Divatte, la carrière de la Bréhardière (ou de la Varenne), partiellement exploitée, entame les roches métamorphiques de l’unité du Cellier et de l’unité de Mauves.    Dans la partie Est de cette carrière, malheureusement très largement comblée, apparaissent encore aujourd’hui des roches claires, grisâtres, fortement déformées, à débit planaire régulier (foliation). Ce sont des gneiss à grain fin qui sont constitués de quartz, feldspath et micas blancs (phengite en particulier). Ces gneiss leucocrates peuvent être qualifiés de leptynites.Leur caractère orthodérivé, c’est à dire issus de roches magmatiques, se reconnaît dans la présence « d’yeux centimétriques » de feldspath potassique. Ils pourraient dériver de granites ou de laves rhyolitiques parfois porphyriques ce que confirme leur composition chimique.L’âge du ou des protolites magmatiques de ces orthogneiss n’est pas connu mais un granite métamorphique reconnu dans la région de Saint-Mars-du-Désert a été daté à 485 Ma et d’autres orthogneiss (Le Cellier, la Picherais) autour de 480 Ma; un âge entre 480 et 490 Ma, soit Ordovicien inférieur, peut donc être proposé pour la mise en place de ces magmatismes acides. Ces leptynites sont la plupart du temps accompagnées de niveaux amphibolitiques, association fréquente dans certains domaines métamorphiques, ce qui explique leur appellation classique de groupe leptyno-amphibolique (GLA) que l’on peut trouver sur certaines cartes géologiques. Dans la partie la plus lointaine de la carrière, les leptynites renferment des lentilles de faiblesdimensions (de l’ordre du mètre) qui ne montrent généralement pas de foliation interne mais sont étroitement moulées par la foliation des gneiss. Quelques fractures y sont remplies d’albite. Ces « boudins de roches métamorphiques », souvent altérés, montrent une paragenèse d’éclogite, étant constitués d’un pyroxène sodique (omphacite) qui est un mélange jadéite-diopside, de grenat rose de très petite taille, de glaucophane et de phengite (mica).Cette association de minéraux métamorphiques caractérise le faciès des éclogites, les conditions pression-température étant de l’ordre de 15-20 kbar et 550-600°C, ce qui explique la présence du pyroxène sodique apparu selon la réaction classique albite à jadéite + quartz.Elle explique aussi la densité et la grande dureté de la roche.La phengite, témoin du métamorphisme haute-pression, est essentiellement incluse dans le grenat. La présence de la glaucophane correspond aux premier stades de la rétromorphose. Il faut souligner que ces roches de faciès éclogite ont depuis longtemps attiré l’attention des minéralogistes parmi lesquels Alfred Lacroix (en 1891) est le plus célèbre. Si on retrace les chemins P-T-t on constate que ces roches se sont mises en place à 45 km de profondeur et ont subi leur métamorphisme à 30 km. Ces éclogites peuvent dériver soit de basaltes, soit de dolérites, soit encore de gabbros; la géochimie n’apporte pas de réponse significative et seule la texture, observable en lame-mince, peut renseigner; elle se révèle microgrenue doléritique. Ces roches éclogitiques dérivent donc de filons doléritiques qui ont été ensuite étirés et boudinés dans la déformation. La coexistence de ces deux types de roches correspond à

La sortie du 23.05.2004 dans la Baie du Mont Saint-Michel Normande et bretonne,la Baie du Mont-Saint-Michel Sortie animée par Bernadette Tessier, Université de Caen   Télécharger le document Partagée entre Normandie et Bretagne, aux confins du golfe normand-breton, la baie du Mont-Saint-Michel, site reconnu au patrimoine mondial, est un lieu privilégié qui permet l’observation d’un grand nombre de phénomènes de sédimentation actuels ou récents.La marée, incarnée par l’expression « comme un cheval au galop », en a forgé la notoriété; elle en est également le facteur naturel principal qui construit son environnement et contrôle son fonctionnement sédimentologique. Introduction La baie du Mont-Saint-Michel s’inscrit toute entière dans le cadre et dans l’histoire géologique récente du Massif armoricain. Ce n’est en effet vraiment qu’à partir du Quaternaire que commence le façonnement de la région qui va conduire aux paysages que l’on observe actuellement autour de la Manche.Vers 1,6 millions d’années s’installe un régime climatique particulier qui voit l’alternance de périodes très froides, les glaciations, et de périodes plus tempérées, les stades interglaciaires. Pendant les périodes glaciaires le niveau des mers s’abaisse parfois considérablement en même temps que les fleuves incisent profondément leur substratum. Dès que le réchauffement s’amorce, le niveau marin remonte et la mer peut alors envahir les zones basses en les remplissant de sédiments marins. Depuis environ 1 million d’années, ces alternances climatiques se sont produites au rythme de l’ordre de 120 000 ans, les refroidissements étant souvent longs alors que les réchauffements étaient généralement plus rapides.La région n’a pas échappé à ces cycles, étant occupée soit par des steppes sibériennes, soit par des paysages littoraux et estuariens de climat tempéré. Aujourd’hui, la baie du Mont-Saint-Michel est le résultat du dernier cycle glaciaire/interglaciaire, la chute du niveau marin liée au dernier refroidissement ayant eu pour effet d’éroder la totalité des sédiments marins déposés au cours de la transgression précédente.Il y a donc environ 20 000 ans la dernière glaciation était à son plus fort, le niveau de la mer se situait à 120 mètres au dessous du niveau actuel et la baie était soumise à un climat quasiment arctique.Elle était occupée par une steppe balayée par des vents violents qui provoquaient l’accumulation de sables éoliens au pied des reliefs et l’épandage de loess sur les plateaux environnants.A l’amorce du réchauffement, la mer est remontée progressivement en inondant la Manche. Il y a 9000 ans le niveau marin était à environ 30 mètres sous le niveau actuel et la mer s’insinuait alors dans des vallées fluviatiles surcreusées.Commence alors l’époque interglaciaire holocène et, avec elle, le remplissage de la baie qui se poursuit aujourd’hui. Le parcours et les différents arrêts Cette journée, suivie par une vingtaine de personnes, a consisté en une itinérance dans la partie orientale de la baie, depuis le Nord jusqu’à l’Ouest (fig. 1), de façon à examiner ses principaux sous-environnements morphosédimentaires (les barrières littorales sableuses du nord, le système estuarien à l’est, les estrans de marée et barrières coquillières au sud et à l’ouest), et ainsi comprendre comment fonctionne et évolue cet environnement littoral actuel. La constitution de termes de faciès, la géométrie et l’organisation séquentielle des différents corps sédimentaires qui participent au remplissage de la baie ont été regardées en détail. Fig.1 – Carte du parcours avec emplacement des différents arrêts Arrêt n°1 – Le point de vue à partir des Falaises de Champeaux Entre Carolles et Saint-Jean-le-Thomas les falaises de Champeaux, formées du granite de Carolles (granodiorite cadomienne) et des cornéennes qui l’entourent, sont un magnifique belvédère à partir duquel la vue embrasse toute la baie.L’endroit est idéal pour appréhender la morphologie de ce vaste domaine, pour reconnaître les grands sous-ensembles morphosédimentaires (fig. 3) qui contribuent à son originalité et à sa singularité et pour évoquer les paramètres physiques qui régissent son fonctionnement.  A l’aide de la superbe coupure spéciale de la carte géologique de France à 1/50 000ème « Baie du Mont-Saint-Michel » éditée il y a quelques années par le Servive géologique national (BRGM) l’animatrice de cette journée nous a fait la nécessaire présentation géographique, géomorphologique et géologique de la région. Les grands traits morphologiques (fig. 2 & 3) La baie du Mont-Saint-Michel dessine un vaste arc de cercle ouvert au nord-ouest sur la Manche. Elle est verrouillée au nord par le granite de Carolles et à l’ouest par le granite et les roches métamorphiques de la pointe du Grouin à Cancale.Son substratum est essentiellement fait de schistes briovériens qui affleurent peu sur le littoral immédiat si ce n’est à la pointe du Mont Manet (Genêts), au Grouin du Sud (Vains), à la pointe de Roche-Torin (Courtils) ou à Château-Richeux (Saint-Méloir-des-Ondes). Avec un marnage de plus de 15 mètres en période d’équinoxe, les marées en baie du Mont-Saint-Michel se placent au troisième rang mondial après celles de la baie de Fundy au Canada, et de l’estuaire du Severn en Angleterre. Soumise au balancement incessant de ces marées, la baie présente un vaste estran d’environ 200 km2 qui peut atteindre 10km de large et dont la platitude est simplement rompue par les îlots granitiques de Tombelaine et du Mont-Saint-Michel.Cet espace démesurément vaste est prolongé vers l’intérieur par des zones conquises et aménagées par l’homme: marais de Dol, polders du Mont-Saint-Michel. Trois rivières qui ont statut de fleuves, débouchent dans la baie: la Sée et la Sélune à l’est et, bien sûr, le Couesnon au pied du Mont. Leur débit est la plupart du temps faible et elles n’apportent quasiment pas de sédiments à la baie, sinon des particules argileuses.Malgré tout, elles débouchent sur la Manche par un vaste système estuarien dont le rôle est fondamental dans le fonctionnement sédimentaire de la baie. La morphologie de la baie est très diverse. A l’ouest, dans la région de Cancale, la côte rocheuse est très découpée. On retrouve ce même type de falaises à l’extrémité du massif de Carolles où elles sont prolongées au sud par un long cordon dunaire tendu entre Saint-Jean-le-Thomas et le bec d’Andaine. La partie méridionale de la baie, entre Genêts et Château-Richeux, est différente. En avant des

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