La sortie du 08.10.2004 dans le Val de Loire                                                                                                           

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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 faibles
dimensions (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 un magmatisme bimodal (acide-basique) dans lequel les roches basiques filoniennes sont forcément plus jeunes que les roches acides qu'elles recoupent. Ce magmatisme répond ici à la fusion d'une croûte continentale et en conséquence les éclogites de Champtoceaux ne correspondent en aucun cas aux reliques d'une croûte océanique.

Du point de vue paléogéographique, il est admis que durant le Paléozoïque le Massif armoricain a évolué en bordure nord du supercontinent Gondwana et à l'Ordovicien des phénomènes extensifs ont conduit à la formation de fossés d'effondrement (rifts) qui ont permis la remontée de ces magmas alcalins dans une croûte amincie.

Des zircons extraits de l'éclogite ont fourni un âge Uranium-Plomb à la limite Dévonien-Carbonifère qui est interprété comme celui de leur croissance. Cet âge, confirmé par ailleurs autour de 360 Ma à partir d'analyses Samarium-Néodyme plus récentes sur cette même éclogite, est donné comme l'âge de l'événement de haute-pression dans l'unité du Cellier.

Cet âge se révèle beaucoup plus jeune que celui proposé pour l'événement haute-pression reconnu dans d'autres unités du Massif armoricain. Ceci laisse ouverte la possibilité de son non synchronisme à l'échelle du massif soit dans un stade de convergence continue soit lors de plusieurs épisodes de subduction-collision.

Manifestement, les roches très métamorphiques de l'unité du Cellier chevauchent ici les roches beaucoup moins métamorphiques de l'unité de Mauves.
Il s'agit en fait de l'un des chevauchements majeurs reconnus dans le complexe métamorphique de Champtoceaux, la carrière pratiquement toute entière étant ce vaste chevauchement.

En résumé, cette carrière montre que le chevauchement de la nappe de Champtoceaux sur l'unité de Mauves :

   1- est postérieur à l'épisode éclogitique.

   2- qu'il s'accompagne d'une déformation ductile dans les deux unités.

   3- que la déformation ductile, effectuée dans le faciès des amphibolites à albite et épidote
(8-10 kbar, 500-550°C) et commune aux deux unités, traduit une "accordance" des
conditions du métamorphisme.

Refaire le chemin inverse vers Mauves-sur-Loire. Dans cette localité, prendre à droite la D 68 vers Le Cellier. Dans ce village monter sur la gauche vers l'église, la contourner par la droite et poursuivre au nord. Atteindre un rond-point et aller à gauche vers la Vinalière. Dans ce hameau nouvellement loti prendre à gauche une petite route fortement pentue qui mène à la Ferrière. Après 200 mètres environ, stationner sur la droite au niveau d'une vigne.

Arrêt 2 : L'éclogite de la Vinalière

Les éclogites du Cellier se retrouvent dans les vignes et les prés à proximité de la Vinalière.
Ce sont des roches très dures, qui se débitent cependant en plaques selon des fractures tardives. De couleur vert-clair à rose, elles montrent un grain fin. Quelques amphiboles noires sont parfois visibles.

Dans ces éclogites, à rétromorphose généralisée, le grenat présente des zones de croissance ce qui prouve qu'il n'a pas bougé. Ces roches peuvent correspondre à des dolérites.

Descendre vers la vallée où affleurent sur le côté droit de la route des micaschistes puis remonter vers la Ferrière et faire demi-tour dès que possible pour revenir à Le Cellier. Dans le village prendre à gauche la D 68. Au niveau d'un calvaire prendre à droite la direction de la cale de Clermont et de la Saulzaie
Dépasser l'ancienne carrière de la Savariais, actuellement site contrôlé pour déchets, qui expose l'unité de Saint-Mars-du-Désert, puis obliquer sur la gauche en direction de la Saulzaie. La route traverse Vandel et rejoint une petite route qui descend à droite vers la Saulzaie où il est possible de stationner juste avant la ligne de chemin de fer.
Passer sous la ligne de chemin de fer et partir par le chemin qui se dirige vers l'Est (chemin de grande et petite randonnée).

Arrêts 3-4-5 : Micaschistes, amphibolites et gneiss migmatitiques du bord de Loire

Le chemin qui suit la Loire permet une coupe du contact entre les deux ensembles majeurs du complexe de Champtoceaux, à savoir l'unité de Mauves et l'unité de Champtoceaux.

Pratiquement au départ du chemin, alors que la voie ferrée passe sous un tunnel, affleurent (arrêt 3) des micaschistes à grenat et biotite dont la foliation pend d'environ 60° vers le nord-est et porte une linéation subhorizontale. Au microscope on remarque que le grenat englobe du chloritoïde, tandis que dans la matrice apparaît la staurotide.
Le grenat a gardé le souvenir de l'état de la roche avant l'augmentation de l'intensité du métamorphisme et la matrice l'augmentation de température pendant la croissance du grenat.

A environ 500 mètres en amont, le chemin mène au pied des ruines de constructions en terrasse qui datent du 19ème siècle. Ce sont les "Folies Siffait. Ces murs ont été bâtis sur une barre massive d'amphibolites de couleur sombre (arrêt 4), connues sous le nom de Niveau des Folies Siffait; aisément reconnaissables, on les retrouve, entre autres, à Oudon où elles sont très bien exposées.

Ces roches métamorphiques sont constituées d'amphibole noire (hornblende), de feldspath plagioclase (oligoclase) et parfois de grenat. La fabrique planaire des amphiboles traduit une déformation intense que soulignent de petits plis isoclinaux dans des niveaux centimétriques à épidote (jaune-verdâtre).
Quelques rares niveaux à grenat sont identifiables.
Ces amphibolites peuvent dériver soit de gabbros à grain fin, soit de basaltes.

Poursuivant le chemin toujours vers l'est, juste après un auvent protégeant la voie ferrée des chutes de pierres, s'observent (arrêt 5) des gneiss fortement déformés (fabrique planaire) qui sont riches en veines de couleur claire; ces veines à composition granitique, que l'on appelle leucosomes, prouvent que la roche a été partiellement fondue.

Nous sommes en face de gneiss migmatitiques, les gneiss de Champtoceaux.
Par rapport aux roches précédemment observées tout indique que le degré de métamorphisme a encore augmenté alors que si on se fie à l'allure de la foliation nous sommes ici dans les niveaux les moins profonds de la "pile sédimentaire". La température enregistrée par la roche est ici de l'ordre de 700°C alors que pour les paragenèses à staurotide précédemment reconnues elle est de 600°C.
Il y a donc contradiction puisque les roches les plus chaudes se trouvent au dessus des roches les plus froides. Il y a donc un gradient inverse du métamorphisme.
Cette disposition peut s'expliquer soit par l'existence d'un vaste pli soit par un chevauchement du "chaud sur le froid"qui aurait agi à la manière d'un "fer à repasser".
Les migmatites sont clairement post-éclogitiques.

Toujours à pied, revenir vers la Saulzaie, et à l'approche des Folies Siffait, passer sous la voie ferrée pour rejoindre un affleurement au pied d'une tourelle.

Arrêt 6 : La serpentinite des Folies Siffait

Il s'agit d'une petite extraction de roches qui a été fort heureusement dégagée lors de la mise en valeur des Folies Siffait; autrement elle serait passée inaperçue.
La roche, de couleur sombre, est intensément schistifiée, les plans de foliation montrant le développement de talc et de chlorite. C'est une péridotite serpentinisée, l'altération s'étant faite aux dépends de l'olivine dont la forme des cristaux se reconnaît dans la serpentine.
Une telle roche peut représenter soit un fragment du manteau soit un cumulat d'olivine à la base d'un gabbro.
En réalité, ici, toutes les observations montrent qu'il s'agit d'une intrusion gabbroïque.
Cette intrusion se place au contact entre les gneiss de Champtoceaux très déformés, visibles à proximité mais dont le caractère migmatique est préservé plus à l'est (cf. arrêt 5), et les amphibolites situées à l'ouest (cf. arrêt 4).

Nous sommes là au contact majeur entre une unité migmatitique ayant subi une fusion partielle à des températures de l'ordre de 700°C, et une unité dans laquelle les paragenèses à staurotide indiquent une température de l'ordre de 600°C.
L'unité migmatitique chevauche une unité beaucoup moins métamorphique.
Ce chevauchement, le deuxième observé après celui de la carrière de la Bréhardière, est parfois nommé avec humour et toutes proportions gardées, MCT (Main Champtoceaux Thrust) par analogie avec le MCT (Main Central Thrust) himalayen.

Quel est l'âge de ce chevauchement ?

Ce chevauchement est caractérisé par un âge post éclogitique et post migmatisation, une intense déformation ductile dans les conditions du faciès amphibolite et par un rééquilibrage thermique entre les deux unités qui aboutit à un métamorphisme inverse.
Son âge réel peut être calculé sur les micas qui donnent 340 Ma, donc Carbonifère inférieur.

Les Folies Siffait

Surplombant la Loire et aujourd'hui la voie ferrée, les Folies Siffait correspondent à une œuvre architecturale démesurée et quelque peu folle, voulue par Maximilien et Albert-Oswald Siffait, héritiers d'une famille d'industriels de la Somme, et réalisée entre 1819 et 1829.

Elle est faite d'éléments de décoration conçus en terrasses et construits dans l'esprit romantique qui, au début du 19ème siècle, affectionne particulièrement les ruines. Le jardin est constitué de faux vestiges, à l'origine multicolores. Disposés en labyrinthe, ces ruines comportent des tours, des escaliers qui ne conduisent nulle part et des terrasses qui permettent d'admirer la Loire. Le site est en cours de rénovation pour une ouverture au public.

Reprendre le véhicule à la Saulzaie et remonter sur le coteau en direction de la RN 23. Prendre sur la droite celle-ci en direction d'Ancenis.
Après environ 13 kilomètres d'un parcours qui offre de beaux points de vue sur la vallée de la Loire, au niveau d'un rond-point prendre à droite pour rentrer dans Saint-Géréon.
On rejoint peu après l'ancienne route de Nantes (boulevard des Airennes) que l'on prend à gauche.
Dans Saint-Géréon, au premier rond-point, prendre à gauche la rue des Vignes vers le centre de la localité dont on aperçoit l'église.
A environ 200 mètres on distingue, sur la droite, un plan d'eau et une ancienne carrière qu'il est possible de rejoindre par une voie étroite qui y descend. Possibilité de stationnement en bas.

Arrêt 7 : La rhyolite prismée du plan d'eau du Gotha à Saint-Géréon

   Le plan d'eau du Gotha et la petite zone de loisirs adjacente ont été aménagés au cœur d'une ancienne carrière qui exploitait une roche beige clair, dure et compacte qui forme un petit relief sur lequel est implanté l'église de Saint-Géréon.

La texture de la roche est très largement aphanitique. Figurée comme microgranite sur la feuille géologique Ancenis, il s'agit en réalité, comme l'avait fort bien décrit E.Bureau, d'une rhyolite dont l'architecture est remarquable.

L'âge de corps rhyolitique est carbonifère, autour de 320-325 Ma.
Du point de vue pétrologique et géochimique il se révèle proche des cinérites connues sous le nom de "Pierre Carrée" (cf. compte-rendu de la sortie du Layon) dont il pourrait être la source d'alimentation.

Remonter sur la rue, rejoindre le rond-point précédent et aller à gauche (Avenue du Pont de Biais). Après 300 mètres, avant la voie ferrée, prendre à gauche le Boulevard Montaigne. L'affleurement principal se situe pratiquement au niveau du Stop sur le côté ouest du boulevard.

Arrêt 8 : Les grès et les argilites du boulevard Montaigne à Saint-Géréon

   La coupe du boulevard Montaigne expose des roches sédimentaires de couleur dominante lie-de-vin, à la stratification bien visible dont le pendage est d'environ 45° vers le nord-est.

Ce sont des grès disposés en couches décimétriques qui alternent avec des niveaux d'argilites (shales). Les niveaux les plus grossiers correspondent à des "grauwackes" dans lesquels la matrice, bien développée, englobe des fragments lithiques, du quartz et des feldspaths. La muscovite détritique est fréquente.
Ces sédiments sont riches en fragments de plantes flottées parmi lesquels on identifie Archaeocalamites qui donne un âge Carbonifère inférieur à l'ensemble de la série. Ils renferment en outre des bivalves d'eau douce, connus depuis les travaux de Louis Bureau, parmi lesquels les plus intéressants portent le nom de Naiadites obesus. Ceux-ci caractérisent, du point de vue paléoécologique, des eaux douces à saumâtres, à quelque distance de la mer ouverte.

Ces roches de très faible métamorphisme, sans schistosité, appartiennent au remplissage dinantien (carbonifère inférieur) du bassin d'Ancenis. Ce bassin appartient, avec les bassins de Châteaulin, de Laval, aux unités sédimentaires armoricaines uniquement déformées durant le Carbonifère.

Ces dépôts sont contemporains de l'exhumation des unités éclogitiques du complexe de Champtoceaux, le bassin d'Ancenis pouvant alors être interprété comme un bassin en extension situé sur une faille normale majeure.

Revenir sur l'Avenue du Pont de Biais; prendre à droite cette avenue, dépasser le rond-point et poursuivre vers l'ouest par le boulevard des Airennes et s'arrêter en face du mur d'une entreprise vinicole ("Muscadet Guindon").
Au sud de la route, il est possible de traverser une vigne et en quelques mètres d'accéder à un tas de déblais surmonté d'une croix.

Arrêt 9 : Les Schistes et calcaires de l'Ecochère à Saint-Géréon

La croix marque l'emplacement de l'ancien four à chaux de l'Ecochère. Dans une petite carrière visible en contre-bas, aujourd'hui transformée en mare, on a extrait un calcaire argileux en plaquettes gris sombre. Ce calcaire, connu sous le nom de Calcaire de l'Ecochère, est visible en nombreux débris sur la butte et dans les vignes environnantes où il est accompagné de schistes. Il est riche en fossiles: polypiers simples ou branchus, brachiopodes… Cet ensemble d'âge frasnien (Dévonien supérieur), confirmé par la découverte de quelques Goniatites, forme, sur ce flanc sud du bassin d'Ancenis, la base transgressive du "Culm frasno-dinantien" sur les formations paléozoïques antérieures.

Les calcaires forment en réalité des lentilles selon un axe WNW-ESE emballées dans des schistes rouges et verts, plus ou moins siliceux.

Revenir sur la route et poursuivre le boulevard des Airennes vers l'ouest, au delà de la rue de l'Ecochère pour rejoindre une vigne, face à la discothèque "les Bermudes".

Arrêt 10 : Les calcaires de l'Ecochère à Saint-Géréon

   Dans la vigne juste après les dernières maisons, il est possible de recueillir de nombreux blocs de calcaire provenant d'une autre lentille carbonatée du Calcaire de l'Ecochère.
Ce sont là encore, des calcaires frasniens riches en fossiles parfois tout dégagés, surtout des coraux (Tétracoralliaires).

Succession des événements déduits de l'observation
des roches aux différents arrêts (fig.3)

A/ Les données Samarium-Néodyme et Uranium-Plomb obtenues sur les roches de faciès éclogitique de l'Unité du Cellier fournissent un âge autour de 360 Ma pour l'événement haute pression survenu lors d'un stade de convergence ou bien lors de plusieurs épisodes de subduction-collision en relation avec l'accrétion et le raccourcissement de bassins arrière-arcs et des arcs eux-mêmes.

B/ Les âges Argon-Argon et les données Rubidium-Strontium contraignent l'histoire du refroidissement qui se produit autour de 330-340 Ma.

C/ L'exhumation des roches haute-pression intervient peu de temps après la subduction, au moment même du remplissage sédimentaire du bassin d'Ancenis proche. Ceci est en faveur d'un modèle "d'extrusion" du Complexe de Champtoceaux au même moment par déplacements simultanés le long de zones de cisaillement et de failles normales au Carbonifère précoce.

Fig. 3- Tableau des contraintes géochronologiques de l'évolution tectonique du Complexe de Champtoceaux (d'après Bosse et al., 2000)

   L'exhumation du Complexe de Champtoceaux intervient de fait dans un site géodynamique orogénique précoce de syn-convergence.
Des déplacements en cisaillement le long du Cisaillement sud-armoricain et des failles associées comme la faille de Nort/Erdre au Carbonifère terminal, reprennent toutes les structures antérieures, mais ne contribuent pas significativement à l'exhumation du Complexe de Champtoceaux.

La succession des événements tectoniques peut ainsi se décliner :

   1- Déformation ductile principale ayant entraîné l'apparition de la foliation; cette déformation est associée au chevauchement du complexe de Champtoceaux sur le para-autochtone (unité de Mauves).

    2- Déformation ductile associée à l'exhumation du complexe de Champtoceaux pour ce qui est de l'unité des Mauges.

    3- Plissement des structures antérieures selon un axe est-ouest à plongement vers l'est.

Fig. 4- Section dans le Complexe de Champtoceaux et les régions sud de Bretagne orientale
(d'après Gumiaux et al., 2004)

 Arrêt complémentaire: site de la Pierre Meslière (ou Pierres Meslières)

A partir de l'arrêt 10 reprendre le boulevard des Airennes vers Saint-Géréon et après quelques centaines de mètres prendre à droite la direction des Pierres Meslières. Suivre le fléchage jusqu'à la zone de stationnemment près de la voie ferrée.
Prendre le chemin qui part à l'ouest (remarquer un ancien four à chaux); dépasser la barrière et tourner à gauche vers la voie ferrée. Avant celle-ci monter sur la droite en longeant une vigne pour, en haut de butte, atteindre le rocher surmonté d'une croix.

   Mis en relief par l'érosion différentielle, ce rocher à la forme pyramidale, haut d'une dizaine de mètres, domine le paysage. Il est formé d'un grès quartzique ("quartzite") gris très dur, veiné de quartz, à stratification assez bien visible (N 120°Est à pendage nord de 45°). De belles surfaces listriques striées ("miroirs de failles") découpent ce rocher. Cette roche dure a été très largement exploitée comme en témoigne la profonde excavation visible au sud.

Au pied du rocher et dans la vigne en contre-bas affleurent des schistes bleu-noir, plus ou moins grèseux, micacés, leur contact avec le grès étant visible un peu au sud. Ils contiennent des nodules qui ont livré des trilobites (Ormathops cf. atavus, Pricyclopyge synophtalma) conférant à la Formation des "Schistes et quartzites de Pierre Meslière" un âge Ordovicien (Llanvirn).

Rédaction du compte-rendu: Jean Plaine, Décembre 2004
Clichés: Jean Plaine

Documents utiles

Cartes géologiques et notices

Feuille Ancenis n° 452

CAVET P. et al. 1978- Notice de la carte géologique de France, feuille Ancenis, BRGM, Orléans.

Feuille Vallet n° 482

MARCHAND J. et al. 1969- Notice de la carte géologique de France, feuille Vallet, BRGM, Orléans.

Orientation bibliographique

BALLEVRE M. & MARCHAND J. 1996- Itinéraire 14: de Nantes à Ancenis: une coupe de la Nappe de Champtoceaux. In Guides géologiques régionaux - Guide géologique de la Bretagne, Lardeux H (éd.),Masson,p.173-178.

BOSSE V., FERAUD G., BALLEVRE M., RUFFET G., PEUCAT J.-J., DE JONG K. 2000- Late Devonian subduction and early-orogenic exhumation of eclogite-facies rocks from the Champtoceaux Complex (Variscan belt, France),Geological Journal, volume 35 special issue 3-4,pp. 297-325.

GUMIAUX C., GAPAIS D., BRUN J.-P., CHANTRAINE J., RUFFET G. 2004- Tectonic history of the Hercynian Armorican Shear belt (Brittany, France),Geodinamica Acta,17,4,289-307.

PAQUETTE J.-L. 1987- Comportement des systèmes isotopiques U-Pb et Sm-Nd dans le métamorphisme éclogitique. Mém. Doc.Centre Armoricain Et. struct.socles,n°14,189p.

PAQUETTE J.-L., MARCHAND J., PEUCAT J.-J. 1984- Absence de tectonique cadomienne dans le complexe de Champtoceaux (Bretagne méridionale) ? Comparaison des systèmes Rb-Sr et U-Pb d'un métagranite. Bull.Soc.géol.Fr.,(7),XXVI,907-912.