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Veryac'h Camaret (29)

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)

      

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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).

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Fig.1- Carte de la presqu’île avec localisation géographique de la coupe du Veryac’h

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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.

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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.

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Fig.3- La succession tardi-Protérozoïque et Paléozoïque inférieur en presqu’île de Crozon (d’après F. Paris)

Les formations :

L’extrémité ouest de la plage du Veryac’h se caractérise par le passage entre la Formation du Grès armoricain observée à la pointe de Pen Hir et la Formation de Postolonnec.

Les grès armoricains sont riches en lingules (brachiopodes inarticulés) et traduisent un milieu de sédimentation de type plate-forme détritique peu profonde (âge : Arenig supérieur).

Au dessus de la Formation du Grès armoricain, le membre inférieur de la Formation de Postolonnec (âge : Llanvirn inférieur) livre de nombreux graptolites, trilobites, brachiopodes, échinodermes et bivalves. Ces fossiles benthiques sont dispersés dans les schistes ou plus fréquemment concentrés dans les nodules.

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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.

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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.

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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.

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La zone de passage entre la Formation de Postolonnec et la Formation de Kermeur
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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...

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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.

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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.

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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 Calcaires de l’Armorique et des Grès de Landévennec.

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Les schistes et calcaires de la Formation de l'Armorique renfermant coraux et autres brachiopodes se sont déposés
alors que le massif armoricain se situait sous les tropiques

 


Texte : Arnaud Botquelen et Jean Plaine
Clichés : Jean Plaine

Nota : La coupe du Veryac’h fera l’objet d’un prochain article dans un Bulletin de la Société géologique et minéralogique de Bretagne.

Orientation bibliographique

BOTQUELEN A., LOI A., GOURVENNEC R., LEONE F. & DABARD M.-P. 2004- Formation et signification paléo-environnementale des concentrations coquillières : exemples de l’Ordovicien de Sardaigne et du Dévonien du Massif armoricain. C.R.Palevol,3,353-360.

BOTQUELEN A. & MELOU M. 2007- Caradoc Brachiopods from the Armorican Massif (Northwest France). J.Paleont., 81 (5), 1080-1090.

BOURAHROUH A. 2002- Chitinozoaires et palynomorphes de l’Ordovicien supérieur nord gondwanien ; impact de la glaciation ashgillienne. Thèse de Doctorat, Université de Rennes, 180p. (non publiée).

CHAUVEL J.-J. & PLUSQUELLEC Y. 1987- Découverte géologique en presqu’île de Crozon, éditions Ouest-France, 32p.

DEUNFF J. 1954- Verhyachium, genre nouveau d’Hystrichosphères du primaire. C.R.somm.Soc.géol.France,13,227-228.

DEUNFF J. 1958- Microorganismes planctoniques du primaire armoricain I- Ordovicien du Verhyac ‘h (presqu’île de Crozon). Bull.Soc.géol.minéral.Bretagne, nouv. sér. 2 : 1-42 (1959).

HAMOUMI N. & THONON P. 1991- la sédimentation au cours de l’Ordovicien supérieur en presqu’île d e Crozon (Massif Armoricain, France) : contrôle climatique (glaciation), volcanique et tectonique (distension),39-67. In Livre des excursions du 3ème Congrès Français de Sédimentologie, Association des Sédimentologistes français, Brest.

LARDEUX H. 1996- Guide géologique de la Bretagne, (3ème édition), Masson éd. Itinéraire 10b, p.136 à 139.

LOI A. & GUILLOCHEAU F. 1995- A tentative model of the restricted plateforms deposits : the Upper Ordovician Kermeur Formation of Western Brittany (France). 16th Regional European Meeting – 5ème Congrès Français de Sédimentologie, Aix-les-Bains, France, 24-26 Avril 1995,p.95.

LONG D.G.F. 1991- A non-glacial origin for the Ordovician (middle Caradocian) Cosquer Formation, Veryac’h, Crozon peninsula, Brittany, France. Geological Journal,26,279-293.

PARIS F. & LE HERISSE A. 1992- Paleozoic in Western Brittany (outline of the armorican geological history and geological itinary in the Crozon Peninsula). Cahiers de Micropaléontologie,7,5-28.

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St-Jean du Doigt (29)

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
      

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A l’invitation de notre association, 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.

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Figure 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)

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Figure 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.

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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.

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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 rochers de la plage de Trégastel font affleurer des roches basiques qui montrent trois faciès différents.
Le faciès le plus répandu est un remarquable gabbro à grands cristaux squelettiques de plagioclases blancs et d’amphiboles sombres. La taille de ces minéraux atteint plusieurs centimètres. Les variations de texture y sont rapides et les niveaux monominéraux ne sont pas rares.
Ces roches sont globalement qualifiées de pegmatites gabbroïques ou de pegmatitoïdes.
Leur composition globale correspond à celle d’un gabbro magnésien et leur chimie est celle du faciès gabbroïque massif commun ce qui signifie qu’il ne s’agit pas d’un jus tardif qui aurait été différencié.

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Pegmatites gabbroïques de Primel

Contrairement à ce que l’on pourrait penser, ce faciès provient non pas d’un lent refroidissement d’un magma basique, mais d’une cristallisation très rapide à partir d’un fluide pegmatitique par un phénomène de trempe du magma ; on y observe d’ailleurs du verre. Selon la pression de fluides on a tantôt des niveaux grossiers, tantôt des niveaux plus fins.
Le deuxième faciès correspond à des dolérites rencontrées sous forme de filons (dykes) au sein du premier faciès. Ces roches ont la même composition isotopique et la même composition minéralogique que les pegmatites gabbroïques. Elles sont considérées comme un système d’alimentation de la chambre magmatique.
Le troisième faciès, près de la route, est un gabbro à gros grain dans lequel les plagioclases blancs sont aisément identifiables. Il s’agit d’un faciès de cumulat à plagioclase + amphibole issu de la cristallisation fractionné d’un magma.
Il faut signaler que ces faciès de cumulats sont très présents entre Primel et Saint-Jean-du-Doigt, toujours en alternance avec des faciès pegmatitoïdes.
Il y a là l’association classique cumulat – pegmatitoïdes, celles-ci résultant d’un liquide échappé du cumulat
Du point de vue géométrique, nous sommes ici sur la bordure de la chambre magmatique, lors d’une étape précoce de la formation du massif gabbroïque avec alimentation au sein d’un cumulat, avant les associations que l’on observe à Poul Roudou qui elles correspondent à la partie inférieure du système magmatique rythmée par l’alternance lits gabbroïques-lits dioritiques.

Poursuivre vers la plage de Primel ; longer cette plage et remonter vers Plougasnou via Sainte-Barbe. Contourner complètement l’église de Plougasnou pour redescendre vers la Plage du bourg. Stationner sur le premier parking à gauche.

Arrêt n°3- Plage du bourg (Plougasnou) : mélanges magmatiques

L’anse de Saint-Jean-du-Doigt est traversée par une grande structure faillée globalement située à l’emplacement de la vallée du Donant de part et d’autre de laquelle les faciès magmatiques diffèrent.
A l’ouest de l’anse (plage du bourg de Plougasnou), on peut observer à la fois sur les blocs polis de grande taille et sur les affleurements de belles morphologies de mélange magmatique non homogénéisé entre gabbro et diorite (“ mingling ” ou mélange mécanique), ce qui procure un aspect chaotique à l’estran. Les parties gabbroïques sombres ont des contours arrondis, lobés au sein de la diorite claire.
Nous sommes vraisemblablement ici dans la partie centrale et dans la zone la plus évoluée de la chambre magmatique, là où les mélanges entre magma basique et magma plus acide sont les plus visibles.
Cette zone convective a produit des mélanges plus ou moins aboutis entre diorite et gabbro ainsi que des faciès d’hybridation.
A noter que le gabbro de Saint-Jean-du-Doigt est déjà, lui-même, le produit d’un mélange entre différents magmas basiques.
Parmi ces faciès, on distingue assez facilement des pegmatitoïdes à taches (pegmatites gabbroïques) dont le mécanisme de formation n’est, pour l’heure, pas expliqué.
Vers la pointe occidentale quelques filons aplitiques recoupent l’ensemble.

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Mélange magmatique ("Mingling") dans l'anse de Saint-Jean-du-Doigt

Faire quelques centaines de mètres pour rejoindre l’autre extrémité de la plage (plage de Saint-Jean-du-Doigt) où l’on stationnera. Partir à pied sur la droite vers les rochers qui ferment à l’est la plage et poursuivre au delà de la première pointe.

Arrêt n°4- Plage de Saint-Jean-du-Doigt (Saint-Jean-du-Doigt) : brèches magmatiques

Si à l’est de la faille de Saint-Jean-du-Doigt on retrouve l’association gabbro-diorite, les structures qui dominent sur cette portion de côte correspondent à des brèches constituées de blocs mélanocrates de gabbro de toutes tailles qui baignent dans une matrice leucocrate dioritique. Cette disposition traduit vraisemblablement la fracturation hydraulique par un jus dioritique de zones gabbroïques quasiment solidifiées (“ magmatic stopping ”).
Ces brèches magmatiques se sont formées à la limite cassant-ductile comme en témoignent les blocs de gabbro aux contours à la fois anguleux (cas le plus fréquent) et plus lobés.
Contrairement à l’arrêt précédent, nous ne sommes plus au coeur de la chambre magmatique mais plutôt à sa périphérie
Les formations de l’anse de Saint-Jean-du-Doigt sont traversées par des dykes doléritiques et dioritiques.

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Brèches magmatiques ("magmatic stopping") dans l'anse de Saint-Jean-du-Doigt

Conclusion : Un modèle préliminaire de chambre magmatique

Par comparaison avec d’autres complexes de type MASLI, en particulier celui de Guernesey, qui fait actuellement l’objet d’une étude parallèle, ces faciès contrastés sont interprétés comme reflétant différents niveaux d’une chambre magmatique.


(1) Les alternances gabbros – lits/diapirs leucocrates de Poul Rodou se seraient formés dans la partie inférieure d’une chambre magmatique périodiquement réalimentée par des jus dioritiques.

(2) Les faciès de mélange de Saint-Jean Ouest (Plougasnou) correspondraient à la partie centrale convective du réservoir, tandis que les brèches anguleuses de Saint-Jean Est seraient un faciès latéral.

(3) Les pegmatites gabbroïques pourraient s’être formées dans la partie supérieure du réservoir, peut-être au début de son fonctionnement.

(4) Les granites septentrionaux ont une position périphérique. Près de leur contact, le gabbro contient parfois des enclaves de socle. Ceci suggère une mise en place précoce des granites.

Comme on l’a vu, les quelques points visités sur le segment littoral menant de Poul Rodou à Primel-Trégastel offrent la possibilité d’accéder à des objets géologiques d’une très grande originalité en Bretagne, qui sont loin d’avoir révélé tous leurs secrets, les gabbros y étant par ailleurs fort rares.
Nul doute que ces localités doivent dès à présent être intégrées au patrimoine géologique régional.

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Texte : Jean Plaine, Martial Caroff, Nolwenn Coint
Clichés : Jean Plaine

Document utile

Carte géologique à 1/50 000ème, feuille n°202 Plestin-les-Grèves.

Bibliographie

CHANTRAINE J. et al. 1986- Notice explicative de la feuille Plestin-les-Grèves, 84p., BRGM éd.

SANDREA A. 1960- Contribution à la lithologie de la côte nord de la Bretagne, Bull.Serv.Carte géol.France,258.

 

Vendée (44 & 85)

 

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
      

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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.

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Figure 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).

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Figure 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.

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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.

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Figure 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.

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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.

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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 semble plutôt correspondre à des compositions chimiques inhabituelles, apparaissant dans des systèmes saturés en eau, pauvres en silice, riches en sodium et aluminium, surtout, sinon exclusivement, pour des conditions de pression et température du faciès schistes verts ou du faciès amphibolite.

Ces éclogites sont issues du métamorphisme de protolithes gabbroïques qui appartiennent à une suite tholéiitique. Ce sont plus précisément des leucogabbros troctolitiques qui ont des caractéristiques de cumulats.
Ils pourraient représenter les fragments d’une vieille croûte océanique métamorphisée.
Des éclogites identiques sont connues à Saint-Denis-la-Chevasse (Fig.3) dans une carrière abandonnée et des blocs erratiques sont observables dans quelques autres gisements.

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A signaler que dans le hameau de la Compointerie, une petite rue dénommée Chemin de l’Eclogite renvoie à l’existence de cette roche dans le sous-sol. C’est aussi le point de départ d’un circuit de randonnée appelé “ circuit de l’Eclogite ”.

Poursuivre sur la D61 jusqu’au hameau de la Compointerie pour faire demi-tour et revenir vers Saint-Philbert-de-Grand-Lieu.
Passer devant l’église et prendre la direction de Saint-Colomban et Saint-Philbert-de-Bouaine par la D70.
Après environ 3 kilomètres, prendre à droite une petite route qui mène à Malville et à une déchetterie.
Après quelques centaines de mètres, en haut de butte, stationner à droite au niveau d’un chemin qui part dans les vignes.

Arrêt n°3- Malville (Saint-Philbert-de-Grand-Lieu)

Les vignes au nord-ouest de Saint-Colomban permettent de collecter, sous forme de blocs épars, des roches plutôt rares dans le Massif armoricain. Ce sont des péridotites totalement serpentinisées et silicifiées, transformées de ce fait en roches nommées birbirites.

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Les birbirites sont des roches quartzitiques, brunes, plus ou moins riches en fer, dénommées ainsi par Duparc en 1927. Leur nom dérive de la rivière Birbir en Ethiopie. Elles résultent de l’altération météorique, de l’hydratation, de serpentinites ou de péridotites.
Lors de l’altération, la serpentine est déstabilisée, perdant ses oxydes et ses hydroxydes de magnésium ; il ne reste que la silice et le fer qui mènent à la silicification.
Elle est caractérisée par des textures microcristallines dans lesquelles de la calcédoine et de petits cristaux de quartz apparaissent le long de masses colloïdales de limonite.
Dans les birbirites de Saint-Colomban, le protolithe ultramafique (péridotite à grenat) peut être reconnu dans de rares minéraux reliques (serpentine, anthophyllite, pyrope) tandis que la serpentinisation se lit dans une structure en “ peau de serpent ” résultant de la pseudomorphose de grains d’olivine.
L’altération se serait produite au Paléogène (Eocène), période d’intense altération météorique en Vendée, alors que les roches ultramafiques se trouvaient sous climat tropical et proches de la surface d’érosion yprésienne. On sait qu’à cette époque, les roches ont été affectées sur une épaisseur de plus de 10 mètres. C’est le cas pour les éclogites, les amphibolites et surtout les gneiss.

Revenir vers la D70 et aller à droite vers Saint-Colomban.
Dépasser cette localité et poursuivre vers Saint-Philbert-de-Bouaine.
400 mètres après avoir franchi la Boulogne et être entré en Vendée, aller à droite vers la Gerbaudière.

Arrêt n°4- Carrière de la Gerbaudière (Saint-Philbert-de-Bouaine)

La carrière de la Gerbaudière, ouverte à proximité de Saint-Philbert-de-Bouaine, s’étend sur environ 30 hectares. Il s’agit d’un très grand boudin d’éclogites, l’un des plus grands gisements au monde, long de plusieurs kilomètres, que l’exploitation a largement mis au jour.
La carrière est allongée parallèlement à la lentille d’éclogite. On y extrait des roches massives pour granulat et accessoirement pour enrochement.

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Les différents fronts de taille et les gradins permettent d’observer les divers faciès des éclogites qui sont ici des éclogites à quartz, ainsi que leurs relations avec les gneiss de l’encaissant. Ces derniers sont des paragneiss (gneiss dérivés de roches sédimentaires) qui apparaissent sous forme de panneaux à l’intérieur des éclogites sans que l’on puisse voir le contact entre les deux types de roches.
Le rubanement et la foliation des gneiss sont parallèles à la foliation des éclogites qui est ici subverticale.

L’éclogite de la Gerbaudière apparaît constituée de cristaux de grenat rouge, souvent automorphes, dont la taille moyenne est de 4 à 5 millimètres dispersés dans une matrice foliée (déformation syn-éclogitique) verdâtre consistant en quartz et principalement en omphacite. Zoïsite, clinozoïsite, rutile, ilménite, sulfures (pyrite bien visible), et calcite sont les minéraux accessoires.
A l’échelle de l’affleurement, elle montre fréquemment une structure rubanée dans laquelle se succèdent niveaux à grain grossier, niveaux à grain plus fin, riches en grenat, niveaux massifs à grain fin sans grenat. Ce rubanement a été transposé dans la foliation au moment de l’épisode de métamorphisme éclogitique. Il est sans doute originel au protolithe de cette variété d’éclogite qui est globalement un gabbro à olivine.
La roche offre les caractéristiques géochimiques d’un basalte de ride médio-océanique (MORB). Cette éclogite pourrait donc représenter les fragments d’une vieille croûte océanique métamorphisée.

La déformation plastique de ce protolithe lors du métamorphisme en faciès éclogite est soulignée par l’omphacite aplatie parallèlement au rubanement.
Au microscope, des minéraux inclus dans les cristaux de grenat (quartz, zoïsite, amphibole...) appartiennent clairement à une paragenèse plus ancienne, pré-éclogitique suggérant que le protolithe était plus précisément une roche gabbroïque amphibolitisée et saussuritisée généralement non déformée.
Le métamorphisme responsable de la transformation du protolithe gabbroïque s’est produit à une température de l’ordre de 650-750°C et une pression avoisinant les 20kbar, soit à une profondeur d’environ 50-60km.

A l’opposé, on y observe tous les stades de la rétromorphose qui conduit à de véritables amphibolites.
Le grenat est entouré d’une couronne kélyphitique à amphibole, plagioclase, magnétite, chaque omphacite est auréolée d’un liseré de symplectite à clinopyroxène et plagioclase.
Durant le métamorphisme rétrograde, la plus grande partie de l’éclogite a été transformée en amphibolite qui montre une paragenèse finale de hornblende vert sombre + plagioclase + quartz ± épidote ± grenat ± sphène.
Cette amphibolitisation affecte partout les bordures de la lentille d’éclogite. Elle se développe également à partir de fractures tardives séquantes sur la foliation au long desquelles circulent des fluides aqueux ; la roche se charge en amphiboles, devient noire.
Des datations effectuées sur les éclogites de la Gerbaudière fournissent un âge de refroidissement autour de 320 millions d’années (Carbonifère).
Il apparaît également qu’elles ont été amenées en surface à la fin du Carbonifère (autour de 300 millions d’années) puisqu’elles se retrouvent en galets dans les dépôts carbonifères stéphaniens du sillon houiller vendéen.

La roche qui possède d’indéniables qualités ornementales a servi à la réalisation de divers monuments. Ainsi, la municipalité de Saint-Philbert-de-Bouaine a utilisé l’éclogite de la Gerbaudière (appelée Pierre de Bouaine) pour construire une fontaine sur la place du village (place des Halles juste au nord de l’église).

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On la trouve également dans une stèle à l’honneur de René-Just Haüy, célèbre minéralogiste “ inventeur ” des systèmes cristallins qui a décrit le premier l'éclogite, et sur la tombe du géologue Jackson.
A noter que cette carrière, pour ses intérêts scientifiques et pédagogiques majeurs, figure à l’inventaire du patrimoine géologique de Vendée (fiche n°5) site web : http://www.vendee.fr/vendee/dossiers/default.asp?dsp=540

Traverser la Gerbaudière pour rejoindre la D74.
Aller à gauche vers Saint-Philbert-de-Bouaine.
Dans la localité prendre à droite vers Rocheservière (D 937).
Entrer dans Rocherservière pour prendre la direction de Mormaison (D7).
A la sortie du village, après la gendarmerie, prendre à droite un chemin qui descend vers la Boulogne, au bout duquel existe une aire de pique-nique.

Arrêt n°5- Rive de la Boulogne (Rocheservière)

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Les faciès gneissiques encaissants de l‘éclogite affleurent au niveau de l’aire de pique-nique sous le sanctuaire de la vierge. Ce sont ici des paragneiss avec des pseudomorphoses sombres de cordiérite allongées parallèlement à la foliation.
Ils affleurent au long de la Boulogne sur deux kilomètres selon une bande orientée Nord-Ouest – Sud-Est.

Revenir vers le centre de Rocheservière et prendre à droite en direction de la Roche Blanche une petite route qui longe la Boulogne.
Dépasser la Garde, le Moulin Neuf. Peu après la Valotière, prendre à gauche, toujours en direction de la Roche Blanche.
Après 150 mètres aller à gauche vers le Manoir de la Ruffelière.

Arrêt n°6- Manoir de la Ruffelière (Rocheservière)

Le manoir de la Ruffelière, près de Saint-Philbert-de-Bouaine, fut détruit en 1417 durant la guerre de 100 ans, reconstruit dans les années 1420 par Aliette de Polhay et Jehan de Goulaine, puis à nouveau incendié en 1794 durant la Guerre de Vendée (Aillery, 1914).

Bien que la plupart des gneiss environnant les éclogites sont foliés et montrent un métamorphisme rétrograde, il en est qui sont moins déformés. Les structures et les paragenèses anciennes y sont alors préservées et révèlent une histoire métamorphique précoce très complexe qui se lit aussi bien dans des orthogneiss (gneiss dérivés de roches magmatiques) que dans des paragneiss. Ces derniers sont réputés être les plus intéressants.
Ce sont en général des paragneiss coronitiques qui montrent des évidences d’un épisode de métamorphisme haute température-basse pression (migmatites à cordiérite) suivi d’un épisode de faciès éclogitique (grenat coronitique) (Godard, 1998). Ils sont identifiables dans quelques affleurements, comme à l’arrêt précédent, mais aussi dans les appareillages des constructions ce qui est le cas au manoir de la Ruffelière.
Sur le sol de la cour de ferme, la roche affleure, montrant une structure litée, rubanée avec développement de veines quartzo-feldspathiques (leucosome) qui évoquent clairement des migmatites.
Il s’agit de l’encaissant gneissique des éclogites, avec son double métamorphisme, de haute-température (paragenèse de migmatite à cordiérite), puis de haute-pression (couronnes réactionnelles de faciès éclogite).

Cependant, ce qui retient l’attention, ce sont les murs de la propriété qui sont élevés avec une roche qui renferme de grandes taches sombres centimétriques de cordiérite pseudomorphosée.
La dalle principale sous le porche d’entrée de la cour du manoir qui a été polie par le passage des pieds durant des siècles, montre de spectaculaires pseudomorphoses dont certaines ont la forme de cordiérite pseudohexagonale.

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Ces métapélites sont des migmatites à cordiérite dans lesquelles celle-ci est remplacée par des minéraux cryptocristallins.
Elles gardent la mémoire de deux épisodes successifs de métamorphisme : le premier, de haute-température/basse-pression, qui a transformé les roches sédimentaires originelles en migmatites avec silicates d’alumine (cordiérite, sillimanite), le second, de haute-pression qui a vu leur remplacement par une paragenèse haute-pression à grenat, disthène, quartz, dont on voit aujourd’hui l’empreinte.

Revenir à Rocheservière et prendre la direction de Montaigu par la D753.
Dépasser Vieillevigne pour prendre, avant Montaigu, l’autoroute A83 en direction de Niort.
Après environ 25 kilomètres sur l’autoroute, prendre la sortie n°5 vers les Essarts.
Rejoindre les Essarts. Dépasser le vieux château et, à hauteur de l’église, prendre sur la droite la D 39 vers Boulogne.
2 kilomètres après être sorti des Essarts, prendre à droite le chemin qui mène au Manoir de Grezay.

Arrêt n°7- Grezay (Les Essarts)

Comme au manoir de la Ruffelière, les murs des dépendances du manoir de Grezay offrent un échantillonage pratiquement exhaustif des roches qui existent à proximité : ce sont des paragneiss coronitiques, des orthogneiss coronitiques, des métapélites et des métagranites. Toutes ces roches ont une signature de croûte continentale.

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A quelques centaines de mètres au sud des bâtiments, à droite du chemin ramenant à la route, une migmatite nébulitique par la suite métamorphisée sous les conditions du faciès éclogitique affleure dans une petite carrière délaissée. Comme à la Ruffelière, des points sombres centimétriques correspondent à de la cordiérite poecilitique. La migmatite montre de nombreuses petites veines de leucosome qui elles aussi renferment de la cordiérite.

Les épisodes métamorphiques

Les méthodes modernes d’analyse avec notamment l’analyse d’images multispectrale de cartes d’éléments chimiques obtenues au microscope électronique à balayage permettent de reconstituer l’histoire de la roche et donc la succession des épisodes métamorphiques .

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Exemple d'image produite par l'analyse multispectrale (in Godard, 2001)

Toutes ces roches montrent des évidences pétrologiques de deux épisodes métamorphiques :

a/ Episode Haute-Température – Basse-Pression : une paragenèse précoce, typique de conditions de HT-BP, consiste en biotite + grenat + quartz + plagioclase ± cordiérite ± feldspath potassique ± silicate d’alumine + ilménite.
Le silicate d’alumine est actuellement du disthène, mais provient de la sillimanite de laquelle il montre la structure fibroblastique (fibrolite).
La cordiérite est entièrement remplacée par des minéraux cryptocristallins qui constituent les taches sombres observées à la Ruffelière.

La biotite, le quartz et les anciennes sillimanites sont toujours séparés les uns des autres par les pseudomorphoses de cordiérite qui en plus entourent et isolent les sillimanites précoces.
Une telle structure signifie que la cordiérite s’est développée aux dépens de la biotite, du quartz et de la sillimanite selon une réaction de migmatisation bien connue :
Biotite + quartz + sillimanite (± plagioclase) ---> cordiérite + produit de fusion (± grenat ± feldspath potassique).

Ce processus est connu pour intervenir autour de 3-7 kbar et 700-850°C, en fonction des fluides et de la composition minérale.

D’autre part la migmatitisation est évidente se reconnaissant dans la présence fréquente de leucosomes et de structures nébulitiques.

b/ Episode de Haute Pression en faciès éclogite : pendant un second épisode, ces roches subissent un métamorphisme haute pression qui est souligné par plusieurs réactions métamorphiques (une quinzaine environ) parmi lesquelles on peut mentionner :
cordiérite ---> grenat + quartz + disthène (+micas)
sillimanite ---> disthène
biotite + plagioclase ---> grenat + phengite + quartz + rutile (couronne de grenat à l’interface biotite-plagioclase).

Ces réactions sont caractéristiques d’un métamorphisme HP qui est certainement contemporain de celui qui a donné les éclogites voisines.

La séquence des événements métamorphiques peut s’expliquer par un seul trajet PTt (Pression-température-temps) partant de hautes-températures (paragneiss migmatitiques à cordiérite) pour aller vers la haute-pression (couronnes et pseudomorphoses de faciès éclogite) mais pose des difficultés en terme de géodynamique.

Deux observations confortent l’hypothèse de deux trajets successifs :

a/ l’analyse des pseudomorphoses de cordiérite à la microsonde électronique indique des compositions qui sont compatibles avec des produits d’altération de ce minéral à savoir de la pinite qui est un agrégat polycristallin de chlorite + séricite, ceci à un température inférieure à 400°C.
La cordiérite a été altérée avant d’être remplacée par la pseudomorphose, c’est-à-dire avant le métamorphisme haute pression.

b/ l’association symplectique phengite + quartz qui remplace partiellement le feldspath potassique durant le métamorphisme éclogitique s’est développée de façon préférentielle au long des perthites. Ceci signifie que l’exsolution des perthites s’est produite avant l’épisode de métamorphisme haute-pression.

De ce fait, les roches ont subi leur première rétromorphose entre l’épisode de haute-température et l’épisode de haute-pression qui s’inscrivent dans deux cycles orogéniques, l’un prévarisque, l’autre varisque.

Datation des épisodes métamorphiques

La datation des épisodes métamorphiques, réalisée sur monazite, place l’épisode de haute-température à l’Ordovicien supérieur, autour de 450 millions d’années, et l’épisode de haute-pression au Dévonien, autour de 400 millions d’années.
Ces âges ne sont cependant pas “ purs ” et doivent donc être lus avec précaution.

Conclusion

Les éclogites ont des caractères géochimiques de roches océaniques. La lignée tholéiitique inclut des péridotites altérées (vraisemblablement à grenat), des éclogites à disthène, des éclogites à quartz, des éclogites ferro-titanées et des ortho-leptynites dérivant de plagiogranites.
La roche anté-éclogitique était un gabbro amphibolitisé et saussuritisé dans lequel on décèle un métamorphisme et une altération océaniques.
Le principal épisode de déformation ductile est contemporain des conditions éclogitiques.

Une partie des gneiss encaissant les éclogites a conservé la mémoire de deux épisodes métamorphiques. Ce sont des gneiss migmatitiques à cordiérite (premier épisode, de haute température) affectés par le métamorphisme éclogitique (second épisode, de haute pression).
Ces deux stades métamorphiques sont séparés par un épisode de rétromorphose, de sorte que ces roches semblent avoir subi deux cycles orogéniques distincts, pré-varisque et varisque.
Elles pourraient appartenir à une croûte continentale ancienne entraînée dans la même subduction éovarisque que les éclogites qui elles seraient d’origine océanique.

L’unité de haute pression des Essarts apparaît ainsi constituée de terrains pré-varisques d’origine océanique probable (éclogites) et continentales (ortho- et para-gneiss), impliqués dans la même convergence éo-varisque.
Il reste néanmoins à expliquer comment on y trouve aujourd’hui juxtaposés des fragments de croûte océanique et des fragments de croûte continentale.

Texte : Jean Plaine
Clichés : Tahar Aïfa et Jean Plaine

Documents utiles

Feuille géologique à 1/50 000ème : Saint-Philbert-de-Grand-Lieu n°508 (éditions du BRGM)

Annexe

Les 4 variétés d’éclogites distinguées par Godard (1988) :

A/ Eclogite à disthène, riche en magnésium et sans quartz : la matrice de clinopyroxène (Cpx) vert-clair de cette variété est ponctuée de cristaux de grenat rose dont la taille peut atteindre plusieurs centimètres.
Le disthène, la zoïsite et l’amphibole syn-éclogite faiblement colorée sont aussi abondants.
Les deux gisements principaux de cette belle roche sont La Compointrie, découvert par Baret en 1900 et Saint-Denis-la-Chevasse en carrière abandonnée.
Des blocs erratiques sont aussi connus dans d’autres petits gisements.

B/ Eclogite à disthène, pauvre en quartz : elle apparaît associée au faciès précédent.
Elle était abondante dans l’ancienne carrière de Pied-Pain (sud-ouest de Saint-Philbert-de-Grand-Lieu) et des niveaux métriques existent dans la carrière de la Gerbaudière.

Ses caractéristiques pétrologiques sont intermédiaires entre l’éclogite A et l’éclogite C.

C/ Eclogite à quartz : c’est la variété la plus abondante constituant 95% du volume total des éclogites.
Les meilleurs gisements en sont les deux carrières de la Gerbaudière à Saint-Philbert-de-Bouaine.
La roche renferme des cristaux de grenat, généralement subautomorphes dont la taille moyenne est de l’ordre de 4 à 5 millimètres, inclus dans une matrice foliée consistant en quartz et en omphacite.
Des faciès sombres à amphiboles syn-éclogites dessinent un litage parallèle à la foliation syn-éclogite
Zoïsite, clinozoïsite, rutile, ilménite, sulfures et calcite sont les minéraux accessoires.

D/ Eclogite ferro-titanées à quartz : l’omphacite y est inhabituellement d’un vert sombre et le grenat est rouge brillant. Ces teintes sont dues à une haute teneur en fer.
De plus, la teneur en rutile atteint facilement 4% du volume de la roche.
Ce faciès occupe 2 à 3% des éclogites de Vendée.
Les affleurements principaux se trouvent près de Rocheservière et de Boulogne.


0rientation bibliographique

Le lecteur trouvera l’essentiel dans :

GODARD G. 2001- The Les Essarts eclogite-bearing metamorphic Complex (Vendée, Southern Armorican Massif) : Pre-Variscan terrains in the Hercynian belt ?. Géologie de la France, 1-2, 19-52.

La suite, par ordre chronologique :

DUBUISSON F.R.A. 1830- Catalogue de la collection minéralogique, géognostique et minéralogique du département de la Loire-Inférieure appartenant à la mairie de Nantes. Mellinet, Nantes, 319p.

BARET C. 1882- Zoïsite de Saint-Philbert-de-Grand-Lieu. Bull.Soc.minéral.Fr., 5, 174-175.

BARET C. 1884- Traité des minéraux de la Loire-Inférieure, suivi de la description d’une nouvelle espèce minérale trouvée dans le département. Ann.Soc.académique de Nantes et de la Loire-Inférieure,(6),5,392-496 (p.466).

LACROIX A. 1891- Etude pétrographique des éclogites de la Loire-Inférieure. Bull.Soc.Sc.nat.Ouest Fr., I, 81-114.

LACROIX A. 1995- Etude pétrographique des éclogites de la Loire-Inférieure. Bull.Soc.Sc.nat.Ouest Fr., 17, (3), 76-108 (réédition).

BARET C. 1898- Minéralogie de la Loire-Inférieure. Bull.Soc.Sci.nat.Ouest Fr.,8,1-175,19pl.h.t.

BARET C. 1900- Eclogite à disthène de Saint-Philbert-de-Grand-Lieu (Loire-Inférieure). Bull.Soc.Sci.nat.Ouest Fr.,10,225-227.

BARET C. 1905- Catalogue de la collection de minéralogie de la Loire-Inférieure. Bull. Soc. Sci. nat. Ouest Fr., (2), 5, 69-133.

BRIERE Y. 1920- Les éclogites françaises. Leur composition minéralogique et chimique. Leur origine. Bull. Soc. fr. Minéral., 43, 72-222.

BRONGNIART M. 1908- Etudes sur les éclogites de la région méridionale du Massif armoricain. C.R.Congrès Soc. Sav. Paris et des Dép.,Section Sci.,39.

DUPARC L., MOLLY E., BORLOZ A. 1927- Sur la birbirite, une roche nouvelle. C.R.Séances Soc.Phys.Hist.nat.Genève,44,(3),137-139.

CHRISTOPHE-MICHEL-LEVY M. 1962- Idées actuelles sur l’origine et la formation des éclogites. A propos des éclogites de Loire-Atlantique et de Vendée. C.R.Congrès Soc. Sav. Paris et des Dép., Section Sci. , 87, Poitiers, 551-556.

VELDE B. 1970- Les éclogites de la région nantaise (de Campbon au Cellier, Loire-Atlantique). Bull. Soc. fr. Mineral. Cristallogr., 93 ,(3), 370-385.

VELDE B., SABATIER H. 1972- Eclogite from Northern Vendée, Bull. Soc. fr. Mineral.Cristallogr., 95, 397-400.

MONTIGNY R., ALLEGRE C. 1974- A la recherche des océans perdus : les éclogites de Vendée témoins métamorphisés d’une ancienne croûte océanique. C.R.Acad.Sci.,(D),279,543-545.

SCHMIDT K. 1980- Kyanite eclogite from the type locality La Compointrie (Loire-Atlantique). C.R.Congrès géologique international, 26ème session,Paris, 1980 (1), 85.

GODARD G. 1981- Lambeaux probables d’une croûte océanique subductée : les éclogites de Vendée. Thèse de Doctorat, Nantes,153p,+map.

PEUCAT J.-J., VIDAL P., GODARD G., POSTAIRE B. 1982- Precambrian U-Pb zircon ages in eclogites and garnet pyroxenites from South-Brittany (France) : an old oceanic crust in the West European Hercynian belt ? Earth Plant.Sci.Lett., 60, 70-78.

GODARD G. 1983- Dispersion tectonique des éclogites de Vendée lors d’une collision continent-continent. Bull.Minéralogie,106,719-722.

PAQUETTE J.-L., PEUCAT J.-J., BERNARD-GRIFFITHS J., MLARCHAND J. 1985- Evidence for old Precambrian relics shown by U-Pb zircon dating of eclogites and associated rocks in the Hercynian belt of south Brittany, France. Chemical Geology, Isotope Geoscience section, 52, (2), 203-216.

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GODARD G., SMITH D.C. 1999- Preiswerkite and Na-(Mg ,Fe)-margarite in eclogites. Contrib.Mineral.Petrol.,136,20-32.

GODARD G. 2001- Two orogenic cycles (pre-Hercynian and eo-Hercynian) recorded by high pressure metamorphic rocks in the southern Armorican Massif (France). Memorie di Scienze geol. (Padova) ,50, 68.

GODARD G. 2001- Eclogites and their geodynamic interpretation : a history. J.Geodynamics, 32, pp. 165-203.

 

Volcans en Crozon (29)

La sortie du 7.10.2006 à Crozon

                                     

Le volcanisme de la presqu’île de Crozon


Sortie animée parMartial Caroff (Université de Bretagne Occidentale, Brest)
      

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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).

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Figure 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)

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Figure 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)

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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.

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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)

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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 à des sills (= filons-couches).
L’étude du contact entre ces sills et les sédiments permet d’intéressantes observations: il est souvent lobé, en “ doigts de gant ” ; on y trouve parfois des vésicules en tubes (" pipe vesicles ") développées dans le magma, perpendiculairement au contact, voire même de "mini-pillows" sphériques avec hyaloclastites à l'extrémité de certains d’entre eux. Tous les sills ont des bordures figées et des amygdales.
L’ensemble de ces observations converge pour affirmer que ces intrusions basaltiques se sont mises en place alors que les sédiments étaient encore meubles et passablement gorgés d’eau.

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Au-dessus d’un niveau de calcaire fossilifère, de 2 mètres d’épaisseur, véritable “ bouillie ” à bryozoaires et crinoïdes, on reconnaît la Formation des Tufs et Calcaires de Rosan dans des brèches volcaniques qui constituent le haut de l’estran et la petite falaise. La coloration générale de la formation est ocre à brunâtre.

Ce sont des brèches pyroclastiques, localement bien structurées, avec des alternances de lits fins, parfois à litages obliques, et de bancs plus grossiers, parfois lenticulaires, parfois plus chaotiques, qui contiennent une grande quantité de ponces de teinte blanchâtre dont la taille varie de celle du lapilli (2 mm à 64 mm) à celle de la bombe (supérieure à 64 mm). Les bombes sont souvent pluridécimétriques (jusqu'à 40 cm). Les figures d’impact ne sont pas rares.
Ces blocs majoritairement anguleux, de couleur claire, en général très vacuolaires, fortement altérés, et qui ont longtemps été considérés comme de nature acide, sont en fait de la lave basaltique fortement dévitrifiée et secondairement silicifiée comme l’indiquent les analyses chimiques confortées par les observations en lames-minces dans lesquelles on discerne des fantômes d’olivine et de pyroxène (Lamour, 2000 ; Nonotte, 2002).
La matrice contenant ces ponces est un verre volcanique chloriteux brun-verdâtre, dévitrifié et recristallisé. Il renferme une grande quantité de fragments anguleux noirs fluidaux (anciens clastes vitreux) et des fragments clairs lithiques de lapillis arrondis à texture microlitique. Cette matrice correspond à la définition d’une hyaloclastite.

Au-dessus, la série de brèches pyroclastiques à ponces claires se poursuit, avec quelques puissantes lentilles de brèches à ponces chaotiques, dépourvues de toute stratification, et recoupées par quelques sills de lave basique sombre à bordures lobées.

Toutes ces brèches apparaissent primaires, non remaniées.

Ainsi, les formations volcanoclastiques de l’Aber s’avèrent être des roches pyroclastiques générées par des explosions phréatiques ou phréato-magmatiques, issues de l’interaction entre un magma basaltique et l’eau.

La dernière partie de la séquence montre des tuffites et des cinérites bien litées, bimodales, avec de plus en plus de fragments de lave noire basaltique à contours déchiquetés qui deviennent prépondérants par rapport aux ponces de couleur claire. La plupart des lits ponceux montrent un granoclassement inverse, et chaque banc à granoclassement inverse est suivi par un banc beaucoup moins épais de cinérites finement stratifiées. Ce type de succession, entre des unités ponceuses à granoclassement inverse (tufs à lapillis) et des unités cinéritiques primaires, est caractéristique des dépôts dus à des coulées pyroclastiques en milieu sub-aquatique.

On peut alors envisager l’existence d’un magma basaltique relativement visqueux et très riche en gaz pour expliquer les deux types de pyroclastes que l’on rencontre dans la série volcano-sédimentaire: ponces claires vacuolaires et lapillis vitreux noirs de forme fluide. Lors de son arrivée en surface, le magma vaporise l’eau contenue dans les sédiments, ce qui provoque des explosions extrêmement violentes. Le magma, sous la pression du gaz qui se détend brutalement, va se fragmenter et des ponces basaltiques très vésiculées vont alors être formées. Les petits lapillis vitreux peuvent avoir deux origines: fragments pauvres en gaz car ayant une origine plus profonde dans le réservoir, ou bien, et c’est plus probable, fragments de lave pulvérisés par les explosions très puissantes caractéristiques d’une éruption phréato-magmatique. Nous serions donc en présence d’éruptions sous-marines explosives violentes sous faible tranche d’eau, de type surtseyen.

Le dynamisme surtseyen, mis en évidence à Surtsey, une île volcanique née il y a plusieurs dizaines d’années au large de l’Islande, est caractéristique des éruptions sous-marines de faible profondeur. Le magma chaud se retrouve au contact de l'eau et les gaz qu'il renferme se libèrent dans un bouillonnement. Ce contact avec l'eau engendre de violentes explosions. Généralement, la lave émise est réduite en cendres. Gorgées d'eau, ces cendres sont projetées dans des panaches en forme de cyprès particulièrement noirs.

En remontant le cours de l’Aber, en direction de la route côtière, on trouve un filon de quartz accompagné de jaspes et de minerai de fer carbonaté altéré en limonite.
Il n’est pas impossible que cet accident siliceux ait une relation avec l’épisode de silicification (hydrothermale ?) des ponces contenues dans les brèches pyroclastiques.

Remonter vers le rond-point de Tal-ar-Groas pour prendre à gauche la direction de Crozon.
Contourner par le nord le centre de la ville en direction de Camaret-sur-Mer. Dépasser la route qui part à droite vers Roscanvel et, au carrefour suivant, tourner à gauche en direction du centre-ville et de Morgat.
Au rond-point suivant prendre immédiatement sur la droite la première route (D 308) en direction de la Pointe de Dinan.
Après environ 4 kilomètres, aller à gauche.
Laisser sur la droite le village de Tromel et, au carrefour suivant, partir à droite vers Kernaléguen. Traverser ce village pour aller vers Lostmarc’h tout en restant sur la ligne de crête. Stationner juste avant les premières maisons du village.
A pied, traverser Lostmarc’h pour prendre le chemin qui descend vers la pointe.
Franchir les deux talus de l’éperon barré, rejoindre la ruine.

Arrêt n°3- Pointe de Lostmarc’h (Kastell Lostmarc’h) (Crozon)

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La pointe de Lostmarc’h est limitée au nord et au sud par deux éperons rocheux séparés par une profonde échancrure constamment soumis aux assauts des vagues.
Toute cette zone est tectoniquement complexe, parcourue par de nombreuses failles est-ouest chevauchantes vers le sud, qui affectent à la fois la formation ordovicienne des Tufs et Calcaires de Rosan et des formations siluriennes schisteuses à dominante ampéliteuse.
On y distingue classiquement trois compartiments de roches volcaniques : éperon sud, zone centrale, éperon nord. Il faut y ajouter un quatrième compartiment au sud de l’éperon sud, reconnu il y a quelques années.

L’éperon nord, seul visité en cette journée, et dont l’accès peut se révéler délicat, est formé, sur une épaisseur de 15 mètres, par un spectaculaire empilement de pillow-lavas fort bien exposé au sud, qui constitue la célébrité géologique du site. Il est surmonté par des brèches de diverses natures : autoclastiques, pyroclastiques,...
La coulée de nature basaltique (lave sombre et fluide) offre un débit en masses arrondies pluridécimétriques qui se moulent plus ou moins étroitement les unes sur les autres ou bien sont cimentées par un calcaire blanc qui les met particulièrement bien en évidence. Les pillows en forme de tubes indiquent une polarité vers le nord.

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Cette architecture, bien différente du classique débit en prismes que l’on observe dans les coulées aériennes et qui traduit une cristallisation lente du magma est liée, au contraire, à un refroidissement rapide de la lave en milieu aquatique, véritable trempe du basalte au contact de l’eau de mer.
A la base de la coulée, les espaces entre les coussins sont remplis d’un abondant ciment calcaire blanc recristallisé, et la lave, chargée de bulles de calcite, contient de nombreuses enclaves carbonatées. Plus on va vers le nord de l'éperon, plus cette matrice se raréfie, et la lave aphanitique est complètement dépourvue d'enclaves et de bulles de calcite. Là encore, on peut penser que cette coulée sous-marine s'est répandue sur un fond marin formé d'une boue carbonatée non consolidée qu'elle a remis en suspension. La lave a englobé des fragments de calcaire et le fin sédiment calcaire s'est redéposé dans tous les interstices de la coulée. D'autres pillow-lavas sont venus ensuite par-dessus les premiers, qui n'ont pas été en contact direct avec les sédiments et n'ont donc pas été "contaminés". Ils se moulent étroitement les uns sur les autres, pratiquement sans matrice, à part un peu de hyaloclastites provenant de l'émiettement par friction de leurs bordures vitreuses.
Il s’agit bien de coulées épanchées en milieu marin comme le prouvent les organismes (coraux, crinoïdes) qui vivaient sur la boue calcaire perturbée par l’épanchement du magma basaltique.
Dans le ciment calcaire des coussins de lave, bien qu’il soit recristallisé, on observe de nombreux débris organiques parmi lesquels des trilobites, des brachiopodes, des crinoïdes, des bryozoaires, des ostracodes, des conodontes. Ce calcaire s'est déposé en mer calme, donc après l'arrêt complet des éruptions, comme le suggèrent des fragments intacts de tiges de crinoïdes. Une véritable lumachelle peut être observée par endroits, en placages sur le dos même de la coulée. Tous ces animaux vivaient dans la zone néritique, par des fonds de quelques centaines de mètres au maximum.

La lave, de couleur verdâtre, est un basalte spilitisé, recristallisé par métamorphisme hydrothermal. Il n’y a pratiquement plus rien de la paragenèse primaire. Les minéraux ferromagnésiens (olivine, clinopyroxène), sont pseudomorphosés en un mélange de chlorite et de calcite, et le plagioclase calcique est totalement albitisé. La mésostase vitreuse a recristallisé en un mélange de chlorite, d'oxydes de fer et de sphène.

L’éperon barré de Lostmarc’h

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La base de la pointe de Lostmarc’h est barrée par deux retranchements parallèles importants, des talus de terre. De profonds fossés sont creusés devant chacun d’entre eux.
Il s’agit d’une fortification protohistorique de l'âge du fer servant de refuge en cas de danger momentané.
Le site a été réutilisé au 18ème ou au 19ème siècle pour installer le corps de garde qui est aujourd’hui ruiné.

A pied, partir à l’est sur quelques dizaines de mètres et descendre au nord dans la crique de Porzig par un sentier en forte pente.

Arrêt n°4- Crique de Porzig (Crozon)

Juste au nord de la pointe de Lostmarc’h, la crique de Porzig expose sur son flanc sud de spectaculaires brèches d’explosion particulièrement bien mises en évidence sur les blocs éboulés et polis par la mer.

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Au contact de la coulée précédemment observée sur l’éperon nord de la pointe, on trouve une brèche autoclastique de pillow-lavas. Ces brèches passent ensuite à une unité de brèches magnifiquement litées et granoclassées, montrant une succession de niveaux rythmiques d'épaisseur décimétrique. Chaque séquence commence par un niveau grossier à éléments basaltiques sombres de taille pluri-centimétrique, aux formes déchiquetées, et passe progressivement vers le haut à des tuffites cendreuses fines, dont les éléments font moins de 2 mm de diamètre. Les bases de séquences sont parfois ravinantes. La matrice carbonatée blanche est abondante, analogue à celle des pillows observés précédemment.

L'interprétation de ces brèches a suscité de nombreuses discussions. S'agit-il de turbidites épiclastiques re-sédimentées, déposées sur les flancs de l'édifice volcanique ? Les belles séquences granoclassées avec figures de ravinement pourraient le laisser penser. L'examen des lames minces ne confirme pas cette hypothèse : non seulement les clastes sont extrêmement déchiquetés, mais ils sont souvent reliés les uns aux autres par de minces filaments de verre. Un dépôt de type turbiditique aurait dû arrondir les clastes, et surtout rompre les fragiles filaments vitreux. L'autre hypothèse consiste à voir dans ces dépôts des brèches pyroclastiques sous-marines formées par de violentes explosions à fleur d'eau. Les contours déchiquetés des clastes s'expliqueraient mieux. Un parcours aérien aurait permis aux clastes encore chauds et fluides de s'étirer en formant des filaments, et de retomber tels quels dans la boue sédimentaire.

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Les éruptions sous-marines explosives sous faibles tranches d'eau et leurs "gerbes cypressoïdes" caractéristiques sont essentiellement dues à l'expansion des gaz magmatiques et à la vaporisation instantanée de l'eau de mer au contact du magma. La lave, intensément fragmentée par les explosions dues à la détente des gaz magmatiques et de la vapeur d'eau de mer, retombe sous l'eau en formant des couches stratifiées de hyaloclastites d'explosion. On sait que de telles éruptions ont peu de chances de se produire au-delà d'une profondeur de 500 mètres.

La coupe se termine par un puissant niveau de calcaire massif et cristallin de dix à quinze mètres d'épaisseur, contenant de rares fragments reconnaissables de brachiopodes, de lamellibranches et de bryozoaires.
Au total, l'ensemble des coulées à pillow-lavas et des brèches volcaniques associées de Lostmarc'h représenterait une succession de moins de 200 m d'épaisseur. L'estimation est cependant délicate, compte tenu de l'importance de la tectonique.

Conclusion

Aujourd’hui, en presqu’île, il faut abandonner l’idée d’un volcanisme bimodal acide-basique. Le volcanisme ordovicien de Crozon est uniquement basaltique. Il s’est développé sous une tranche d’eau qui ne dépassait vraisemblablement pas quelques centaines de mètres, dans un domaine de plateforme continentale affectée par des mouvements tectoniques distensifs de type rift ou pré-rift.
Alors qu’au début de l’Ordovicien la sédimentation était détritique terrigène, elle devient franchement carbonatée durant toute la durée du volcanisme.
Les falaises de la presqu’île conservent la mémoire de la mise en place de ce volcanisme basique à 3 niveaux de profondeur :
- Un niveau profond avec des intrusions doléritiques, non observées lors de cette sortie, reconnaissables dans les sills de Kerdreux et de Kerdra, au sud de Lostmarc’h.
- Un niveau moins profond, subvolcanique, avec des sills et des dykes intrusifs dans des boues sédimentaires carbonatées encore meubles ou bien dans des tufs pyroclastiques (Raguenez, plage de Lostmarc’h).
- Un niveau superficiel avec les coulées à pillow-lavas et leur cortège de brèches autoclastiques, de hyaloclastites, épanchées au fond de la mer, sur et dans des sédiments carbonatés (pointe de Lostmarc’h, Porzig). Ces laves sont fortement spilitisées, sans doute par une intense circulation hydrothermale. De violentes explosions à très faible profondeur ont engendré des dépôts pyroclastiques bien stratifiés et souvent granoclassés.

La géochimie des dolérites (Terres rares, éléments incompatibles) montre que les volcanites de Crozon sont issues de magmas basaltiques proches des tholéiites continentales. Tout confirme que les laves se sont mises en place dans un contexte de rifting sur marge continentale amincie et en extension.

Il y a 460 millions d’années environ, le Grès armoricain se dépose sur les secteurs de Crozon Nord et Crozon Sud. Ce dernier est marqué par une forte subsidence.
Entre 460 et 455 Ma, se déposent les Schistes de Postolonnec, puis les Grès de Kermeur. Le contraste entre la plateforme stable de Crozon Nord et la forte instabilité de Crozon Sud s'accentue.
A l'Ordovicien supérieur (Fig.3), la sédimentation de plateforme se poursuit sur Crozon Nord avec le dépôt des Schistes et Grès du Cosquer, sans aucune trace de volcanisme, alors que simultanément un important volcanisme basaltique sous faible tranche d'eau se développe dans Crozon Sud, dans les sédiments carbonatés de la Formation de Rosan. Empruntant les failles normales d'un rift en formation, le magma basique s'injecte à plusieurs niveaux dans la série sédimentaire marine et débouche sur le fond marin, où il édifie à fleur d'eau des appareils volcaniques instables.

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Figure 3- Schéma de l’organisation volcanique et sédimentaire à l’Ordovicien supérieur en presqu’île de Crozon (d’après Thonon in Plusquellec et al. 2001)

En définitive, même si la coulée à pillow-lavas de la pointe de Lostmarc’h est sans doute la plus spectaculaire du Massif armoricain, c’est la diversité des brèches volcaniques qui retient l’attention faisant de la presqu’île de Crozon un musée in situ des formes d’expression du paléovolcanisme basaltique sous-marin sous faible tranche d’eau.

Texte et clichés: Jean Plaine

Bibliographie
(présentation chronologique)

BARROIS C. 1890- Mémoire sur les éruptions diabasiques siluriennes du Menez Hom (Finistère), Bull. Serv. Carte géol. France, 7, 75p.

LUCAS G. 1938- "Contribution à l'étude du Silurien de la presqu'île de Crozon". Travaux du Laboratoire de l'Université de Rennes, D.E.S. n°7.

FOURMOND E. 1964- Contribution à l’étude de l’Ordovicien moyen et supérieur et du Gothlandien du Cap de la Chèvre (Finistère), D.E.S, 53p., Paris

MAILLET P. 1977- Etude géochimique de quelques séries spilitiques du Massif armoricain ; implications géotectoniques, thèse 3ème cycle, 134p., Rennes.

BALOUET S., CABANIS B., THONON P. 1984- Caractérisation pétrographique et géochimique du volcanisme jalonnant la cicatrice paléozoïque Crozon Nord-Crozon Sud (Finistère). 10ème RAST, Bordeaux (résumé).

CHEVALIER Y., ROLET J., THONON P. 1984- La cicatrice Crozon Nord-Crozon Sud (Finistère) est jalonnée de volcanites et basites grenues en lambeaux. 10ème RAST, Bordeaux (résumé).

CABANIS B. 1986- Identification des séries magmatiques dans les socles métamorphiques sur la base de critères géologiques, pétrographiques et géochimiques. Thèse de Doctorat d'Etat, Univ. Paris VI.

LE LOEUFF J. 1987- La pointe de Lostmarc'h. Paléovolcanisme ordovicien. Mémoire T.E.R. (Maîtrise Sciences de la Terre), UBO, Brest, 72 p.

LE PENNEC J.-L. 1987- Magmatisme de l'Aber. Volcanologie et Géochimie. Mémoire T.E.R. (Maîtrise Sciences de la Terre, UBO, Brest, 68 p.

CHAURIS L. 1998- Histoire de pierres, faux problèmes et espoirs déçus. Imagination et récrimination..., Avel Gornog, 6,24-30

CADIOU D. 1993- Le four à chaux de Rozan, Avel Gornog, 1, 35-36.

JEGOU I. 2001- Les processus de bréchification des laves de la Pointe de Lostmarc'h (Presqu'île de Crozon). T.E.R. (Maîtrise Sciences de la Terre), UBO, Brest, 38 p. (+ Annexes).

LAMOUR M. 2000- Formations volcaniques de l'Aber (Presqu'île de Crozon). Mémoire T.E.R. (Maîtrise Sciences de la Terre), UBO, Brest, 40 p. (+ Annexes).

NAOUR T. 2000- Classification et interprétation des brèches volcaniques de Lostmarc'h en Presqu'île de Crozon. Mémoire T.E.R. (Maîtrise Sciences de la Terre), UBO, Brest, 34 p. (+ Annexes).

PLUSQUELLEC Y., JUTEAU T., VIDAL M. 2001- "La presqu'île de Crozon, un musée in situ du Paléozoïque". Livret-guide, Excursion CPGE - BCPST, Brest, 21-22 septembre 2001, 35 p.

NONOTTE P. 2002- Le magmatisme Ordovicien supérieur de la presqu'île de Crozon et de la région de Trégarvan. Mémoire T.E.R. (Maîtrise Sciences de la Terre), UBO, Brest, 35 p. (+ Annexes).

JUTEAU T., PLUSQUELLEC Y., ROLET J. 2003- Excursion géologique dans la presqu'île de Crozon. Livret-guide, Journées spécialisées "Océans et ophiolites" de la Société Géologique de France, Brest, 3-5 mars 2003, 31 p.

JUTEAU T., PLUSQUELLEC Y., THONON P., ROLET J., NONOTTE P., JEGOU I., LAMOUR M., NAOUR T., COTTEN J., STEVEN S. 2007- Le volcanisme sous-marin d'âge ordovicien supérieur de la presqu'île de Crozon (Finistère). Etude des processus de bréchification. Bull. Soc. géol. minéral. Bretagne, (sous presse).

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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)
      

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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)

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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)

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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.

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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.

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Arrêt n°2- Flanc ouest de la plage de l’Aber (Crozon)

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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. Cette ancienne ligne de rivage permet d’estimer le recul de la falaise de Trébéron à 50 ou 100 m selon les secteurs.
Son âge n’est pas connu : il pourrait être éémien ou plus ancien ?
Des rivages anciens identiques se trouvent également sur la plage du Ris à Douarnenez ainsi qu’au pied des falaises qui se dressent entre les plages du fond de la baie de Douarnenez.

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Remonter sur la route, prendre à gauche puis à droite vers Trébéron puis encore à droite pour atteindre la D887.
Aller à gauche pour rejoindre Crozon (Kroazon). Au premier rond-point, aller à droite vers Camaret (Kameled). La route contourne la ville par le nord.
Dépasser la route qui part à droite vers Roscanvel (Roskanvel) et, au carrefour suivant, tourner à gauche en direction du centre-ville et de Morgat (Morgad).
Au rond-point suivant prendre immédiatement sur la droite la première route (D 308) en direction de la Pointe de Dinan (Beg Din).
Poursuivre jusqu’à la zone de stationnement de la pointe.
Depuis le parking, emprunter le chemin empierré qui descend au long du versant rocheux puis à gauche vers l’anse de Kerguillé (Porz Koubou).

Arrêt n°3- Porz Koubou (Crozon)

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En contrebas du hameau de Kerguillé, le site de Porz Koubou permet l’observation d’une remarquable plage fossile qui n’avait pas échappé à Charles Barrois qui en a donné en 1877 une description, la première pour le Massif armoricain. On comprend dès lors l’intérêt patrimonial de l’affleurement !

Cette plage quaternaire fossilise un platier ancien nivelant les schistes et les grès quartzitiques de la formation silurienne de Kerguillé. Elle est principalement constituée de galets pluricentimétriques de quartzites blancs réunis par un ciment ferrugineux ocre à rouge vif constituant ainsi un conglomérat qui est accolé à la falaise et remplit les encoches entre les bancs de grès siluriens.
Cette coloration si particulière a amené Barrois à qualifier ce type de plages anciennes que l’on rencontre un peu partout sur le littoral breton de “ plage rousse ”.
Ce conglomérat renferme également de nombreuses roches exotiques (Barrois en a dénombré plus d’une dizaine !) dont du granite rose provenant d’un massif granitique paléozoïque immergé reconnu depuis en mer d’Iroise.

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Durant les transgressions du Quaternaire, les galets issus de l’érosion de la plateforme continentale ont formé des cordons littoraux qui poussés au rivage par les vagues, sont parvenus dans certains cas au pied des abrupts littoraux. Dans l’anse de Porz Koubou, les silex mésozoïques sont rares par rapport aux granites roses ce qui laisse supposer qu’au moment du départ de la transgression les calcaires crétacés situés à l’ouest du pluton granitique étaient immergés.

Au nord de l’anse, le head périglaciaire constituant la plus grande partie de la falaise montre plusieurs cycles périglaciaires.
A la base de la coupe, existe un niveau à blocs de grès armoricain de couleur claire. Au-dessus apparaît un niveau altéré, lui-même surmonté par un niveau à blocs de couleur plus grise. Au sommet le head supérieur à plaquettes de schiste, est pavé d’énormes dalles libérées par la crête de grès armoricain.
Il y a quelques années à l’extrémité du chemin d’accès, un niveau de sable éolien pléistocène était plaqué contre les heads de la falaise. Il a aujourd’hui disparu, mais on l’observe encore associé à une plage ancienne non cimentée, plus à l’ouest en direction de la pointe de Dinan.

Si on regarde de plus près le haut de la plage, on note qu’il y a en fait plusieurs plages superposées.
Tout en en haut, un niveau à galets est associé à des argiles déposées dans une petite dépression humide sur le revers d’un cordon littoral qui a par la suite disparu.
En dessous, les galets sont mieux consolidés et se disposent en bancs qui intégrent de grosses dalles de schiste issues d’éboulements. Un véritable pavage de blocs sub-anguleux apparaît localement à la surface du banc inférieur. Celui-ci mieux cimenté constitue le conglomérat occupant le haut de l’estran.

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Fig.2- Les formations quaternaires de Porz Koubou (dessin André Guilcher, 1969)

Si l’ancienneté de ces plages rousses est attestée par les heads qui les surmontent, elles sont par contre azoïques et très mal datées. Pour avoir des précisions, il faut rechercher les paléosols interglaciaires associés, les industries paléolithiques et utiliser des méthodes de datation physico-chimiques objectives.

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Par ailleurs, si on observe le littoral en direction du sud, on constate que les reliefs sont coupés au cordeau, les formations géologiques étant tranchées par une surface d’érosion tertiaire qui nivelle vers 60-70 mètres d’altitude l’ouest de la presqu’île, à l’exception de la barre de grès armoricain du cap de la Chèvre.

Repartir en direction de Crozon.
Après environ 1800 mètres, prendre la première route à droite qui part vers le sud. Continuer en direction de Lostmarc’h. Peu après le hameau de Kernaléguen aller à gauche. La route descend, franchit une zone humide (parking d’accès à la plage de Lostmarc’h), puis remonte. Au carrefour suivant (stop), laisser sur la droite la route qui mène à la plage de la Palue. Continuer tout droit, dépasser le beau hameau de Kerglintin pour rejoindre Saint-Hernot.
Sur la D 255 partir à gauche et, à la sortie du hameau, rejoindre le parking de la Maison des Minéraux.
Traverser ce parking pour emprunter le chemin de terre qui part en face.
Suivre ce chemin jusqu’à ce qu’il vienne buter contre un autre chemin (chemin de Grande Randonnée). Stationner le long de ce chemin pour partir à l’Est par un large sentier qui, à partir d’anciens bâtiments en ruine, devient plus difficile.
Il descend peu à peu vers la pointe de Saint-Hernot, offrant de très beaux points de vue sur les falaises de grès de Morgat.
Arrivés au-dessus de la pointe il faut suivre le sentier sur la droite pour arriver à un belvédère naturel qui surplombe une petite crique occupée par une grève de galets.

Arrêt n°4- Pointe de Saint-Hernot (l’Île Vierge) (Crozon)

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Au sud de la pointe de Saint-Hernot, au-dessus de grottes creusées dans le grès armoricain, un niveau de galets orienté à l’ouest, se situe à une altitude d’une dizaine de mètres par rapport au niveau des hautes mers.
L’érosion ayant fait son oeuvre, la plage ancienne apparaît aujourd’hui très réduite par rapport à ce qui a été décrit dans les années 1970 par A. Le Gall qui la rangeait parmi les “ plages haut-normanniennes ”.
Voici la coupe qu’il donnait:
entre 0 et 12 mètres : falaise de quartzite (grès armoricain) percée de grottes.
entre 12 et 14 mètres, léger replat de la falaise sur lequel se sont déposés deux mètres de galets emballés dans de l’argile de décomposition. Ces galets s’étendent sur 10 mètres...
entre 14 et 17 mètres : head rocheux assez clair couronné par 10 à 20 centimètres de terre noire végétale.

Les galets sont de taille moyenne, les plus gros ne dépassent pas 20 cm de longueur ; il s’agit presque exclusivement de galets de grès armoricain légèrement altérés et quelque peu dérangés par les coulées périglaciaires dans la partie supérieure du dépôt.
Cette position abritée a permis à la plage de persister alors qu’ailleurs, dans les sites exposés de la presqu’île, seuls des replats dans le profil des falaises attestent de la présence de hauts niveaux marins.

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D’autres formations à galets marins, jusqu’à +10 m au-dessus des plus hautes mers se voient également au plafond des grottes marines qui jalonnent la Formation du Grès armoricain, attestant ainsi de la continuité de cette ancienne ligne de rivage dans les falaises du cap de la Chèvre, comme dans celles de Camaret.

Reprendre le véhicule. Rejoindre Morgat par la D 255 puis Crozon. Prendre par la D 8 la direction de Camaret-sur-Mer. A l’entrée de cette ville (rond-point) aller vers les alignements de Lagatjar et la pointe du Toulinguet.
Peu avant cette pointe atteindre la zone de stationnement de l’anse de Pen-Hat (Pen Had).

Arrêt n°5- Pen Hat (Camaret-sur-Mer)

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Le rentrant de la côte correspond à un isthme de Briovérien entre deux pointes de Grès armoricain. Les sédiments briovériens essentiellement schisteux affleurent sur l’estran et au pied de la falaise du Toulinguet à l’extrémité de la plage.
Les formations quaternaires sont très bien exposées en falaise; elles se sont déposées sur un platier fossile au cours de périodes climatiques tempérées et froides.

La coupe observée est la suivante :

* Une plage ancienne constituée de galets liés par une matrice argilo limoneuse beige, est visible au pied de la falaise du Toulinguet. Sa partie supérieure admet des gélifracts et elle est infiltrée par des argiles gris foncé correspondant à un sol de bas de versant.

* Vers le sud, on observe des galets et un sable de plage daté à 403 000 ans par la méthode ESR (Electron Spin Resonance). Sur la plage, après le retrait de la mer, s’est développé une pédogenèse correspondant à un sol hydropodzolique de couleur brune.

Les hommes ont fréquenté cette plage et y ont laissé des industries lithiques; il s’agit d’un outillage sommaire réalisé à partir des silex présents dans la plage ancienne et du grès armoricain local.
Il s’agit d’un site attribué au Paléolithique ancien, comme celui qui est actuellement fouillé à Ménez-Drégan en Plouhinec. A cette époque les hommes (Homo erectus) ont dû occuper temporairement un abri sous roche dans la falaise en arrière de la plage fossile.

* Au-dessus viennent des coulées de versant périglaciaire à macrogélifracts. Elles sont massives au pied du Toulinguet et s’amenuisent progressivement vers le sud, en devenant de plus en plus argileuses. Ces dépôts passent latéralement à des argiles lacustres déposées dans des mares formées en avant du versant lors d’une nouvelle transgression marine. Cette dernière n’a guère dépassé le niveau actuel comme l’a montré la présence d’entailles creusées par les vagues dans les argiles, le sol et la plage ancienne, avant leur fossilisation par les sables dunaires qui se sont accumulés devant l’isthme du Toulinguet.

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Les niveaux successifs de la coupe de Pen Hat

* Dans la partie basale de la coupe, plusieurs phases dunaires entrecoupées par des apports de versant et la formation de sols se sont succédées pendant un long interglaciaire, avec des refroidissements marqués par la présence de gélifracts dans les sables et de niveaux géliflués. Les périodes de réchauffement climatique correspondent à deux sols illuviés. Le premier de teinte brunâtre, qui se suit jusqu’à l’escalier d’accès à la plage, a livré quelques industries lithiques. Le second plus sableux se caractérise par une rubéfaction importante, et pourrait chronologiquement être contemporain d’un niveau de plage ancienne reconnu dans la falaise au sud de l’anse de Pen Hat.

* L’ensemble de ces formations est taillé en biseau par des coulées de gélifluxion où les niveaux à blocs alternent avec des couches plus limoneuses. Localement à la base de la coulée de head supérieure on peut suivre sur quelques mètres un niveau de sable dunaire pédogénisé et rubéfié correspondant à une phase tempérée entre deux cycles périglaciaires. Des niveaux de sable éoliens rubéfiés ont été aussi observés dans les heads au sud de l’anse de Dinan et pourraient être contemporains des plages éémiennes, dans la stratigraphie locale.

* Le sommet de la coupe correspond à une dune flandrienne qui fossilise le sol postglaciaire. Au sommet de ce dernier, à la base du sable, on remarque une espèce de gastéropodes terrestres qui en Bretagne occidentale a actuellement disparu (Pomatias elegans) et au centre de l’anse, des grès calcaires étaient autrefois visibles au contact du head argileux, comme à l’Aber de Crozon.

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En résumé, les crêts des grès armoricains ont alimenté durant les périodes périglaciaires des coulées de gélifluxion (niveaux supérieurs à blocs) qui ont fossilisé d’anciens sols et des dépôts dunaires antérieurs (niveaux inférieurs bruns et ocre rouge). Les formations quaternaires de Pen Hat ne peuvent être que postérieures à la transgression qui a laissé des galets vers 15 m d’altitude, sur la face est de la pointe du Grand Gouin, au nord de Camaret-sur-Mer. Dans ce secteur, durant les derniers interglaciaires, la mer ne semble guère avoir dépassé le niveau des hautes mers actuelles, ce qui a permis la conservation des dépôts à l’abri du Toulinguet.

Ainsi, la coupe de Pen Hat constitue un bel exemple de séquence de dépôts pléistocènes établis depuis plus de 400 000 ans, lors de climats tantôt froids, tantôt plus chauds, avec plusieurs retours de la mer accompagnés d’invasions dunaires dont les témoins sont rarement conservés sur les rivages armoricains.

Rejoindre le rond-point d’entrée de Camaret-sur-Mer. Prendre la D 355 en direction de Roscanvel. La route longe la côte et, après un peu plus de deux kilomètres, atteint la plage de Trez Rouz.

Arrêt n°6- Plage de Trez-Rouz (Crozon)

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Le site de Trez Rouz se situe sur un isthme déprimé qui rattache la presqu’île de Quélern-Roscanvel à la partie centrale de la presqu’île de Crozon. L’anse en elle-même est limitée au nord et au sud par des falaises de grès paléozoïques.
Dans la dépression sont conservés des sédiments pléistocènes qui bordent la plage en une falaise haute de 5 à 7 mètres environ.
Au sein de sédiments de couleur ocre qui ont donné son nom au site (littéralement sable rouge) sont visibles, à la fois dans la petite falaise mais aussi parfois sur l’estran, plusieurs niveaux de tourbe noire et d’argile grise.


Ces formations colmatent une vallée morte correspondant à une rivière qui descendait des hauteurs de Camaret-sur-Mer pour rejoindre le bassin de la rade de Brest (Fig.3).

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Fig.3- Le paléo-bassin de l’Abert-Ildut (d’après B. Hallégouët)

Au nord de la plage, on reconnaît deux générations de produits périglaciaires sous la forme de heads très rubéfiés. En-dessous on trouve les formations paléozoïques altérées, notamment la Formation du Grès de Landévennec. Dans l’anse voisine au nord, ces altérites sont soumises à des mouvements de terrain déformant la partie supérieure de l’estran.
Vers le sud, encaissées dans ces formations anciennes, il y a des formations moins rubéfiées affectées par de grandes déformations. Elles buttent au centre de l’anse sur un platier schisteux couvert en partie par un cordon de galets barrant un maigre ruisseau.

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La partie centrale de la coupe offre la succession suivante :
- A la base des dépôts se trouvent des sédiments périglaciaires gris à blocs de quartzites, remaniant quelques galets à émoussé marin.
- Au-dessus apparaissent des dépôts organiques correspondant à des tourbes littorales formées derrière un cordon littoral. La présence marine y est attestée par des pollens d’espèces se développant près du littoral.
Un niveau sableux interstratifié dans ces tourbes s’est mis en place lors d’une tempête qui a poussé le sable dans le marais. Il est daté à 470 000 ans (ESR).
- Le head au-dessus admet un niveau organique gris passant latéralement vers le nord à un sol de marais tourbeux, où les pollens traduisent un réchauffement climatique. Quelques lentilles sableuses englobant de rares galets montrent une influence littorale .
- Sous les heads supérieurs rubéfiés des lentilles de sables dunaires sont parfois visibles en fonction du recul de la falaise et des niveaux gris étirés par la gélifluxion ont également livré des pollens permettant de les lier à de petits marais littoraux.
- Au sommet de la coupe apparaît du head non déformé tronquant les formations inférieures.

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La presqu’île nous offre ici un de ces tableaux de la nature qui fait immédiatement penser à “ la vague ” du peintre japonais Hokusai.

Comment expliquer les déformations soulignées par les niveaux de tourbe ?

- On peut évoquer les alternances gel-dégel qui font remonter des argiles qui sont plus plastiques que les sédiments environnants.
- On peut penser à un événement paléoséismique puisque le site est implanté sur une zone de failles.
- L’orientation et la forme des plis permettent également de supposer la présence de discontinuités liées à la présence de failles associées à des coins de glace qui ont favorisé la remontée des matériaux sous jacents lors d’une période de fonte du pergélisol en profondeur.
- Un grand glissement par gravité des dépôts argileux situés au nord de l’isthme a pu aussi comprimer des formations plus récentes installées dans un large chenal ouvert autrefois en direction de la rade de Brest.

Ces déformations ont exigé beaucoup d’eau, libérée sans doute par le dégel d’un pergélisol. Elles correspondent à un événement précédant le dernier interglaciaire. La conservation des dépôts de l’isthme de Quélern dont l’altitude n’excède pas 10 m par rapport au niveau des hautes mers, montre que depuis 500 000 ans, dans ce secteur de Bretagne occidentale, le niveau marin ne s’est guère élevé au-dessus du niveau actuel, pendant les phases tempérées.


A partir du parking de Trez Rouz revenir sur une centaine de mètres vers Camaret-sur-Mer puis prendre à gauche la route qui part vers Crozon. Poursuivre et prendre la deuxième route à droite qui passe par Léac’hmat et rejoint la D 55. Prendre à droite cette dernière sur 200 mètres et aller à gauche vers l’étang de Kerloc’h. Après un peu plus de 500 mètres apparaissent les bâtiments de l’ancienne gare de Perros auprès de laquelle il faut stationner.

Arrêt n°7- Etang de Kerloc’h- Perros Gare (Crozon)

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L’excavation ouverte à l’ouest du pont enjambant la tranchée de l’ancienne voie ferrée permet d’observer une formation de fond de vallée qui correspond à un vieux réseau hydrographique progressivement démantelé après l’Oligocène et drainant le bassin de la rade de Brest (Fig.3).

Au Néogène le réseau qui drainait le nord de la rade était déjà profondément encaissé comme le montre la position des argiles du Zancléen dans la vallée de l’Elorn. Après avoir envahi les vallées, la trangression pliocène a débordé sur les plateaux.
Les galets ne sont pas conservés sur les deux surfaces nivelant les roches dures de la presqu’île, à l’exception des grottes du Ménez Luz, mais on les retrouve dans les vallées mortes où ils ont été piégés, lorsque la mer s’est retirée.
Dans la vallée morte du Fret, entre l’étang de Kerloc’h et la rade de Brest, ces formations ont l’aspect d’un sable grossier emballant des galets très bien émoussés avec quelques éléments sub-anguleux, plus nombreux au sommet des affleurements. A Perros, la partie supérieure de la coupe montre des infiltrations limoneuses qui ont favorisé le développement de fentes verticales caractérisant la phase de réchauffement climatique après une glaciation. Le ruisseau de Kerloc’h s’est encaissé dans ces formations, mais nulle part on ne voit la base des dépôts, contrairement aux replats de la vallée de l’Elorn où ils reposent sur les marnes à huîtres du Pliocène supérieur (Reuvérien). Les sables et graviers du Relecq ravinant ces argiles ont été datés vers 2,5 Ma par la méthode ESR . D’autres dépôts de ce type affleurent également vers 20 m d’altitude sur les replats bordant l’anse du Fret, jusqu’à l’isthme de Quélern ce qui permet de supposer un remblaiement important des anciennes vallées de la rade de Brest, avant qu’elles ne soient à nouveau excavées au cours du Quaternaire.

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La méthode ESR

La datation par résonance de spin électronique (ESR ou RPE) est fréquemment utilisée par les archéologues pour dater les ossements, les dents ou les carbonates recueillis dans les terrains quaternaires.

Cette méthode peut aussi être employée pour dater le quartz présent dans les formations détritiques continentales et marines.
Le principe repose sur la capture d'un certain nombre d'électrons libres par un minéral enfoui dans une couche sédimentaire, puis sur son accumulation dans la structure de ce minéral et sa conservation.
La datation du quartz n’est cependant possible que lorsque le géochronomètre, constitué par des pièges paramagnétiques, a été remis à zéro par blanchiment optique ou thermique. On ne date pas la formation du minéral mais un événement important de l’histoire des grains comme, par exemple, une exposition prolongée aux rayons solaires (ultraviolets en particulier) lors de leur transport par l’eau ou le vent.
Il existe dans le quartz plusieurs types de centres paramagnétiques liés à la présence d’impuretés (aluminium, titane). Ces centres peuvent avoir une grande durée de vie ce qui permet théoriquement la datation d’échantillons dont l’âge peut s’échelonner entre 100 000 ans et plusieurs millions d’années, soit sur une période qui couvre le Pliocène supérieur et le Pléistocène inférieur et moyen.
La méthode ESR peut donc parfaitement s’appliquer aux formations détritiques fluviatiles qui conservent peu les restes organiques mais qui contiennent souvent des grains de quartz transportés puis stockés.


Texte : Jean Plaine et Bernard Hallégouët
Clichés : Jean Plaine


Annexes

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Annexe1- Tableau de la chronologie du Quaternaire

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Annexe2- Stades isotopiques et paléorivages, en considération de manifestations tectoniques et d’événements glaciels (d’après Van Vliet-Lanoë et al. 1997, modifié)

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