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Crozon (29)

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)

Bibliographie (présentation chronologique)


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Vallée de la Rance (22 & 35)

 

La sortie du 05.11.2005 dans la Vallée de la Rance
(Ille-et-Vilaine & Côtes-d'Armor)                                    

Les roches métamorphiques de la Vallée de la Rance

Sortie animée par Pierre Jégouzo et Jean Plaine, Université de Rennes 1
      

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Dans la quiétude d’un petit matin ensoleillé, une quinzaine de personnes étaient présentes au rendez-vous de la Sgmb sur le port de Saint-Suliac pour aborder l’observation des roches métamorphiques de la vallée de la Rance.
L’objectif de cette journée, en dehors d’une découverte classique, était d’évaluer l’intérêt patrimonial des affleurements, leur intérêt pédagogique ainsi que leur cohérence dans la perspective d’une mise en valeur scientifique des sites naturels de cette belle ria bretonne.

Des problèmes de marée, doublés d’un aléa automobile, nous ont conduit à quelque peu modifier l’ordonnancement de cette journée.
Il était en effet logiquement prévu de visiter les sites en partant des termes les moins métamorphiques pour aller dans le sens croissant du métamorphisme et finir par les roches au métamorphisme le plus intense.

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Soit ! quitte à passer pour des “ rétrogrades ” nous avons fait les choses dans l’autre sens.
Ce compte-rendu en est le reflet, charge à chacun de faire, au prix d’une certaine gymnastique intellectuelle, le circuit dans le sens inverse pour avoir une approche plus pédagogique de la notion de métamorphisme prograde.

Présentation

Entre Côtes-d’Armor et Ille-et-Vilaine, la vallée de la Rance offre une coupe géologique naturelle dans des roches métamorphiques classiquement désignées sous le nom de Domaine cristallophyllien de Saint-Malo-Dinan ou encore plus simplement Massif de Saint-Malo.
Depuis l’écluse du Châtellier un peu au nord de Dinan jusqu’à Dinard et Saint-Malo se succèdent 3 ensembles métamorphiques (Fig.1): un ensemble à dominante micaschisteuse connu sous le nom de micaschistes de Langrolay-Saint-Suliac, un ensemble à dominante gneissique connu sous le nom de gneiss de la vallée de la Rance, un ensemble à dominante migmatitique connu sous le nom de migmatites de Saint-Malo.
Ces ensembles sont cartographiquement organisés en bandes orientées Sud-Ouest – Nord-Est.

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Fig.1- Carte géologique simplifiée du Massif de Saint-Malo montrant les trois grandes unités lithologiques et les isogrades du métamorphisme (d’après Martin, 1977)

Ainsi le Massif de Saint-Malo présente une “ série métamorphique continue ” allant des micaschistes et gneiss du faciès schistes verts au sud aux granites d’anatexie au nord en passant par des roches du faciès amphibolite, ce qui en fait, entre autres, un objet géologique d’intérêt pédagogique majeur.
A l’origine il s’agissait d’un ensemble silteux, greywackeux ou plus gréseux, riche en alumine, parfois plus calcique, la base de la pile sédimentaire se situant au nord, dans l’actuelle partie migmatitique.
Tous ces sédiments d’âge briovérien inférieur (590-600 millions d’années ?) ont été affectés par un métamorphisme Basse Pression-Haute Température au sein de la chaîne cadomienne, ceci autour de 540 millions d’années.
Ils ont en outre enregistré plusieurs épisodes de déformation, que l’on place au nombre de trois, plus ou moins facilement identifiables sur l’affleurement ou bien qui sont déductibles à partir des mesures régionales de la schistosité ou de la foliation.

La notion de métamorphisme

Lorsque des roches, qu’elles soient sédimentaires, magmatiques, ou même déjà métamorphiques, sont portées dans des conditions de pression (P) et de température (T) différentes de celles qui existaient lors de leur formation, elles subissent des réarrangements de texture, surtout par apparition d’une schistosité ou d’une foliation, et des recristallisations minérales, ces réorganisations se produisant à l’état solide. Elles se trouvent ainsi transformées en roches métamorphiques.
Ces conditions se trouvent principalement réalisées dans les chaînes de montagnes, les deux paramètres P et T agissant de façon significative dans les zones profondes de l’écorce terrestre.
L’enfouissement des roches entraîne une augmentation de la pression et de la température, mais leur présence actuelle à la surface implique une érosion très importante après leur formation diminuant la charge et une remontée de la croûte enfouie avec corrélativement une diminution de P et T.

Au cours du temps la roche suit donc un trajet qui dessine une courbe fermée que l’on appelle chemin Pression-Température-temps (chemin P-T-t) surtout bien identifiable dans les chaînes de collision.
Elle atteint un stade de pression maximale puis un stade de température maximale (pic du métamorphisme), c’est le métamorphisme prograde, avant de revenir vers son état originel au cours du métamorphisme rétrograde.
Les isogrades (apparition/disparition de minéraux ou d’associations minérales) ne représentent que la manifestation spatiale à un instant donné de l’évolution du métamorphisme dans le temps. Cet instant est toujours celui où la température est maximale.

Schiste, micaschiste, gneiss : nomenclature des roches métamorphiques

Les roches métamorphiques ne font pas encore l’objet d’une nomenclature claire, universellement acceptée.
Celle-ci fait appel à de critères structuraux ou texturaux, à la nature de la roche initiale dont elles dérivent ou à l’assemblage minéralogique actuellement observable.
Le terme schiste correspond à une roche qui se débite en feuillets plus ou moins serrés. Ce débit appelé schistosité est d’origine tectonique.
La roche originelle est le plus souvent une siltite (vase ou argile consolidée).
Le terme micaschiste désigne un schiste à biotite et (ou) muscovite, ces micas conférant à la roche un aspect un peu plus “ cristallin ”. Dans ce cas, on donne le nom de foliation au débit en feuillets pour souligner que l’on est dans des domaines de métamorphisme relativement intense. La roche originelle est là encore généralement une siltite (vase ou argile consolidée).
Le terme gneiss désigne une roche métamorphique au grain plus grossier que celui d’un micaschiste, la roche d’origine étant un grès à grain fin ou une greywacke.

Contrairement à un usage abusif, il n’y a aucune raison d’admettre, à priori, qu’un gneiss corresponde à un degré de métamorphisme plus élevé que celui qui caractérise un micaschiste. Il convient donc de conserver un caractère purement descriptif à ces termes.

Micaschiste et gneiss peuvent être caractérisés par la présence d’un minéral spécifique, exemple : micaschiste ou gneiss à biotite, à sillimanite,...

Les migmatites, des roches métamorphiques ?

Processus de recristallisation à l’état solide, le métamorphisme est en principe clairement distinct des phénomènes magmatiques qui impliquent la participation d’un liquide silicaté.
Cependant, dans certains domaines du métamorphisme de haut grade, la température est suffisamment élevée pour permettre la fusion partielle des matériaux. Ce processus est appelé anatexie et la production de liquides est généralement de composition granitique.
Si ces liquides quartzo-feldspathiques restent enfermés et cristallisent au sein même des roches qui leur ont donné naissance, il en résulte des formations mixtes, les migmatites qui appartiennent bien au domaine du métamorphisme.

Le circuit et les différents arrêts

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Fig.2- Carte du circuit avec emplacement des différents arrêts

Depuis Saint-Suliac rejoindre la N 137 via Saint-Jouan-des-Guérets.
Prendre la direction de Saint-Malo puis celle du barrage de la Rance.
Franchir le barrage (usine marémotrice) et au carrefour suivant obliquer à droite (D 114) vers Dinard.
Après la baie du Prieuré, aller à droite vers le centre de Dinard par l’avenue principale de la ville (Boulevard Féart).
Poursuivre jusqu’à la côte aller à droite (Boulevard du Président Wilson) et poursuivre par la rue Coppinger vers la pointe du Moulinet.

Arrêt n°1- Pointe du Moulinet (Dinard)

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Cette pointe offre un superbe point de vue sur l’estuaire de la Rance et sur la cité de Saint-Malo.
A proximité de la table d’orientation, le sentier littoral en béton descend sur la célèbre Promenade du Clair de Lune qui part à l’ouest vers la plage de l’Ecluse puis la pointe de la Malouine et va jusqu’à Saint-Enogat.

Tout au long de cette promenade, la côte expose de façon remarquable des roches très hétérogènes plus ou moins fortement altérées et qui sont globalement d’aspect granitique. Les minéraux principaux, aisément identifiables, y sont le quartz, les feldspaths et la biotite. A l’échelle de l’affleurement, certaines parties de la roche montrent un rubanement caractéristique des gneiss, d’autres correspondent toujours à des gneiss mais l’organisation interne y est moins régulière et enfin d’autres sont nettement du granite. On note également la présence sous forme d’enclaves de grands paquets d’une roche sombre assez homogène qui est un gneiss à grain fin ainsi que des amas de quartz sous forme d’“ yeux ”.
Les plis et les cisaillements sont fréquents témoignant de déformations plastiques.
La coexistence sur un même affleurement de roches oscillant entre gneiss et granite est caractéristique des migmatites (mot dérivé du grec migma qui signifie mélange).

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La notion de migmatites

Les migmatites sont des roches métamorphiques qui résultent de la fusion partielle (anatexie) de gneiss silico-alumineux dans le cadre d’un métamorphisme prograde.

Elles sont constituées, à l’échelle de l’affleurement, d’un mélange de roches au taux de fusion très variable, depuis le matériau gneissique originel jusqu’à du granite appelé granite d’anatexie.
Les migmatites se rencontrent essentiellement dans les zones profondes des chaînes de montagnes, là où pression et température sont suffisantes pour entraîner la fusion.

Il s’agit d’une fusion crustale qui est facilitée par diverses circonstances :

    a/ enfouissement tectonique à la base d’une pile de nappes sédimentaires, suivi d’une remontée des isothermes.

    b/ remontée des unités profondes chaudes vers des basses pressions = dômes thermiques (diapirs) tarditectoniques.

    c/ échauffement par apport de magmas d’origine mantellique.

    d/ présence de fluides (H2O surtout) qui abaissent la température du solidus et donc permettent la production plus rapide de liquides anatectiques.

Les différentes parties d’une migmatite

Au début du phénomène d’anatexie, la fusion va se développer uniquement dans les niveaux favorables qui ont une composition proche de 33% de quartz, 33% de feldspath alcalin, 33% de plagioclase.
Sur un même affleurement, il y aura deux parties dans la roche :
- une partie ancienne non affectée par l’anatexie, le paléosome qui correspond au matériel originel, en général gneissique.
- Une partie nouvelle partiellement ou totalement fondue, le néosome.

Le néosome est lui-même divisé en deux parties :
- le leucosome, partie claire, à gros grain, constituée d’un assemblage de quartz + feldspath qui correspond au liquide recristallisé.
- le mélanosome, partie sombre qui borde le leucosome, formé de minéraux colorés (biotite, sillimanite, cordiérite). Il correspond à un résidu réfractaire à la fusion.

• Donc, Leucosome + Mélanosome = Néosome

Les différentes variétés de migmatites

Les Métatexites

C’est le stade initial de l’anatexie. Le taux de fusion étant faible, seules quelques zones de la roche originelle sont concernées.
On a donc sur la même roche coexistence de paléosome et de néosome.

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Métatexite rubanée
      

La structure du gneiss est conservée et leucosome et paléosome s’agencent parallèlement à la foliation donnant naissance à un gneiss rubané, une métatexite rubanée.
Dans quelques cas, le néosome s’injecte dans le paléosome sous forme de veines souvent plissées.

• En résumé : Métatexite = Paléosome + Néosome

Les Diatexites

L’anatexie est plus intense, toutes les parties de la roche étant affectées par la fusion.
Le paléosome a pratiquement totalement disparu, subsistant parfois en enclaves de petite taille appelées restites.
Le rubanement acquis aux premiers stades de l’anatexie est quelquefois conservé. On parle alors de diatexite rubanée.
Le rubanement peut disparaître et le mélanosome tend à se mélanger avec le liquide granitique. La roche n’a plus de texture nette ; on parle alors de diatexite nébulitique.

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Diatexite rubanée
      

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Diatexite nébulitique

Une autre classification fait appel à la teneur en biotite. Si celle-ci est supérieure à 30% du volume de la roche on parle de diatexite mélanocrate, si elle se situe entre 10 et 30% du volume, on parle de diatexite mésocrate et s’il y a moins de 10% de biotite on parle de diatexite leucocrate.

• En résumé : Diatexite = Néosome seul

Les Granites d’anatexie

Le terme ultime de l’anatexie est la fusion complète de la roche de départ.
Les minéraux résiduels comme la biotite du mélanosome commencent à fondre et se mélangent au liquide.
La roche devient un gigantesque leucosome sans orientation nette.
Ce leucosome porte le nom de granite et lorsqu’il est encore associé aux migmatites, on parle de granite d’anatexie.

• En résumé : Granite d’anatexie = Leucosome seul

  Au long de la coupe, la coexistence de métatexites rubanées ou non, de diatexites rubanées ou plus ou moins nébulitiques et de quelques “ bouffées ” de granite d’anatexie, est la preuve que nous sommes bien ici au coeur du domaine migmatitique de Saint-Malo. Le gneiss originel, qui est un paragneiss, n’est plus reconnaissable que dans les enclaves qui correspondent à des portions de sédiments réfractaires à la fusion soit en raison de leur composition soit en raison de leur position dans la pile sédimentaire.
On remarquera aussi que le rubanement des migmatites contourne ces enclaves et que, dans certains cas, des veines de leucosome y sont injectées preuve que ce dernier était liquide alors que le gneiss était solide.

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Dans les métatexites, on reconnaît aisément le paléosome identique au gneiss des enclaves et le néosome constitué d’un leucosome isotrope et à gros grains bordé par un mélanosome biotitique.
Dans les diatexites, le paléosome a totalement disparu. Si le mélanosome est encore important la roche a un aspect rubané. Si le leucosome domine, le mélanosome n’y subsiste plus que sous forme de flammèches (schlierens) qui donnent à la roche un aspect nébulitique.
Le granite d’anatexie, qui n’est en réalité qu’un gigantesque leucosome, ne montre pas d’orientation préférentielle, est isotrope, son grain est millimétrique à plurimillimétrique, mais son aspect est quelque peu différent de celui des granites habituels. Il est constitué essentiellement de quartz et de feldspaths ainsi que de biotite en quantité relativement faible.
Dans ce coeur du Massif de Saint-Malo on trouve donc toutes les roches du domaine depuis les moins affectées par l’anatexie jusqu’aux termes ultimes de la migmatitisation (granite). La fusion des roches métasédimentaires est survenue dans le champ de stabilité de la biotite, c’est-à-dire à des températures inférieures à 800°C et a impliqué principalement la déstabilisation de la muscovite.

Reprendre le parcours en sens inverse dans la ville puis rejoindre la D 168. En allant à gauche redescendre vers le barrage de la Rance.
Prendre à droite (D 114) vers La Richardais.
Juste à l’entrée de cette ville prendre à gauche l’Avenue du Grognet qui mène à une placette. Rejoindre à pied le rivage au-dessus duquel est aménagé un jardinet.

Arrêt n°2- Nord de la Richardais (La Richardais)

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La petite falaise qui entoure le jardinet est constituée de migmatites dans lesquelles il est possible de reconnaître à la fois des métatexites rubanées ou hétérogènes et des diatexites plus ou moins nébulitiques.
Les déformations plastiques et les cisaillements sont intenses.
Quelques portions de paléosome sont reconnaissables dans de petites enclaves plus ou moins ovoïdes.
Sur le flanc nord de la pointe, des amas micacés centimétriques peuvent correspondre à d’anciennes cordiérites.

Nous sommes là encore dans le domaine des migmatites de Saint-Malo, l’anatexie y étant toujours importante.

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Revenir sur la D114 et à gauche rejoindre le centre de la Richardais puis après quelques centaines de mètres descendre à gauche vers le port de cette commune.
Se diriger vers la cale.

Arrêt n°3- Port de la Richardais (La Richardais)

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Le premier affleurement situé au sud de la cale de la Richardais montre des roches composites dans lesquelles on reconnaît d’une part des gneiss sombres assez homogènes, à grain fin, qui correspondent aux gneiss de la vallée de la Rance, d’autre part des gneiss dans lesquels alternent des lits clairs, quartzofeldspathiques et des lits sombres biotitiques qui offrent tous les caractères de certaines migmatites (métatexites) observées précédemment.

Nous sommes en effet ici dans la zone de la vallée de la Rance qui montre tous les stades d’une anatexie débutante.
Les gneiss sont déformés par des plis qui correspondent à une déformation qualifiée de D2 puisqu’elle déforme la foliation métamorphique acquise lors d’une première épisode de déformation que l’on qualifie logiquement de D1.
Dans les métatexites le néosome clair et le paléosome sombre sont aisément identifiables, organisés en bandes parallèles à la foliation. Il s’agit donc de métatexites rubanées provenant d’une anatexie in situ des gneiss.
On distingue assez facilement à l’oeil nu dans le paléosome la sillimanite et la cordiérite, silicates d’alumine symptomatiques d’un métamorphisme de basse pression et haute température.

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Ces métatexites sont également affectées par la tectonique, les plis, parfois très serrés, que l’on voit étant contemporains et analogues à ceux des gneiss.
D’autres veines leucocrates recoupent nettement la foliation des gneiss.
On notera que sur cet affleurement l’anatexie est peu développée le rapport néosome/paléosome étant très petit.
Sur cet affleurement, il y a donc coexistence des gneiss non mobilisés et des gneiss partiellement fondus.

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Nous sommes typiquement dans la zone de transition entre les gneiss de la vallée de la Rance et les migmatites de Saint-Malo.

En poursuivant vers l’anse de la Richardais, ces roches sont recoupées par un filon doléritique pincé en son milieu.

Revenir sur la D 114 et poursuivre vers le Minihic-sur-Rance.
Après environ 1400 mètres prendre à gauche (fléchage) vers l’espace naturel départemental de la pointe de Cancaval.

Arrêt n°4- Pointe de Cancaval (Pleurtuit)

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La pointe de Cancaval, avec ses faux airs de Méditerranée et en dehors d’offrir de beaux points de vue sur la vallée et sur le barrage de la Rance, fait affleurer, un peu comme dans le site précédent, les gneiss de la vallée de la Rance au taux de fusion plus ou moins prononcé. Ainsi coexistent les gneiss originels et des métatexites.

On voit également des gneiss d’injection, c’est-à-dire des roches dans lesquelles un mobilisat quartzo-feldspathique est franchement injecté et qui sont toujours présentes dans les zones de contact entre les gneiss et les migmatites.

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Ces roches sont recoupées par quelques masses granitiques et par quelques filons pegmatitiques qui renferment de grosses lamelles de muscovite.
L’analyse des structures de déformation dans les gneiss montre clairement que les plis P2, au demeurant nombreux, aux axes orientés globalement N20°E sont repris par une déformation D3 qui crée des figures d’interférence. C’est là sans doute, l’un des intérêts majeur de ce site.

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Revenir sur la D 114 et poursuivre vers le Minihic-sur-Rance.
Dans le Minihic-sur-Rance, avant l’église, prendre à gauche, puis après 600 mètres aller à droite vers la plage de Garel.
Depuis la zone de stationnement partir par la zone de stockage des annexes vers l’estran rocheux et la pointe de Garel.

Arrêt n°5- Plage et pointe de Garel (Le Minihic-sur-Rance)

Sur plus de 300 mètres, l’estran et la falaise de la pointe de Garel exposent de façon remarquable les gneiss de la vallée de la Rance.

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La série lithologique montre des alternances décimétriques à métriques de bancs massifs et fins. Dans le détail, les bancs massifs apparaissent eux-mêmes formés d’une succession millimétrique à plurimillimétrique de lits à grain fin, parfois riches en minéraux phylliteux (chlorite, muscovite, biotite brune) et de lits à grain plus gros contenant en plus grande quantité de quartz, de plagioclase, de feldspath potassique. Il est clair que ce litage est d’origine sédimentaire. 

Stratigraphiquement, nous sommes là au milieu de la pile sédimentaire, la base gréseuse se situant originellement au nord dans la région de Saint-Malo (cf. arrêt 1), le sommet moins gréseux et beaucoup plus silteux se situant au sud dans la région de Langrolay-sur-Rance (cf. arrêt 6).
La foliation est fort bien exprimée, toujours parallèle au litage, à pendage de l’ordre de 50° dans la partie ouest de la coupe, moins pentée dans sa partie est où elle est souvent affectée de plis.
L’érosion, toujours dans cette partie orientale de la coupe, a souvent dissocié les bancs les plus massifs des bancs les plus fins accentuant l’aspect feuilleté de la série.
On peut en outre vers la pointe noter un début de fusion-recristallisation l’ensemble prenant l’aspect de migmatites.

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L’assemblage minéralogique le plus courant dans ces sédiments non migmatitiques, reconnu en lame mince, est muscovite + biotite + plagioclase + feldspath potassique + quartz avec accessoirement de la tourmaline, de l’apatite, du zircon et de l’ilménite. Ces minéraux sont généralement de petite taille. Ce sont les lamelles de biotite orientées parallèlement les unes aux autres qui matérialisent le plan de foliation, indiquant qu’elles ont cristallisé sous des pressions importantes. Le métamorphisme était donc un thermodynamométamorphisme parfois nommé métamorphisme régional.
Les assemblages riches en alumine peuvent contenir plus de 30% de muscovite.
Celle-ci apparaît généralement sous forme de grands cristaux qui recoupent la foliation et qui indiquent clairement leur caractère tardif par rapport à la foliation.
Cette grande muscovite contient de nombreuses inclusions parmi lesquelles de la sillimanite, sous forme de sa variété fibrolite. Ce silicate d’alumine qui apparaît au delà de 600°C est indicateur d’un métamorphisme de haute température.
La muscovite s’est formée à partir de la déstabilisation et de la destruction de la sillimanite, lors de la diminution de la température après le paroxysme thermique du métamorphisme, selon la réaction : sillimanite + feldspath potassique + eau ---> quartz + muscovite. Ce phénomène s’appelle rétromorphose.

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Les gneiss sont injectés de nombreuses masses granitiques plurimétriques claires, perceptibles dès l’entrée sur le site, obliques à la foliation mais aussi de nombreux filons granitiques centimétriques parallèles à cette foliation. L’origine de ce granite n’est pas clairement expliquée. Peut-être faut-il y voir du granite d’anatexie issu d’une fusion plus complète et plus profonde des sédiments.
Sur l’estran, ces filons granitiques apparaissent fréquemment boudinés, dilacérés dans les plis formant des lentilles décimétriques à pluridécimétriques qui se succèdent en échelons.
On trouve également plusieurs filons sombres de dolérite. Ils appartiennent comme celui reconnu à la Richardais au cortège filonien dévono-carbonifère de Bretagne septentrionale.

Revenir sur la D 114, dépasser l’église du Minihic-sur-Rance et poursuivre vers Plouër-sur-Rance.
Dépasser Saint-Buc et, à la Bénatais, obliquer à gauche. Après 600 mètres descendre à gauche vers la Grève de Morlet.

Arrêt n°6- Grève de Morlet (Langrolay-sur-Rance)

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Les affleurements au nord de la grève montrent un ensemble de roches métamorphiques à couleur dominante verdâtre dans lesquelles il est possible de reconnaître la lithologie sédimentaire originelle constituée ici de l’alternance de niveaux fins et de niveaux plus grossiers.
Il est même possible de reconnaître des séquences sédimentaires.
Elles sont constituées d’un assemblage grenu (texture granoblastique) de quartz, de feldspath, de chlorite, de muscovite et de biotite.
Les niveaux fins sont des micaschistes dérivant de niveaux silteux tandis que les niveaux plus durs sons des gneiss fins dérivant de sédiments de type greywacke ou grès.

Ces roches sont déformées par des plis décimétriques à métriques d’axes orientés N°60 à N80°Est.
Ces plis déforment non seulement la stratification originelle (So) mais aussi une première surface de nature métamorphique, une foliation (S1) légèrement oblique sur la stratification. C’est d’ailleurs cette foliation (équivalent en domaine métamorphique de degré élevé de la schistosité) qui débite les roches en feuillets relativement fins.
Cette observation permet de dire que les plis correspondent à une deuxième phase de déformation D2 par rapport à la première phase de déformation D1 qui a généré la foliation ; c’est pourquoi on parle logiquement de plis P2.
A ces plis P2, les plus courants dans cette partie de la vallée de la Rance, est associée une nouvelle surface de déformation, une schistosité de crénulation (S2) de plan axial visible dans la charnière de certains plis.
Cette schistosité de crénulation va évoluer vers une véritable schistosité pénétrative lorsque l’on progresse vers le nord, en même temps que l’intensité du métamorphisme augmente.
Dans ces roches, la paragenèse minérale à chlorite, muscovite et biotite correspond à un métamorphisme de grade peu élevé.

Quelques filons granitiques recoupent l’ensemble constituant sur le rivage des blocs de couleur claire déchaussés par l’érosion.

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Cet arrêt permet également d’observer les placages résiduels de sédiments récents mis en place lors des alternances climatiques quaternaires : limons et coulées à blocs de couleur ocre soumis à des éboulements permanents.

Succession des événements et inscription dans l’histoire géologique régionale

1- Dépôt dans un bassin sédimentaire marin de sédiments détritiques essentiellement terrigènes (siltites, greywackes fines à grossières) au cours du Briovérien inférieur (590-600 millions d’années ?) qui proviennent du démantèlement des tous premiers reliefs cadomiens situés plus au nord.

2- Déformation D1, assez uniforme à l’échelle du massif, avec des plis non reconnus mais foliation S1 légèrement oblique par rapport à la stratification lors des premiers stades de l’édification de la chaîne cadomienne (stade de fermeture d’un système arcs volcaniques-bassins intra arcs) autour de 585 millions d’années (?). Le métamorphisme M1, syndéformation, se situe entre faciès schistes verts et faciès amphibolite.

3- Déformation D2 qui replisse stratification So et première foliation S1 en plis droits très largement visibles à Langrolay-sur-Rance, Saint-Suliac ou encore Saint-Jouan-des-Guérets. Ils sont tantôt déversés vers le nord, tantôt vers le sud, comme à Garel, les axes allant d’une orientation pratiquement nord-sud jusqu’à 60°Est.

Un épisode métamorphique M2, postérieur à cette déformation, intervient au sud du domaine.

4- Ce métamorphisme M2 se poursuit avec une nouvelle déformation D3 qui est associée à la mise en place de dômes migmatitiques par anatexie de la base de la pile sédimentaire autour de 540 millions d’années et formation dans l’enveloppe gneissique et micaschisteuse des dômes de plis d’amplitude kilométrique qui déforment les structures P2 en plis droits à moyennement déversés P3 d’orientation N35-40°Est.

Le dôme de Saint-Malo n’est que le plus vaste de ces dômes qui ont été recensés au long de la vallée de la Rance (Fig.3).

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Fig.3- Coupe schématique le long de la vallée de la Rance montrant la structure de la série métamorphique (d’après Brun, 1975)

L’histoire métamorphique du Massif de Saint-Malo s’achève après la phase M2 par une recristallisation de toutes les roches avec apparition de grandes muscovites.

De fait, les paragenèses progrades sont oblitérées et les isogrades que l’on peut schématiquement placer sur la carte géologique (Fig.1) et qui correspondent aux réactions suivantes,

Chlorite + Muscovite + Quartz --> Cordiérite + Biotite + eau                    Cordiérite +

Muscovite + Quartz --> Feldspath potassique + Sillimanite + eau               Sillimanite +

Quartz + Plagioclase + Feldspath potassique + eau ----> liquide                Anatexie

ne sont que le reflet du dernier métamorphisme. Ils témoignent d’un fort gradient géothermique dont l’origine est discutée.

Ces événements tectoniques et métamorphiques s’inscrivent dans l’histoire terminale de l ‘édification de la chaîne cadomienne commencée autour de 615 millions d’années. Elle s’achève en effet, dans la région de Saint-Malo, autour de 540 millions d’années, avec l’épaississement tectonique par chevauchements de la croûte qui engendre la fusion partielle des métasédiments briovériens à des températures autour de 650°-700°C et une pression inférieure à 4 kbar, suivie de l’exhumation des migmatites ainsi formées.

En guise de conclusion...

  Pour revenir à l’objet de cette journée, si la lecture des sites visités permet une vision aisée de l’augmentation du métamorphisme lorsque l’on progresse du sud vers le nord au long de la vallée, le phénomène géologique majeur qui se lit sur les roches reste la fusion progressive des paragneiss de la vallée de la Rance pour aboutir aux migmatites de Saint-Malo.
Les minéraux indicateurs du métamorphisme étant malgré tout la plupart du temps difficilement observables à l’oeil nu, le recours à la lame mince se révélant indispensable à la reconnaissance des isogrades du métamorphisme, il semble pour le moins prématuré d’envisager une valorisation pédagogique in situ des coupes naturelles qui resteront donc confinées à un public d’amateurs éclairés, d’étudiants et de professionnels de la géologie.
Il n’en reste pas moins que si on inclut des sites non visités sur son flanc oriental (Grainfollet en Saint-Suliac, pointe de la Roche du Port en Saint-Jouan-des-Guérets, la Passagère en Saint-Malo,...), la vallée de la Rance peut être regardée comme un géosite dans le domaine du métamorphisme régional marqué par l’anatexie crustale plus ou moins poussée de métasédiments argileux aboutissant à la formation de migmatites et à la production de magmas granitiques.


Texte et clichés : Jean Plaine, Juin 2006

Bibliographie (présentation chronologique)


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Liens utiles

http://www.ac-rennes.fr/pedagogie/svt/applic/metam2/metam2.htm

http://www.ac-rennes.fr/pedagogie/svt/photo/rance/rance1.htm

 

Champtoceaux (44 & 85)

La sortie du 08.10.2004 dans le Val de Loire                                                                                                           


Le Complexe métamorphique de Champtoceaux
- des éclogites aux sédiments carbonifères -


Sortie animée par Michel Ballèvre, Université de Rennes 1
      

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Le complexe métamorphique de Champtoceaux est une vaste structure d'échelle crustale en forme de "nappe", située en domaine sud-armoricain. Il est limité au nord par la faille de Nort-sur-Erdre et au sud par la branche méridionale du cisaillement sud-armoricain (CSA).
Cartographiquement (fig.1), il apparaît comme une vaste antiforme de direction Est-Ouest, à fort plongement Est. Ce pli est probablement contemporain du mouvement dextre le long du Cisaillement sud-armoricain et de l'intrusion du granite varisque de Vigneux; il s'est donc développé durant le Carbonifère supérieur, autour de 310 millions d'années.
Dans ce pli on reconnaît deux grands ensembles métamorphiques superposés qui, de la base au sommet, sont:

A/ L'Unité para-autochtone de Mauves qui consiste en une séquence monotone de métagreywackes d'âge inconnu (Protérozoïque supérieur ?).

B/ Le Complexe de Champtoceaux proprement dit qui chevauche l'unité de Mauves. Il consiste en plusieurs unités empilées les unes sur les autres que l'on distingue essentiellement selon la lithologie et le degré de métamorphisme. Les chevauchements qui limitent ces unités ayant un comportement ductile et les roches ayant généralement une fabrique mylonitique, ce sont les discontinuités lithologiques et (ou) métamorphiques qui permettent de dessiner ces chevauchements.

En conséquence 2 sous-unités principales sont reconnues:

- l'allochtone inférieur formé de:
- L'unité du Cellier, constituée de gneiss leucocrates à lentilles d'éclogites surmontés de micaschistes.
- L'unité de Saint-Mars, constituée de gneiss leucocrates très déformés (orthogneiss).

- l'allochtone moyen formé de:
- L'unité de Champtoceaux, constituée d'orthogneiss migmatitiques avec quelques reliques d'éclogites.
- L'unité de Drain, constituée de gabbros déformés et de quelques péridotites.
- L'unité du Hâvre, constituée de métavolcanites et de métasédiments.

- l'allochtone supérieur formé de sédiments et de roches volcaniques moyennement à fortement déformés: c'est l'Unité des Mauges.

   Au nord-est du complexe, le Bassin d'Ancenis, est en contact faillé avec les unités métamorphiques empilées; il est essentiellement rempli d'argilites et de grès peu déformés, simplement disposés en blocs basculés, recoupés de corps microgranitiques, rhyolitiques et leucogranitiques. La faune et la flore y suggèrent un environnement continental et un âge Carbonifère précoce.

La sortie de ce jour a permis d'examiner ces différentes unités,
à partir d'affleurements aujourd'hui devenus classiques.

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Fig. 1- Carte géologique simplifiée du Complexe de Champtoceaux (d'après Bosse et al., 2000)

Le parcours et les différents arrêts


Depuis la Nationale 23 Nantes-Ancenis rejoindre le village de Mauves-sur-Loire. Traverser ce dernier et aller vers le sud Loire par la D 31 en direction de La Chapelle-Basse-Mer.
Franchir le fleuve par le pont de Mauves et au stop suivant aller à gauche vers Champtoceaux. La route (D 751) suit la levée de la Loire, rejoint la D7 que l'on prend à gauche toujours vers Champtoceaux.
Peu après, juste avant de franchir la Divatte, à la limite entre Loire-Atlantique et Maine-et-Loire, stationner à droite au niveau du chemin d'entrée de la carrière de la Bréhardière (accès soumis à autorisation).

fig2

Fig. 2- Carte du parcours avec emplacement des différents arrêts

Arrêt 1 : Leptynites, éclogites et micaschistes de la Bréhardière

En bordure de la Divatte, la carrière de la Bréhardière (ou de la Varenne), partiellement exploitée, entame les roches métamorphiques de l'unité du Cellier et de l'unité de Mauves.

   Dans la partie Est de cette carrière, malheureusement très largement comblée, apparaissent encore aujourd'hui des roches claires, grisâtres, fortement déformées, à débit planaire régulier (foliation). Ce sont des gneiss à grain fin qui sont constitués de quartz, feldspath et micas blancs (phengite en particulier). Ces gneiss leucocrates peuvent être qualifiés de leptynites.
Leur caractère orthodérivé, c'est à dire issus de roches magmatiques, se reconnaît dans la présence "d'yeux centimétriques" de feldspath potassique. Ils pourraient dériver de granites ou de laves rhyolitiques parfois porphyriques ce que confirme leur composition chimique.
L'âge du ou des protolites magmatiques de ces orthogneiss n'est pas connu mais un granite métamorphique reconnu dans la région de Saint-Mars-du-Désert a été daté à 485 Ma et d'autres orthogneiss (Le Cellier, la Picherais) autour de 480 Ma; un âge entre 480 et 490 Ma, soit Ordovicien inférieur, peut donc être proposé pour la mise en place de ces magmatismes acides.

Ces leptynites sont la plupart du temps accompagnées de niveaux amphibolitiques, association fréquente dans certains domaines métamorphiques, ce qui explique leur appellation classique de groupe leptyno-amphibolique (GLA) que l'on peut trouver sur certaines cartes géologiques.

Dans la partie la plus lointaine de la carrière, les leptynites renferment des lentilles de faibles
dimensions (de l'ordre du mètre) qui ne montrent généralement pas de foliation interne mais sont étroitement moulées par la foliation des gneiss. Quelques fractures y sont remplies d'albite.

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Ces "boudins de roches métamorphiques", souvent altérés, montrent une paragenèse d'éclogite, étant constitués d'un pyroxène sodique (omphacite) qui est un mélange jadéite-diopside, de grenat rose de très petite taille, de glaucophane et de phengite (mica).
Cette association de minéraux métamorphiques caractérise le faciès des éclogites, les conditions pression-température étant de l'ordre de 15-20 kbar et 550-600°C, ce qui explique la présence du pyroxène sodique apparu selon la réaction classique albite à jadéite + quartz.
Elle explique aussi la densité et la grande dureté de la roche.
La phengite, témoin du métamorphisme haute-pression, est essentiellement incluse dans le grenat.
La présence de la glaucophane correspond aux premier stades de la rétromorphose.

Il faut souligner que ces roches de faciès éclogite ont depuis longtemps attiré l'attention des minéralogistes parmi lesquels Alfred Lacroix (en 1891) est le plus célèbre.

Si on retrace les chemins P-T-t on constate que ces roches se sont mises en place à 45 km de profondeur et ont subi leur métamorphisme à 30 km.

Ces éclogites peuvent dériver soit de basaltes, soit de dolérites, soit encore de gabbros; la géochimie n'apporte pas de réponse significative et seule la texture, observable en lame-mince, peut renseigner; elle se révèle microgrenue doléritique. Ces roches éclogitiques dérivent donc de filons doléritiques qui ont été ensuite étirés et boudinés dans la déformation.

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

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

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

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

La partie ouest de la carrière, à proximité de son entrée, expose des roches totalement différentes, tant dans leur nature que dans leur faciès métamorphique.
Il s'agit de micaschistes albitiques à muscovite et chlorite, à foliation bien marquée (pendage vers le Nord-est) qui dérivent probablement de roches sédimentaires argileuses. Ils appartiennent à l'unité de Mauves.

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

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

   1- est postérieur à l'épisode éclogitique.

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

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

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

Arrêt 2 : L'éclogite de la Vinalière

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

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

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

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

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

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

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

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

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

1718

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

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

Arrêt 6 : La serpentinite des Folies Siffait

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

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

Quel est l'âge de ce chevauchement ?

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


Les Folies Siffait

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

Elle est faite d'éléments de décoration conçus en terrasses et construits dans l'esprit romantique qui, au début du 19ème siècle, affectionne particulièrement les ruines. Le jardin est constitué de faux vestiges, à l'origine multicolores. Disposés en labyrinthe, ces ruines comportent des tours, des escaliers qui ne conduisent nulle part et des terrasses qui permettent d'admirer la Loire.
Le site est en cours de rénovation pour une ouverture au public.
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Reprendre le véhicule à la Saulzaie et remonter sur le coteau en direction de la RN 23. Prendre sur la droite celle-ci en direction d'Ancenis.
Après environ 13 kilomètres d'un parcours qui offre de beaux points de vue sur la vallée de la Loire, au niveau d'un rond-point prendre à droite pour rentrer dans Saint-Géréon.
On rejoint peu après l'ancienne route de Nantes (boulevard des Airennes) que l'on prend à gauche.
Dans Saint-Géréon, au premier rond-point, prendre à gauche la rue des Vignes vers le centre de la localité dont on aperçoit l'église.
A environ 200 mètres on distingue, sur la droite, un plan d'eau et une ancienne carrière qu'il est possible de rejoindre par une voie étroite qui y descend. Possibilité de stationnement en bas.

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

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

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

Un examen approfondi du front de taille montre que les nombreuses "diaclases" qui découpent la roche correspondent en fait à la prismation du corps magmatique lors de son refroidissement à proximité de la surface du sol.
Les primes sont disposés symétriquement de part et d'autre d'un corps central prismé horizontalement.

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

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

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

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

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

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

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


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

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

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

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

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


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

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


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

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

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

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

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

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

La succession des événements tectoniques peut ainsi se décliner :

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

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

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

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

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

Si l'on dispose d'un peu de temps, on ne saurait quitter la commune de Saint-Géréon sans aller voir le site néolithique, mais aussi géologique de la Pierre Meslière.


33

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

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

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

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

Documents utiles

Cartes géologiques et notices

Feuille Ancenis n° 452

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

Feuille Vallet n° 482

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

Orientation bibliographique

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

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

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

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

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

 

Landévennec (29)

La sortie du 12.03.2005 à Landévennec, Finistère                                    


Les cordons de l’anse du Loc’h, Landévennec (Finistère)



Sortie animée par Bernard Fichaut et Pierre Stéphan, Université de Brest
      

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 La rade de Brest est riche en sites géologiques réputés. Elle possède également un patrimoine beaucoup moins connu mais surtout plus rare dans l’Ouest de la France, à savoir de nombreux cordons littoraux dont la liste et la description ont été données dès 1957 par le géographe André Guilcher.
Sous cette dénomination de cordons littoraux sont englobées toutes les plages qui ont la particularité de ne pas être adossées à la côte.
Elles sont nombreuses dans la rade, ces formations résultant toujours de dépôts sédimentaires volumineux dans des secteurs de diminution de l’énergie des vagues.
En général présentes sur des littoraux exposés aux grandes houles venues du large, celles qui sont reconnues dans la rade ne répondent pas à ce schéma. Deux facteurs favorisent leur existence : d’une part l’extrême découpage du trait de côte où, sur de faibles distances, se succèdent pointes rocheuses et profondes rias donc secteurs d’érosion et de dépôt, d’autre part l’abondance du matériel sédimentaire mis à la disposition des vagues.
Dans la rade en effet, les vagues sont particulièrement efficaces pour éroder les sédiments meubles que l’on trouve en haut de l’estran et qui sont du head périglaciaire issu de la gélifraction et de la gélifluxion des versants rocheux au cours du Pléistocène.

   Faisant suite à une série de présentations de ces particularités géomorphologiques la veille à Argol, complétée par l’analyse d’un premier site à Logonna-Daoulas, la sortie de ce jour avait pour objet la visite, au cours de la matinée, d’un deuxième site du sud de la Rade, l’anse du Loc’h à Landévennec (Fig.1)

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Fig.1- Situation géographique de l’anse du Loc’h dans la rade de Brest

Les grains du matin n’ont pas rebuté la quinzaine de personnes venues découvrir les cordons littoraux de l’anse du Loc’h, situés à la limite des communes de Landévennec et d’Argol.

   Pour remonter à l’histoire de la formation de ces cordons, il faut se diriger à l’Ouest sur l’estran afin de connaître l’origine des cailloutis qui constituent la flèche actuelle et comprendre comment ils ont pu s’accumuler dans cet endroit.
La falaise rocheuse y apparaît constituée d’une alternance de couches de grès et de couches de schistes d’épaisseur décimétrique souvent verticales et déformées par des plis disharmoniques dont les charnières sont fort bien visibles; les bancs de grès, souvent quartzitiques, sont en relief par rapport aux niveaux schisteux.

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Pli dans la formation des schistes et quartzites de Plougastel

Cet ensemble appartient à la formation dévonienne des Schistes et quartzites de Plougastel. Il est à priori susceptible d’avoir fourni des fragments rocheux, mais l’énergie des vagues est insuffisante pour efficacement éroder ces roches.
Par contre, au-delà de cette pointe, la grève suivante montre une haute falaise constituée de sédiments quaternaires meubles périglaciaires appelés head; il s’agit de coulées à blocs à matériel très hétérométrique constitué d’une matrice argileuse qui englobe en proportions variables des graviers, cailloux et blocs. Compte tenu du pendage des couches du socle sous-jacent et au gré des alternances journalières et saisonnières gel-dégel ce matériel a pu descendre jusqu’à l’estran; là il a livré aux marées et aux houles de tempête des fragments rocheux parmi lesquels les plus lourds sont restés sur place tandis que les plus légers (cailloux, graviers), entraînés dans la dérive littorale, ont été transportés au delà des pointes rocheuses. Là, dès qu’un abri s’est présenté, il y a eu dépôt en masse.
Ce phénomène se poursuit aujourd’hui comme le montrent les fragments rocheux triés et accumulés sur l’estran derrière la pointe rocheuse lorsqu’on revient vers le Loc’h .
Il faut dire que l’érosion est loin d’entraîner, comme on pourrait le penser, la régularisation du rivage mais bien au contraire puisqu’elle agit plus sur les zones constituées de head en les creusant que sur les zones dures.
Dans certains cas, le fluage a organisé les dépôts en couches de nature et de granulométrie différentes qui ont pu se voir cimentées par la précipitation d’oxydes (de manganèse en particulier) et donner aujourd’hui une formation géologique appelée grèze litée dont on a un exemple très spectaculaire en cet endroit. Il s’agit d’un type de formation fréquente en domaine périglaciaire que l’on trouve en plusieurs endroits de la rade mais qui demeurent exceptionnels en Bretagne.

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Le quaternaire: falaise de head et grèze litée
    
Les cordons se situent au débouché de la profonde vallée du Loc’h qui incise la formation des Schistes et quartzites de Plougastel sur le versant sud de la rade de Brest. Une double flèche de galets isole de la mer un petit marais maritime (Fig.2).
La flèche interne qui s’enracine à l’Est n’est plus active tandis que la flèche externe accrochée à l’Ouest est fonctionnelle et domine la première de plus d’un mètre. Cet ensemble réalise ainsi un système en chicane souvent considéré comme d’origine unique mais aujourd’hui il est clair qu’il s’agit de deux cordons superposés, la flèche externe s’étant développée sur une flèche interne plus ancienne également ancrée à l’Ouest.
Il faut noter qu’une autre vallée, à l’Est, celle du ruisseau du Bois du Loc’h, aboutit également dans l’anse.
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Fig.2- Les flèches du Loc’h à Landévennec (d’après Stéphan et al., 2005)

Pour gagner la mer, le ruisseau du moulin du Loc’h adoptait à l’origine un tracé en baïonnette, venant dans la partie occidentale de l’étang buter contre le sillon le plus récent pour partir vers l’Est et déboucher sur le rivage à son extrémité orientale. Ce dispositif a été plusieurs fois modifié par l’ouverture, lors de marées importantes ou de tempêtes, de brèches dans la flèche externe.
En 1993, lors de la « marée du siècle », une nouvelle rupture intervient favorisant la vidange totale du marais et son assèchement. Au début de 1994 des travaux de colmatage et de reprofilage du cordon sont entrepris, mais les conditions du fonctionnement hydrodynamique du secteur sont profondément modifiées.
En Décembre 2003 un épisode pluvieux entraîne l’ouverture d’une brèche dans la flèche interne pratiquement au milieu de sa longueur ; empruntée par les courants de marée, elle s’élargit rapidement et entaille le cordon interne sur près de 4 mètres.
L’ancien chenal d’évacuation situé entre les deux cordons est abandonné, de nouveaux chenaux creusent facilement le matériel sablo-vaseux de l’étang du Loc’h, tandis que les courants de vidange qui s’échappent de l’étang à marée descendante sont contraints de décrire un coude au sortir de la brèche.
Ceci a pour effet d’entraîner la sape du revers de la flèche externe qui perd ainsi du matériel et qui amène sa fragilisation.

La flèche interne entièrement colonisée par une végétation de plantes halophites (Obione), est une construction fossile composite comme on peut le voir au long du chenal de vidange en regardant côté étang ; les niveaux supérieurs sont constitués de fragments rocheux, souvent anguleux, englobés dans matrice sablo-limoneuse beige à ocre ce qui laisse supposer qu’ils ont été pendant un long moment soustraits à l’influence marine et que le cordon s’est mis en place avant la dernière période glaciaire. Sous ces niveaux et au fond du chenal apparaissent des argiles ocres qui contiennent des amas de tourbe.
Ces argiles s’observent également côté mer où elles forment le soubassement de la flèche externe sur quelques dizaines de centimètres d’épaisseur.

La flèche externe est un édifice actif soumis à l’action des vagues et seule sa crête porte quelques touffes de végétation. Il s’agit d’une construction postglaciaire, édifiée à partir du moment où la mer est remontée à son niveau actuel.
Il résulte, comme la flèche interne, d’une accumulation de débris fournis par une dérive littorale d’orientation ouest-est tendant à barrer la vallée du Loc’h. Née plus en avant, elle recule de façon permanente, chevauchant l’édifice ancien. Les matériaux constitutifs sont d’origine locale comme on l’a évoqué précédemment mais on remarque aussi la présence d’éléments allochtones d’origine plus lointaine.
Le surcreusement du chenal, suite à l’ouverture de la brèche, déstabilise la partie distale de cette flèche qui s’érode rapidement sous l’action d’un fort courant de vidange.
Le sommet de la flèche externe subit également un creusement essentiellement sous l’action des vagues de tempête. Sa largeur apparaît extrêmement réduite notamment au niveau de son point d’ancrage.

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Les cordons de l'anse du Loc'h

   Comme on le voit, l’ensemble du secteur connaît aujourd’hui un appauvrissement progressif en sédiments ; la flèche externe est menacée de rupture et les galets transportés vers le bas de la plage ne pourront pas être remontés par les vagues de la rade. Cet appauvrissement est naturel, l’érosion a largement dégagé les formations meubles périglaciaires, l’alimentation du cordon ne peut plus être assurée et il est clair que sa permanence est problématique si aucune intervention humaine n’est rapidement engagée.
Il s’agit pourtant d’un remarquable patrimoine géomorphologique qui se double d’un intérêt biologique puisqu’il protège de l’action de la mer un environnement d’une grande richesse floristique et faunistique.

Texte et clichés : Jean Plaine

Bibliographie

GUILCHER A., VALLANTIN P., ANGRAND J.-P., GALLOY P. 1957- Les cordons litoraux de la rade de Brest, Bull.Com.Oc.Et.Côtes,9,21-54.

HALLEGOUËT B., MOREL V. 1994- Flèches en chicanes. Evolution du complexe du Loc’h en rade de Brest, Penn ar Bed,152,20-31.

MOREL V. 1993- Méthode d’étude de protection naturelle du littoral par les cordons de galets en rade de Brest (le Loc’h de Landévennec, le Sillon des Anglais, le Pal, le sillon de l’Auberlac’h), Mémoire DEA de géographie,Université de Brest,80p.

STEPHAN P. 2004- Quelques données nouvelles sur la dynamique morphosédimentaire des cordons littoraux de la rade de Brest, les sillons d’Aod ar Mengleuz (Logonna-Daoulas) et du Loc’h (Landévennec), Mémoire DEA Géographie,UBO,274p.

STEPHAN P., FICHAUT B., SUANEZ S. 2005- L’érosion des cordons littoraux de Mengleuz et du Loc’h de Landévennec en Rade de Brest : évolution récente et actuelle, Bull.Soc.géol.minéral.Bretagne,D,2,1-19.

 

Baie du Mont Saint-Michel (35 & 50)

La sortie du 23.05.2004 dans la Baie du Mont Saint-Michel
                                                                                                            

Normande et bretonne,
la Baie du Mont-Saint-Michel

Sortie animée par Bernadette Tessier, Université de Caen
      

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Partagée entre Normandie et Bretagne, aux confins du golfe normand-breton, la baie du Mont-Saint-Michel, site reconnu au patrimoine mondial, est un lieu privilégié qui permet l'observation d'un grand nombre de phénomènes de sédimentation actuels ou récents.
La marée, incarnée par l'expression "comme un cheval au galop", en a forgé la notoriété; elle en est également le facteur naturel principal qui construit son environnement et contrôle son fonctionnement sédimentologique.

Introduction

La baie du Mont-Saint-Michel s'inscrit toute entière dans le cadre et dans l'histoire géologique récente du Massif armoricain.

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Ce n'est en effet vraiment qu'à partir du Quaternaire que commence le façonnement de la région qui va conduire aux paysages que l'on observe actuellement autour de la Manche.
Vers 1,6 millions d'années s'installe un régime climatique particulier qui voit l'alternance de périodes très froides, les glaciations, et de périodes plus tempérées, les stades interglaciaires.

Pendant les périodes glaciaires le niveau des mers s'abaisse parfois considérablement en même temps que les fleuves incisent profondément leur substratum. Dès que le réchauffement s'amorce, le niveau marin remonte et la mer peut alors envahir les zones basses en les remplissant de sédiments marins.
Depuis environ 1 million d'années, ces alternances climatiques se sont produites au rythme de l'ordre de 120 000 ans, les refroidissements étant souvent longs alors que les réchauffements étaient généralement plus rapides.
La région n'a pas échappé à ces cycles, étant occupée soit par des steppes sibériennes, soit par des paysages littoraux et estuariens de climat tempéré.

Aujourd'hui, la baie du Mont-Saint-Michel est le résultat du dernier cycle glaciaire/interglaciaire, la chute du niveau marin liée au dernier refroidissement ayant eu pour effet d'éroder la totalité des sédiments marins déposés au cours de la transgression précédente.
Il y a donc environ 20 000 ans la dernière glaciation était à son plus fort, le niveau de la mer se situait à 120 mètres au dessous du niveau actuel et la baie était soumise à un climat quasiment arctique.
Elle était occupée par une steppe balayée par des vents violents qui provoquaient l'accumulation de sables éoliens au pied des reliefs et l'épandage de loess sur les plateaux environnants.
A l'amorce du réchauffement, la mer est remontée progressivement en inondant la Manche. Il y a 9000 ans le niveau marin était à environ 30 mètres sous le niveau actuel et la mer s'insinuait alors dans des vallées fluviatiles surcreusées.
Commence alors l'époque interglaciaire holocène et, avec elle, le remplissage de la baie qui se poursuit aujourd'hui.

Le parcours et les différents arrêts

Cette journée, suivie par une vingtaine de personnes, a consisté en une itinérance dans la partie orientale de la baie, depuis le Nord jusqu'à l'Ouest (fig. 1), de façon à examiner ses principaux sous-environnements morphosédimentaires (les barrières littorales sableuses du nord, le système estuarien à l'est, les estrans de marée et barrières coquillières au sud et à l'ouest), et ainsi comprendre comment fonctionne et évolue cet environnement littoral actuel. La constitution de termes de faciès, la géométrie et l'organisation séquentielle des différents corps sédimentaires qui participent au remplissage de la baie ont été regardées en détail.

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Fig. 1- Carte du parcours avec emplacement des différents arrêts

Arrêt n°1 - Le point de vue à partir des Falaises de Champeaux

Entre Carolles et Saint-Jean-le-Thomas les falaises de Champeaux, formées du granite de Carolles (granodiorite cadomienne) et des cornéennes qui l'entourent, sont un magnifique belvédère à partir duquel la vue embrasse toute la baie.
L'endroit est idéal pour appréhender la morphologie de ce vaste domaine, pour reconnaître les grands sous-ensembles morphosédimentaires (fig. 3) qui contribuent à son originalité et à sa singularité et pour évoquer les paramètres physiques qui régissent son fonctionnement.

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A l'aide de la superbe coupure spéciale de la carte géologique de France à 1/50 000ème "Baie du Mont-Saint-Michel" éditée il y a quelques années par le Servive géologique national (BRGM) l'animatrice de cette journée nous a fait la nécessaire présentation géographique, géomorphologique et géologique de la région.

Les grands traits morphologiques (fig. 2 & 3)

La baie du Mont-Saint-Michel dessine un vaste arc de cercle ouvert au nord-ouest sur la Manche. Elle est verrouillée au nord par le granite de Carolles et à l'ouest par le granite et les roches métamorphiques de la pointe du Grouin à Cancale.
Son substratum est essentiellement fait de schistes briovériens qui affleurent peu sur le littoral immédiat si ce n'est à la pointe du Mont Manet (Genêts), au Grouin du Sud (Vains), à la pointe de Roche-Torin (Courtils) ou à Château-Richeux (Saint-Méloir-des-Ondes).
Avec un marnage de plus de 15 mètres en période d'équinoxe, les marées en baie du Mont-Saint-Michel se placent au troisième rang mondial après celles de la baie de Fundy au Canada, et de l'estuaire du Severn en Angleterre.

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Soumise au balancement incessant de ces marées, la baie présente un vaste estran d'environ 200 km2 qui peut atteindre 10km de large et dont la platitude est simplement rompue par les îlots granitiques de Tombelaine et du Mont-Saint-Michel.
Cet espace démesurément vaste est prolongé vers l'intérieur par des zones conquises et aménagées par l'homme: marais de Dol, polders du Mont-Saint-Michel.

Trois rivières qui ont statut de fleuves, débouchent dans la baie: la Sée et la Sélune à l'est et, bien sûr, le Couesnon au pied du Mont.
Leur débit est la plupart du temps faible et elles n'apportent quasiment pas de sédiments à la baie, sinon des particules argileuses.
Malgré tout, elles débouchent sur la Manche par un vaste système estuarien dont le rôle est fondamental dans le fonctionnement sédimentaire de la baie.

La morphologie de la baie est très diverse. A l'ouest, dans la région de Cancale, la côte rocheuse est très découpée. On retrouve ce même type de falaises à l'extrémité du massif de Carolles où elles sont prolongées au sud par un long cordon dunaire tendu entre Saint-Jean-le-Thomas et le bec d'Andaine. La partie méridionale de la baie, entre Genêts et Château-Richeux, est différente. En avant des digues qui protègent marais et polders se développe un schorre (ou herbu, ou pré salé) parfois très large (plus de 2000 mètres) qui forme transition entre le milieu terrestre et le domaine maritime.

Protégée par les îles anglo-normandes et par la pointe du Grouin à Cancale, la baie est peu soumise aux grandes houles de nord-nord-ouest.
Dans ce contexte, ce sont principalement et essentiellement les marées qui contrôlent le fonctionnement tant sédimentologique que biologique de la baie, les vents de tempêtes s'ajoutant efficacement aux processus sédimentaires.

Ainsi se constitue au fond de ce domaine un prisme de sédiments marins dû au fait que le bilan sédimentaire de chaque marée est inexorablement positif car la vitesse et par conséquent l'énergie de la marée descendante (jusant) est inférieure à celle de la marée montante (flot).

A l'entrée de la baie, en zone subtidale (en dessous des plus basses mers) on trouve des sables grossiers parfois riches en débris coquilliers, localement remplacés par des galets et des graviers.
En zone intertidale (zone de balancement des marées) l'essentiel du sédiment déposé est constitué par du sable et surtout en zone supratidale par de la tangue, vase sablo-silteuse riche en calcaire, d'autant plus fine que sa position est élevée.

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Fig. 2- Carte géologique simplifiée de la baie (d'après Larsonneur et coll., 1989; L'Homer et al., 1999)

Selon l'alternance d'épisodes transgressifs et régressifs, des sédiments marins s'intercalent dans des dépôts de tourbe d'origine continentale.
Dans les zones recouvertes seulement aux marées de vive eau la tangue colonisée par la végétation constitue le schorre ou herbu. Au contraire, vers le large, les zones recouvertes à chaque marée sont dépourvues de végétation. C'est la slikke, séparée du schorre, soit par une
microfalaise, soit par une zone de transition ou haute-slikke.

Les sous-ensembles morphosédimentaires

* Au nord, entre le flanc du massif de Carolles et le Bec d'Andaine, s'individualise un trait de côte à contexte mixte: le substrat de la basse plage est de type estuarien à marais maritime, tandis que la partie haute de l'estran est de type plage dominée par la houle.
En effet, fortement soumise aux houles d'ouest et de nord-ouest, la région de Saint-Jean-le-Thomas est actuellement la seule zone qui subit l'érosion. Le sable ainsi libéré est emporté par les courants de dérive littorale qui partent vers le sud. Ainsi se construisent et se modifie les flèches sableuses de Dragey et du Bec d'Andaine.
A noter que ce phénomène naturel est depuis quelques années contrarié par les malencontreux enrochements réalisés à Pignochet sur la commune de St-Jean-le-Thomas.

*Au sud-est se développe une morphologie qui s'articule sur des chenaux de marée depuis une zone externe avec barres tidales et mégarides jusqu'aux larges embouchures de la Sée, de la Sélune et du Couesnon; c'est la baie estuarienne qui peut être subdivisée en trois secteurs:
· la zone externe qui s'épanouit en un éventail pré-estuarien, encore appelé delta de marée.
· La zone médiane qui est le débouché estuarien commun aux 3 fleuves côtiers de la baie. La grande largeur de cette zone estuarienne bordé de schorres (les herbus) est due à la navette quotidienne des courants de marée et à l'importance des volumes oscillants qui leur sont liés.
· La zone interne représentée par les estuaires des trois principaux cours d'eau.

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Fig. 3- Les grands ensembles morphosédimentaires (In L'Homer et al., 1999)

* Au sud-ouest et sud, à l'abri des houles dominantes et des courants de marée alternatifs se développe entre Cancale et le "Banc des Hermelles" (bioconstructions récifales actuelles dues à des vers annélides polychètes) un fond de baie à pente faible, régulière, où l'influence estuarienne est faible (tidal flat).

Descendre vers Saint-Jean-le-Thomas. A la sortie de ce village, en direction de Genêts, prendre à droite la D 483 qui part vers la plage de Pignochet. Après 500 mètres on trouve un rond-point; prendre à gauche la route vers Dragey (Chemin Montois) qui longe la côte en direction du sud vers le Bec d'Andaine.
Après 1 kilomètre, face au chemin qui part à gauche vers le hameau de Obrey (rue de la Claire Douve), stationner sur la droite de la route pour aller à pied vers les dunes de Dragey et la plage.

Arrêt n°2 -Les dunes de Dragey - La tourbière de Saint-Jean-le-Thomas

Plus qu'ailleurs cette plage est exposée aux houles dominantes. Cette dynamique de haute énergie entraîne une érosion spectaculaire à la fois de la plage mais aussi des dunes qui la bordent. Comme le montrent divers documents aériens le recul a été d'environ 250 mètres depuis la moitié du XXème siècle.

Aujourd'hui, une petite falaise vive entame les cordons dunaires prouvant ainsi la persistance du phénomène érosif. Celui-ci est encore plus criant lorsque l'on va au sud vers La Dune (descente aménagée vers la plage).


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L'estran lui-même est une vaste surface d'érosion pratiquement dépourvue de sédiments actuels qui laisse même apparaître des amas de galets mais surtout une assez vaste étendue de sédiments grisâtres, noirâtres ou bruns bien visibles lorsque la mer est basse.
Il s'agit de niveaux vaseux et tourbeux que la marée descendante découvre peu à peu.

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Les vases sont finement litées et les niveaux de tourbes montrent partout d'anciennes traces de racines, principalement de roseaux. Il s'agit là des restes fossilisés d'une vasière, avec son marigot, et d'un marais maritime, mis en place il y a quelque 4000 ans en arrière d'une ancienne barrière littorale qui a aujourd'hui entièrement disparu en raison de la remontée de la mer au cours des derniers milliers d'années.
Avec un peu d'attention on peut même reconnaître des empreintes fossiles de bovidés.
Cet affleurement de vasières et marais anciens mis au jour à la faveur de l'érosion est exceptionnel dans le contexte de comblement général de la Baie du Mont Saint Michel.
Il permet de bien comprendre comment un paysage côtier, un environnement sédimentaire littoral peut évoluer et, notamment, être détruit sous l'influence d'une transgression.

Reprendre la route, laisser sur la droite le site de La Dune (Dragey-Plage) et continuer sur quelques centaines de mètres vers Genêts pour prendre sur la droite, juste avant un puits, un chemin qui mène à un petit parking. Continuer à pied vers le rivage.

Arrêt n°3 -Les dunes de Dragey (suite)

Cet arrêt montre un vaste ensemble de cordons dunaires qui ne progressent plus. Ils présentent une morphologie caractéristique, les cordons étant parallèles et séparés par des dépressions d'ailleurs aujourd'hui sillonnées de pistes qui voient le passage des chevaux à l'entrainement (une activité typiquement locale!).

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Ces flèches sableuses, surmontées de dunes dans leurs parties les plus élevées, constituent une barrière littorale en arrière de laquelle se déposent des sédiments fins lorsque les grandes marées parviennent à la contourner, voire à la submerger.
Ces vasières d'arrière-barrière (les "bâches") se comblent peu à peu et finissent par être entièrement occupées par la végétation d'herbus dans les parties les plus internes.

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A l'est, l'horizon est marqué par les hauteurs constituées de sédiments briovériens; il s'agit d'un ancien littoral rocheux ("falaise fossile").
Une zone marécageuse (marais de la Claire Douve) longe cet ancien littoral.

A la sortie de Genêts prendre à droite la direction de Saint-Léonard, rejoindre la côte au Grand Port. La route passe devant l'une des Maison de la Baie (relais de Vains-Saint-Léonard) puis monte légèrement pour offrir un superbe point de vue sur le Mont.


Arrêt n°4 -La pointe rocheuse du Grouin du Sud

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A la confluence de la Sée et de la Sélune, le Grouin du Sud est une pointe rocheuse qui permet d'apprécier la nature du substratum de la baie. Celui-ci est constitué de sédiments protérozoïques du domaine nord-armoricain rangés dans le Briovérien. Ce sont des siltites et des grès fins à litage très bien exprimé. Les figures sédimentaires y sont fréquentes.
On remarquera que ces roches ont été exploitées sur le flanc sud de la pointe où il est possible d'identifier une ancienne carrière littorale.
C'est aussi un point d'accès à la baie à partir duquel des traversées sont organisées (un guide est indispensable).

Poursuivre le long du littoral et rejoindre Avranches. Prendre la voie rapide pour aller en direction de Pontorson. Prendre sur la droite la sortie Le Val-Saint-Père et suivre la direction du Gué de l'Epine.

Arrêt n°5 -Le schorre du Gué de l'Epine

La pause du déjeuner s'est effectuée au Gué de l'Epine, dans la zone estuarienne franche de la Sélune. A l'horizon, le Mont émerge d'un schorre très largement développé, parcouru de petits chenaux secondaires qui se jettent dans la slikke du chenal de divagation du fleuve.
En cet endroit, comme en d'autres, le phénomène du mascaret est observable lors de marées favorables.


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Rejoindre Pontaubault via Argennes.
A Pontaubault, juste avant de franchir la Sélune, un chemin part sur la droite le long du fleuve, passe sous le pont de chemin de fer. Il est possible de stationner juste après.
Traverser l'herbu (attention aux clôtures!) pour rejoindre la Sélune.

Arrêt n°6 -A Pontaubault, la tangue des bords de la Sélune

A proximité même de Pontaubault la Sélune entame en microfalaise le schorre laissant apparaître la tangue qui comble l'estuaire, apportée par les marées successives.

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Dans la partie estuarienne de la baie, à chaque marée montante, le flot apporte en effet un volume considérable de sédiments que le jusant, de vitesse généralement plus faible, n'arrive pas a rapporter à la mer dans sa totalité. C'est ainsi que l'estuaire se comble naturellement, et que le Mont-Saint-Michel s'ensable.
L'une des caractéristiques sédimentologiques de l'estuaire de la baie du Mont-Saint-Michel tient dans la nature du sédiment qui s'y dépose, la tangue.

Il s'agit d'un matériel fin (sables très fins à silts), de couleur grise contenant en moyenne 50% de particules carbonatées, l'autre moitié étant constituée de grains de quartz, de feldspath et de roches.
La fraction carbonatée est composée d'une fine mouture de débris de coquilles d'organismes marins, brisées et apportées sous l'action des courants de marée et des houles dans la baie.

Contenant très peu d'argile, la tangue manque de cohésion et est facilement remise en suspension par les courants de marée. Elle peut cependant être aisément drainée et ainsi se compacter rapidement.
Toutes ces propriétés font de la tangue un sédiment particulier, à la fois très mobile sous l'action des courants et susceptible de conserver en son sein les figures sédimentaires qu'ils peuvent créer.
C'est donc un sédiment "parfait" pour enregistrer la marée, en particulier son caractère cyclique.

En coupe, la tangue présente un aspect laminé, montrant une alternance de lits clairs et sombres de quelques millimètres d'épaisseur. Les lits clairs sont constitués de sables fins et les lits sombres sont des silts plus ou moins argileux.

Chaque "doublet sédimentaire" lit clair-lit foncé représente l'enregistrement sédimentaire d'une marée: le flot dépose un lit de sable puis, au moment de l'étale de haute mer, les sédiments plus fins peuvent décanter, drapant alors le lit sableux du flot.
Le jusant, de faible vitesse, ne remobilise que très rarement ce doublet qui a le temps de se compacter, de se solidifier et d'être ainsi préservé par le doublet suivant.


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Si, dans le domaine de la slikke, on examine encore plus près ce litage, on remarque que bien souvent les doublets se regroupent par 10-12 pour former des paquets séparés les uns des autres par un mince lit noir. Cette disposition correspond à l'enregistrement sédimentaire du cycle tidal de 14 jours dit "semi-lunaire", de morte-eau/vive-eau/morte-eau.
Avec deux marées par jour, un cycle semi-lunaire complet comporte 28 marées.

Le domaine de la haute-slikke est seulement atteint par les marées de vive-eau ce qui explique pourquoi les paquets sédimentaires "semi-lunaires" n'y comptent qu'une douzaine de doublets.
En période de morte-eau la surface de la tangue est émergée subit une "dessiccation" et durcit. Cette émersion prolongée permet une forte activité bactériologique qui se traduit par le mince lit noir.

Les enregistrements sédimentaires des cycles tidaux semi-lunaires sont appelés "rythmites tidales".
Ils se forment typiquement dans les parties internes des estuaires comme c'est ici le cas à proximité de Pontaubault, là où les courants de marée ne sont pas contrariés par l'action des vagues.

L'existence des rythmites tidales permet de mesurer la rapidité des phénomènes naturels de comblement qui caractérisent les domaines estuariens en général et la baie en particulier, auxquels est lié l"ensablement" du Mont-Saint-Michel.
Par ailleurs, la position des chenaux de l'estuaire dicte l'emplacement des aires où les tangues peuvent se déposer tranquillement et des aires où, au contraire, elles sont érodées.
Du fait de la migration incessante des chenaux, des rythmites tidales déposées au cours de plusieurs années sont souvent érodées, complètement ou en partie, par la suite.

La haute slikke demeure le domaine privilégié pour le dépôt des rythmites tidales dont les aspects sont très variés.
A l'opposé, dans le domaine du schorre, seulement inondé par les marées d'équinoxe, les tangues très fines ne montrent pas de rythmites tidales d'origine semi-lunaire. Les paquets de "doublets" y sont l'expression sédimentaire du cycle annuel au cours duquel alternent périodes de dépôt (automne, printemps) et périodes de sédimentation extrêmement réduite favorisant le développement de la végétation des herbus (été).

Il faut noter que les rythmites tidales reconnues dans la baie du Mont-Saint-Michel sont fréquemment citées en référence par les spécialistes qui travaillent sur les sédiments estuariens et que par ailleurs de tels dépôts sont connus et reconnus dans les sédiments estuariens fossiles.

Depuis Pontaubault rejoindre la N.175 qui va vers Pontorson et le Mont-Saint-Michel.
Au niveau de Pontorson prendre la sortie Saint-Jean-de-Gréhaigne (D 797).
La route longe la falaise fossile constituée ici du granite de Saint-Broladre entouré de cornéennes briovériennes. Elle offre de beaux points de vue sur les polders.
A Cherrueix rejoindre la zone des moulins à vent implantés sur la digue et stationner pour traverser l'herbu et atteindre la zone des cordons coquilliers.

Arrêt n°7 - Le fond de baie et les cordons coquilliers de Cherrueix (Ille-et-Vilaine)

Au droit de Cherrueix, le fond de la baie du Mont-Saint-Michel correspond à un environnement de plage à très faible pente. Ce sont les courants de marée qui sont responsables de cette morphologie et de la nature granulométrique relativement faible de l'estran (sand flat).

Une seconde unité morphosédimentaire est représentée par les alignements de grands bancs coquilliers qui prennent appui sur la bordure du schorre ou de la haute plage. Ces "langues coquillières" ont une amplitude de 60cm à 1mètre pouvant localement atteindre 1,5 à 2 mètres.
Elles peuvent mesurer jusqu'à 800 m de long pour 100 m de large.
La section de ces cordons est dissymétrique, le versant abrupt faisant face à la digue de la Duchesse Anne.

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Le matériel est essentiellement coquillier mais admet des graviers et des petits galets.
Ces thanatocénoses (assemblages d'organismes morts) sont en majorité constituées de bivalves, sauvages ou domestiques: Ostrea, Cerastoderma, Mactra, Mytilus, Solen, Tellina, Macoma.

L'origine de ces coquilles est à rechercher dans les peuplements du domaine infralittoral; les marées n'étant pas susceptibles de réaliser ce type d'accumulation, il faut y voir la manifestation de phénomènes plus violents comme le déferlement des houles de tempêtes qui parviennent à atteindre le fond de la baie.
Sous l'action des houles, les coquilles sont triées puis acheminées vers le haut de l'estran où elles s'amoncellent.

En arrière des cordons s'individualisent des microdispositifs lagunaires uniquement fonctionnels en vives eaux, à pleine mer.
Des vasières d'arrière-cordons, abritées des houles constituent des cellules de décantation où se produit une sédimentation vaseuse très fine qui se signale en période d'assèchement par de larges fentes de retrait.
Les cordons coquilliers avançant vers le domaine continental, ils laissent derrière eux ces vases qui affleurent, formant de grandes plaques horizontales sur les sables du haut estran.

Dans la baie, les cordons coquilliers les mieux développés et les plus accessibles à l'observation sont localisés à l'ouest de la commune de Cherrueix.


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


Orientation bibliographique

On trouvera une bibliographie complète dans la notice explicative de la Feuille Baie du Mont-Saint-Michel: A. L'HOMER et al. 1999- Feuille Baie du Mont-Saint-Michel, n°208, éditions du BRGM (Orléans).


BAJARD J. 1966- Figures et structures sédimentaires dans la zone intertidale de la partie orientale de la baie du Mont-Saint-Michel. Rev.géogr.phys. et géol. dyn.,ns,t.8,fasc.1,p.39-111.

BONNOT-COURTOIS C., CALINE B., L'HOMMER A & LE VÔT M. 2002- La Baie du Mont-Saint-Michel et l'estuaire de la Rance. Environnements sédimentaires, aménagements et évolution récente. Mémoire Elf-Aquitaine, n°26.

CALINE B., LARSONNEUR C., L'HOMER A. 1982- La baie du Mont-Saint-Michel: principaux environnements sédimentaires. Mém.géol.Univ.Dijon,7,Livre Jubilaire Gabriel Lucas,p.37-51.

COMPAIN P., LARSONNEUR C. & WALKER P. 1988- Les sédiments et leur dynamique dans la partie nord-est de la Baie du Mont-Saint-Michel. Bull.Soc.linn.Normandie,112/113, 109-114.

EHRHOLD A. 1999- Dynamique de comblement d'un bassin sédimentaire soumis à un régime mégatidal: exemple de la baie du Mont-Saint-Michel. Thèse de Doctorat, Univ. Caen,294p. + annexes.

LARSONNEUR C. 1989- La baie du Mont-Saint-Michel. Bull.Inst.geol. du bassin d'Aquitaine,n°46,p.1-75.

TESSIER B. 1990- Enregistrement des cycles tidaux en accrétion verticale, dans un milieu actuel (la Baie du Mont-Saint-Michel), et dans une formation ancienne (La molasse marine miocène du bassin de Digne). Thèse de l'Université de Caen, 122p.

TESSIER B. 2002- Les faciès d'estuaire interne. Les rythmites tidales dans les tangues du Gué de l'Epine. In Bonnot-Courtois et al. (Eds) La Baie du Mont-Saint-Michel et l'estuaire de la Rance. Environnements sédimentaires, aménagements et évolution récente. Mémoire Elf-Aquitaine, n°26.

Muséographie- Maison de la Baie

La naissance de la baie (géologie, sédimentologie). Exposition permanente au relais de Courtils, route de la Roche Torin, Courtils (Manche)

 

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