Maine (61 & 72)
La sortie du 25.04.2004 en Normandie-Maine
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Les Chaudrons du Maine Sortie animée par Jean Le Gall, Université de Caen |
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Au Cambrien, il y a quelques 500-530 millions d'années, donc au début du Paléozoïque, l'extrémité orientale du Massif armoricain et plus précisément la bordure sud-est de la Mancellia (province géologique située entre Maine et Normandie), a été le siège d'une intense activité volcanique localisée dans un vaste fossé qui s'étend du massif d'Ecouves jusqu'au bassin de Laval, soit sur 75km de long pour 50km de large.
Les produits de cette activité volcanique sont aujourd'hui reconnus dans les massifs paléozoïques d'Ecouves, de Multonne, de Perseigne, d'Héloup, de Pail, d'Assé-le-Boisne, des Coëvrons et de la Charnie (fig.1).
Fig. 1- Les volcanites cambriennes (en rouge) dans les unités paléozoïques de l'Est du Massif armoricain
(d'après J. Le Gall, 1993)
Les roches volcaniques, connues sous le nom de volcanites du Maine, y sont interstratifiées dans des sédiments cambriens détritiques (grès, siltites) ou carbonatés, de faible bathymétrie. A l'intérieur de ce fossé volcano-tectonique appelé graben Normandie-Maine, les centres éruptifs étaient localisés dans trois structures principales de type caldera (ou caldeira) dont le diamètre avoisinait parfois 20km: calderas d'Ecouves, d'Assé-le-Boisne-Pail, de Perseigne, bordées d'un vaste domaine externe méridional (fig.2).
Fig. 2- Reconstitution du graben du Maine au cours du Cambrien (vers 500 Ma), alors que la caldera d'Assé-le-Boisne-Pail était en activité (d'après J. Le Gall, 1993)
Les calderas ("chaudrons") sont des dépressions généralement circulaires, apparues lors d'éruptions cataclysmiques par effondrement du toit de la chambre magmatique, après expulsion d'un énorme volume de magma.
L'activité volcanique s'exerce lors de plusieurs phases, certaines paroxysmales, dont le dynamisme hautement explosif se traduit dans la nature des produits émis qui sont principalement des ignimbrites et des pyroclastites.
Les ignimbrites (de ignis, feu et imber, pluie) sont le produit d'éruptions extrêmement violentes, qui s'expriment par l'émission de coulées pyroclastiques (coulées riches en gaz, chargées de particules chaudes, progressant à très vive allure) issues pour la plupart d'édifices volcaniques à base très large qualifiés de strato-volcans.
Ces roches à chimisme acide (> 70% de silice), se sont essentiellement accumulées à l'intérieur des calderas (ignimbrites proximales) sur des épaisseurs pouvant atteindre plusieurs centaines de mètres et représentant un volume qui dépasse 100km3.
Cette activité explosive s'accompagne d'éruptions qui expulsent un volume considérable de cendres et de ponces sous forme de colonnes hautes de plusieurs kilomètres (type plinien) mais aussi de l'extrusion de laves (andésites, dacites, rhyolites) qui, bien que de faible volume, leur sont toujours étroitement associées, soit sous la forme de coulées et dômes, soit en fragments dans de nombreux tufs et brèches.
La position de certains centres éruptifs en bordure de mer explique également le déclenchement de nombreuses éruptions d'origine hydromagmatique, caractérisées par le très fort degré de fragmentation du magma au contact de l'eau de mer.
A l'extérieur des calderas s'échappent quelques coulées pyroclastiques (ignimbrites distales moins chaudes et peu épaisses), accompagnées d'énormes coulées de boue, appelées lahars (exemple de la coulée meurtrière issue du volcan colombien Nevado del Ruiz, ayant anéanti la ville d'Armero en 1985).
Tous ces matériaux, dans lesquels s'intercalent des conglomérats (formations à galets désignant d'anciens chenaux fluvio-marins), s'accumulent au sud du graben Normandie-Maine, dans un bassin peu profond (exemple de la région des Coëvrons où ces matériaux sont exploités dans les grandes carrières de Voutré en Mayenne).
Si les effets combinés de l'érosion et de la tectonique (plissements varisques vers 340-300 Ma) ont, en raison de l'âge respectable des éruptions, totalement effacé la morphologie volcanique primitive, il nous reste heureusement les ensembles lithologiques, objet de la sortie de ce jour.
Le parcours et les différents arrêts
Par une agréable journée ensoleillée, quelques 25 personnes se sont retrouvées au pied de l'église de Carrouges avant d'emprunter une "route des volcans" d'une centaine de kilomètres depuis cette localité de l'Orne jusqu'à Voutré en Mayenne (fig.3).
Fig. 3- Carte du parcours avec emplacement des différents arrêts
Arrêt n°1 - la Carrière de Rouperroux (carrière Le Torriellec)
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A quelques kilomètres au sud-est de Carrouges, entre Chahains et Rouperroux, la carrière Le Torriellec est ouverte dans un panneau de roches volcaniques qui appartiennent au massif volcanique d'Ecouves et qui apparaissent isolées au sein de formations sédimentaires cambriennes (argilites et grès).
Un malheureux contretemps ne nous a pas permis d'accéder à l'exploitation et c'est devant le portail fermé que notre guide nous a fait, à partir d'un panneau et de schémas, une présentation (quasi) exhaustive des manifestations volcaniques qui se sont produites à l'aube de l'ère primaire dans la province de Normandie-Maine.
Dommage que nous n'ayons pu accéder au front de taille, car cette carrière exploite, au dire des "spécialistes", l'une des plus belles ignimbrites que l'on puisse rencontrer dans cette région.
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Les roches volcaniques de cette carrière se disposent en un ensemble massif, sans intercalation sédimentaire ou volcano-sédimentaire reconnue. |
L'identification des ignimbrites, l'appréciation de leur volume ainsi que l'analyse de leur structure intime sont fondamentales dans la reconstitution des édifices volcaniques.
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En effet, la tectonique et l'érosion ayant fait disparaître toute morphologie permettant de reconnaître quelconque structure volcanique dans le paysage, le dessin des 3 calderas principales identifiées dans la province volcanique du Maine (cf. travaux de J. Le Gall) est principalement fondé sur la reconnaissance de la texture des ignimbrites.
Fig. 4- Position supposée de la limite externe de la caldera d'Ecouves dans la coupe Chahains-Rouperroux (Sud-Ouest du massif d'Ecouves) (d'après J. Le Gall, 1993)
Celles qui se sont mises en place dans la caldera se sont accumulées sur une épaisseur importante et présentent de ce fait une texture vitroclastique extrêmement soudée tandis que celles qui ont débordé de la caldera, étant peu épaisses, montrent une texture peu soudée.
Ce point de vue a été confirmé pour la caldera d'Ecouves, lorsqu'une anomalie magnétique ayant été décelée autour de Chahains-Rouperroux par la Société Elf-Aquitaine; celle-ci, à la recherche d'amas sulfuré comparable à celui connu à Rouez en Mayenne, a effectué des forages qui ont permis de dresser une coupe de la région (fig.4) et donc de tracer la limite externe de la caldera.
Plutôt qu'à l'amas sulfuré recherché, l'anomalie s'est révélée correspondre à une importante masse de lave andésitique ce qui est important pour une explication de la genèse de ces ignimbrites (cf. fin de compte-rendu).
La caldera d'Ecouves est installée dans un environnement deltaïque à marin peu profond dans lequel se déposent des calcaires de plate-forme à stromatolites.
L'histoire volcanique s'y déroule au cours d'un seul grand cycle éruptif (V1) qui se décompose en 3 phases principales: une phase pré-caldera, une phase correspondant à la formation de la caldera, une phase post-caldera.
La phase pre-caldera libère peu de magma mais est accompagnée d'un important bombement tectonique; la seconde phase voit l'effondrement du toit du réservoir magmatique (formation de la caldera) et l'émission de très volumineuses ignimbrites qui restent essentiellement cantonnées à la caldera mais peuvent également s'en échapper vers le bassin de sédimentation.
La phase post-caldera voit le démantèlement des reliefs et la libération de décharges conglomératiques qui recouvrent les nappes ignimbritiques.
Arrêt n°2 - Saint-Léonard-des-Bois - route D 112
En plein cœur des Alpes mancelles, la Sarthe recoupe au sud de Saint-Léonard-des-Bois le complexe volcanique d'Assé-le-Boisne (fig.1). Les rochers ainsi dégagés, accessibles au long de la D. 112, permettent d'observer les différents termes volcaniques de ce complexe ainsi qu'un niveau sédimentaire.
L'évolution de la caldéra d'Assé-le-Boisne se déroule en 3 cycles d'activité (V1 à V3) séparés par le dépôt de corps sableux littoraux (Grès de Sainte-Suzanne).
Dans ce secteur, la série cambrienne comprend trois formations: les Conglomérats et arkoses, les Schistes et calcaires puis les Grès de Sainte-Suzanne; ces derniers sont répartis en 3 barres classiquement désignées par G1, G2 et G3 que séparent deux corps éruptifs V2 et V3.
Depuis le carrefour de la route de la route du Petit Coslin (ou Coslins) est visible au sud, près du Pont de la Folie, la silhouette d'un dôme rhyolitique ("crypto-dôme") tandis qu'un peu plus à l'ouest c'est la ligne de crête constituée par les conglomérats et arkoses de la base de la série sédimentaire cambrienne qui barre le paysage.
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En allant vers Saint-Léonard-des-Bois, les premiers affleurements rencontrés au droit du Bois des Guerches sont principalement constitués d'ignimbrites à texture vitroclastique généralement soudée qui sont accompagnées de quelques tuffites (complexe V2).
Tufs et tuffites: ce sont des roches volcanoclastiques, c'est à dire formées pour tout ou partie de fragments volcaniques, dont la taille des éléments majoritaires est inférieure à 2 millimètres. Les tufs sont essentiellement constitués de particules volcaniques, correspondant souvent à des cendres consolidées (cinérites), tandis que les tuffites sont constituées d'un mélange de particules d'origine sédimentaire (épiclastes) et de particules d'origine volcanique (pyroclastes).
Un peu plus loin, mais uniquement visibles en haut de pente, ce sont les grès de Sainte-Suzanne (barre G2).
Ensuite viennent les laves et les brèches andésitiques à dacitiques du complexe V3. Ces volcanites sont clairement intrusives dans les ignimbrites et les grès G2. Ces roches sont issues de la formation de stratovolcans érigés à la bordure méridionale de la caldera (cf. fig.2).
Un peu plus loin, au delà du virage, un petit vallon transversal marque le passage de l'important accident orienté Est-Nord-Est - Ouest-Sud-Ouest qui correspond au chevauchement vers le sud de l'unité allochtone de Saint-Pierre-des-Nids sur l'unité d'Assé-le-Boisne.
L'unité de Saint-Pierre-des-Nids ne comprend pas de cambrien, le socle briovérien étant directement recouvert par la Formation du Grès armoricain qui forme les hautes falaises qui surplombent la Sarthe à Saint-Léonard-des-Bois.
C'est d'ailleurs au pied de ce site très touristique qu'a été pris le déjeuner .
Après un long parcours routier vers le sud-ouest via Fresnay-sur-Sarthe puis Sillé-le-Guillaume nous avons rejoint le synclinal des Coëvrons dans lequel sont connues de nombreuses manifestations volcaniques qui permettent de préciser la suite des événements décrits dans l'arrêt précédent.
En effet, la fin de l'évolution de la caldéra d'Assé-le-Boisne (cycle V4) voit d'abord l'éjection des plus volumineuses nappes ignimbritiques du Maine qui débordent très largement de la caldera vers Fresnay/Sarthe, puis la mise en place de gros volumes de rhyolite.
En raison de leur caractère paroxysmal les éruptions des cycles V3 et V4 se répercutent très largement au delà du périmètre de la caldera d'Assé-le-Boisne, notamment dans les Coëvrons fournissant un matériau de choix qui est notamment exploité dans la carrière de Voutré.
Arrêt n°3 - Carrières de la Kabylie et de la Massottrie, Voutré, Mayenne
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Ces carrières sont implantées sur le flanc septentrional du synclinal paléozoïque des Coëvrons qui présente ici une très forte dissymétrie. Alors que sur son flanc nord les couches montrent un pendage normal d'environ 30° vers le sud, son flanc sud est très redressé l'essentiel des formations, notamment les roches volcaniques, ayant été supprimé par une faille orientée N 70°. Ceci explique également le relief de son flanc nord moins fortement érodé que son flanc sud.
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Cette différence de morphologie est évidente lorsque l'on monte par l'ouest le chemin pentu qui mène au belvédère perché à quelques 300 mètres d'altitude.
Depuis ce superbe point de vue sont particulièrement bien visibles les gradins de l'ancienne carrière de la Kabylie qui est partiellement noyée. Les différentes ensembles volcaniques et volcanosédimentaires inclinés vers le sud y sont aisément identifiables à leur différence de couleur.
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Au sud apparaissent les ateliers de concassage, de criblage, et les zones de stockage des granulats tandis qu'au loin vers l'est est visible la nouvelle exploitation de la Massottrie qui permet les observations actuelles.
Plusieurs ensembles volcaniques et volcano-sédimentaires d'une puissance totale de près de 170 mètres sont entaillés par les deux exploitations. 150 mètres appartiennent à la Formation des pyroclastites de Voutré, les 20 mètres sommitaux entrant dans la Formation des Grès feldspathiques.
La carrière de la Massotrie qui a été visitée lors de cette sortie, permet un accès aux unités supérieures de la succession volcanique telle qu'elle a été décrite par J. le Gall (Thèse, 1993).
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On y voit:
- un ensemble bréchique inférieur qui repose sur quelques horizons pyroclastiques.
- un ensemble médian dans lequel alternent décharges conglomératiques et coulées pyroclastiques.
- un ensemble supérieur constitué de tuffites évoluant de façon graduelle vers des faciès strictement sédimentaires.
* L'ensemble inférieur, d'une puissance avoisinant 50 mètres, connu sous le nom de "brèche bleue", est très massif. Il est constitué d'une alternance de brèches ponceuses et de brèches à fragments lithiques dont la taille est voisine de 5mm. Les fragments sont dispersés au sein d'une matrice fine cinéritique. Dans les brèches ponceuses la matrice a une texture vitroclastique riche en fragments ponceux. Elles correspondent clairement à des coulées pyroclastiques.
Ces phases éruptives appartiennent à un seul événement majeur dont le dynamisme est avant tout ignimbritique et c'est le dynamisme phréato-magmatique qui est le principal vecteur de la fragmentation du magma acide tout en relevant le caractère distal des coulées pyroclastiques.
* L'ensemble médian est bien exposé sur la face orientale de la carrière ou il apparaît constitué d'une alternance de conglomérats, de brèches stratifiées et de coulées pyroclastiques (nappes de ponces et projections cinéritiques associées) dont la puissance varie de 40 à 50 mètres.
Les niveaux de conglomérats et brèches stratifiées, au nombre de 4 et d'épaisseur variant de 3 à 15 mètres, sont constitués à la fois de galets roulés et de blocs anguleux dont la taille peut varier de quelques centimètres jusqu'au mètre, emballés dans une matrice abondante. Ces éléments sont surtout d'origine volcanique (rhyolites, ignimbrites…).
La mise en place de ce type de roches correspond typiquement à un mécanisme de type "coulées de débris"; ces décharges conglomératiques, à base ravinante, colmatent des chenaux creusés dans les coulées pyroclastiques.
Les conglomérats évoluent souvent vers des tufs et des brèches stratifiés parfois chargés en laves dacitiques et andésitiques qui tirent leur source de l'érosion d'édifices volcaniques sans doute éloignés. Des passées plus fines (cinérites remaniées par l'eau) dérivent du démantèlement sur place des coulées pyroclastiques intercalées dans les conglomérats.
Le dynamisme éruptif invoqué pour la mise en place de telles roches est celle de l'éjection de cendres fines lors d'éruptions phréato-pliniennes qui voient également l'émission d'une coulée pyroclastique ponceuse.
* l'ensemble supérieur: les ultimes projections cinéritiques sont surmontées par un ensemble de tuffites (grès et siltites tufacés) puis finalement par des grès feldspathiques violacés.
* Les cycles d'activité volcanique dans les carrières de Voutré:
Premier cycle (carrière de la Kabylie): les manifestations volcaniques se déclenchent en milieu marin peu profond, se marquant par un enchaînement de phases explosives qui expulsent un volume important de cendres recouvertes de tufs et brèches ponceux.
Ce sont des éruptions phréato-pliniennes suivies de l'émission de coulées pyroclastiques et probablement de projections aériennes.
Deuxième cycle (carrière de la Kabylie): démantèlement des reliefs volcaniques suivi de l'accumulation des débris dans un bassin marin peu profond, fortement subsident et leur déplacement en masse dans des coulées de boue de type lahar.
Troisième cycle (carrière de la Massotrie): déclenché en milieu marin peu profond le dynamisme éruptif d'abord phréato-plinien se poursuit par l'émission de coulées pyroclastiques ponceuses au sein desquelles la "brèche bleue" correspond à des phases explosives hydroclastiques. Leur démantèlement et leur déplacement correspond à des lahars.
* Emplacement des centres éruptifs:
La recherche de l'emplacement des centres éruptifs est surtout guidée par la nature des clastes observés dans les brèches et les conglomérats ainsi que sur le cachet distal ou proximal des coulées pyroclastiques.
Il en ressort que les centres éruptifs se situent au nord du synclinal des Coëvrons, à l'emplacement de la caldera d'Assé-le-Boisne-Pail, la distance séparant les édifices volcaniques du lieu actuel des carrières de Voutré étant cependant difficile à évaluer.
* Milieu de mise en place:
La répétition des dynamismes hydroclastiques indique que le milieu dans lequel se déroulent les éruptions reste constamment sous l'emprise du facteur aquatique avec parfois quelques émersions.
Fig. 5- Reconstitution du cadre paléogéographique des éruptions volcaniques à l'origine de la Formation des pyroclastites de Voutré dans les Coëvrons, Mayenne (d'après J. Le Gall, 1993)
La paléogéographie la plus probable (fig.5) est celle d'un domaine marin littoral s'étendant au pied de reliefs volcaniques situés vers le nord au niveau de la caldera d'Assé-le-Boisne-Pail.
Rapidement érigés, ces reliefs somme toute meubles, sont peu à peu démantelés; ils alimentent les unités conglomératiques et bréchiques qui sont piégées dans des systèmes de chenaux fluviatiles et transportées sous formes de coulées de débris vers la plaine côtière.
La superposition de nombreux cycles dans lesquels alternent coulées pyroclastiques et conglomérats suggère la permanence d'un système de paléovallées fluvio-marines qui servent périodiquement d'exutoire aux nappes ignimbritiques puis sont soumis à une érosion fluviatile qui restaure le drainage initial.
* Genèse des volcanites (fig.6)
Le modèle de genèse des volcanites cambriennes du Maine offre d'étroites analogies avec celui envisagé pour les très nombreux massifs granodioritiques du batholite mancellien qui affleurent du nord-est de la Bretagne à la Normandie et au Maine.
Les données géochimiques étayent en effet l'hypothèse de l'origine des ignimbrites par fusion crustale. En fonction de la même signature géochimique, la nature du substrat impliqué par la fusion s'apparente à celle réputée à l'origine des granitoïdes mancelliens.
L'injection répétée des magmas andésitiques, toujours étroitement associés aux volcanites acides (cf. arrêts 1 & 2), pourrait être le facteur initiateur de l'anatexie.
Fig. 6- Bloc diagramme illustrant l'origine probable des volcanites cambriennes du Maine (d'après J. Le Gall, 1993)
1- déshydratation d'une écaille de croûte mancellienne (subduction continentale ?)
2- zone de fusion partielle au sommet du coin de manteau = genèse des magmas andésitiques du Maine. Cette fusion est déclenchée soit par l'action des fluides issus du lambeau de croûte subductée, soit par un mécanisme de décompression adiabatique du manteau lors de la distension cambrienne.
3- Fusion partielle de la croûte continentale inférieure et moyenne: production des magmas acides du Maine.
4- Chambre magmatiques, non ou peu zonées, dans lesquelles se déroulent des mécanismes de cristallisation fractionnée d'ampleur limitée (réservoirs ignimbritiques).
5- Différenciation des magmas andésitiques par cristallisation fractionnée dans de petits réservoirs superficiels (production de laves dacitiques, rhyodacitiques et rhyolitiques).
6- Interaction entre magma mantellique et croûte continentale: genèse des dacites à grenat.
7- Injection de magma basique à la base de la chambre magmatique (déclenchement de certaines éruptions ignimbritiques paroxysmales.
8- Mise en place de dômes rhyolitiques.
Rédaction du compte-rendu: Jean Plaine, Juin 2004
Clichés: J. Plaine
à Jean-Jacques 
Documents utiles
Carte géologique de la France à 1/50 000ème, feuilles:
- La Ferté-Macé n° 250
- Villaines-la-Juhel n° 286
- Sillé-le-Guillaume n° 321
Guides géologiques régionaux: Normandie, Masson éd.
La Normandie- bibliothèque du naturaliste, Delachaux et Niestlé éd., 2003 (partie géologie armoricaine rédigée par J. Le Gall).
Orientation bibliographique
BOYER C. 1969- Le volcanisme pyroclastique acide dans le Paléozoïque inférieur des Coëvrons (carrière de Voutré, Mayenne). Bull.Soc.géol.France,XI,800-809.
CHALOT-PRAT F. & LE GALL J. 1978- Pétrographie des ignimbrites et des dépôts volcanoclastiques associés dans le Cambrien de l'Est du Massif armoricain. Bull.B.R.G.M.,Orléans,I,3,187-205.
LE GALL J. 1976- Les manifestations volcaniques acides dans le Cambrien des Coëvrons occidentaux (E. du Massif armoricain). Bull.Soc.géol.minéral.Bretagne, 8, 1-2, 65-74, Rennes.
LE GALL J. 1978- Les pyroclastites acides du Cambrien de la Charnie (E. du Massif armoricain): pétrographie, encadrement lithostratigraphie. Bull.Soc.linn.Normandie, 106, 27-34, Caen.
LE GALL J. 1993- Reconstitution des dynamismes éruptifs d'une province volcanique: l'exemple du graben cambrien du Maine (Est du Massif armoricain). Pétrogenèse des magmas andésitiques et ignimbritiques et leur signification dans l'évolution géodynamique cadomienne (Thèse Etat, Caen). Mém.Géosciences Rennes, 52, 370p.
LE GALL J. 1995a- Le volcanisme cambrien du graben du Maine (Est du Massif armoricain): reconstitution des dynamismes éruptifs. Géologie de la France, 3, 23-34.
LE GALL J. 1995b- Les calderas cambriennes du graben du Maine (Est du Massif armoricain). C.R.Acad.Sci.,321,95-102, Paris.
LE GALL J., DORE F., GIORDANO R., POTTIER Y. 1975- Position stratigraphique et cadre tectono-sédimentaire des manifestations volcaniques cambriennes dans le Nord-Est du Massif armoricain. Bull.Soc.géol.Fr., (7), 17, 1101-1109.
Pénestin (56)
La sortie du 14.12.2002 à Pénestin (Morbihan)
La Plage de la Mine-d'Or Pénestin (Morbihan)
Sortie guidée par Nicolas Brault et Stéphane Bonnet (université de Rennes 1)
A l'ouest du bourg de Pénestin et à quelques pas au sud de l'estuaire de la Vilaine, la plage de la Mine-d'Or, sensiblement orientée nord-sud, est abritée des vents d'est par une falaise haute de 10 à 15 mètres, dont la verticalité est simplement de temps à autre rompue par des amas de roches éboulées au fil des saisons.
Cette falaise, très instable, attire l'attention du visiteur par sa coloration cuivrée qui embrase le paysage lorsque par une fin d'après-midi de printemps le soleil est plein ouest et dore de ses rayons la roche.
Sur ces variations de micaschistes, de sables, d'argiles et de kaolins, la lumière joue une symphonie de couleurs sans cesse renouvelée.
L'impression est particulièrement spectaculaire lorsque l'on vient de Loscolo et Poudrantais, empruntant le sentier littoral pour rejoindre au nord la pointe du Halguen.
Telles les divas de cette gigantesque harmonie naturelle, des pitons rocheux plus sombres se dressent un peu au large dans la baie. Ils ont gardé le nom de "trois demoiselles" même s'ils ne sont plus que deux.
Si le lieu doit son nom à la présence d'or dans les sables littoraux, son intérêt géologique réside dans l'origine des roches meubles qui constituent la falaise en un système sédimentaire tout à fait original et unique en Bretagne.
Ce système sédimentaire, dénommé Formation de Pénestin, observable sur près de 1800 mètres, présente une épaisseur maximale à l'affleurement de l'ordre de 8 mètres.
Il repose sur un socle constitué ici de micaschistes qui appartiennent aux "micaschistes de Rhuys et la Vilaine" une des trois unités métamorphiques de Bretagne méridionale avec les "Migmatites du golfe du Morbihan" et les "Schistes bleus de Groix".
Description de la coupe
La Formation de Pénestin repose sur les micaschistes par l'intermédiaire d'une surface d'érosion très tranchée, à allure générale plate sur une bonne partie de la coupe.
Ce substratum, toujours accessible en pied de falaise, est, au nord de la coupe (la Source), constitué de micaschistes chloriteux sains, encore aisément identifiables, plissés et à foliation métamorphique faiblement pentée vers le sud.
Ils passent latéralement vers le sud à leurs produits d'altération avec des isaltérites (la structure originelle de la roche est conservée) puis des allotérites (la structure originelle de la roche a disparu) riches en kaolinite et en quartz résiduel. Ce sont ces "paquets d'argiles" de couleur parfois très blanche, souvent grise à ocre, particulièrement volumineux, que l'on voit dans la falaise méridionale, au delà du chemin de descente à la plage.
Ces altérites à kaolinite sont apparues en Bretagne sous les climats hydrolysants chauds et humides à saisons contrastées de la fin du Crétacé et du début du Tertiaire (Yprésien supérieur à Lutétien). Selon la nature de la roche-mère, se sont développés de grands profils d'altération météorique de type latéritique avec de grandes épaisseurs de kaolinite.
La Formation de Pénestin se subdivise en 3 unités lithostratigraphiques :
- une unité basale conglomératique (unité 1),
- une unité médiane passant de sables à graviers au nord à des sables plus fins vers le sud (unité 2),
- une unité sommitale érosive sur les unités sous-jacentes, argilo-silteuse ou sableuse à graviers et galets (unité 3).
Ces unités présentent des épaisseurs qui varient au long de la falaise, l'unité 1 possédant une épaisseur maximale de 2 mètres, l'unité 2 de 7 mètres et l'unité 3 de 6 mètres.
Description des unités
Unité 1
L'unité 1 est principalement conglomératique. Il s'agit d'un conglomérat consolidé, à ciment ferrugineux, hétérométrique et hétérogène, dont la coloration brune permet la lecture dans la falaise. Il est très accessible dans la partie nord de la coupe où il est mis en relief par l'érosion.
Les éléments constitutifs sont des blocs de quartz, de grès, de granite, de micaschistes d'origine locale et plus lointaine. Ils sont arrondis à anguleux, leur taille est très variable, certains dépassant le décimètre. Il n'y a pas de granoclassement et la matrice sableuse et ferrugineuse est parfois abondante.
Il y a peu de structures sédimentaires visibles sinon l'imbrication des galets selon leur petit axe.
Des niveaux sableux à litages obliques de courant, de plusieurs décimètres de puissance, sont localement intercalés entre les niveaux conglomératiques.
Lors de sa mise en place, ce sédiment était meuble. Son induration est due à la circulation de l'eau au sein de la partie sableuse de la formation et la précipitation d'oxydes et d'hydroxydes de fer au contact du socle.
Unité 2
Beaucoup moins grossière que l'unité précédente, l'unité 2 est surtout formée de sables ocres très grossiers à très fins.
Les sables grossiers à graviers anguleux à subanguleux, mal classés, sont bien visibles au nord de la coupe où ils montrent des litages plans obliques (mégarides 2D et 3D).
Ils passent latéralement vers le sud à des sables moyens à grossiers, mal classés, puis à des sables fins souvent bien classés qui évoluent verticalement vers des faciès très fins: sables silteux, silts argileux, argilites.
Les sables fins montrent fréquemment des lamines planes subhorizontales ou des litages obliques parfois soulignés par des graviers et/ou des galets d'argile.
Les niveaux plus silteux possèdent des litages de rides de courant présentant des évidences d'écoulements de sens opposés, caractéristiques de courants de marées. Ce sont des faciès tidaux.
Cette unité montre également, dans la zone 1 de la coupe, des argiles, parfois silteuses, à traces d'activité biologique (bioturbation) sous la forme de terriers horizontaux.
Unité 3
Cette unité est surtout grossière, avec à la base des niveaux conglomératiques moins grossiers que dans l'unité 1, puis des sables grossiers à grossiers-moyens dont les graviers et galets de quartz, grès, et autres roches sont enrichis de schistes rouges.
Les structures sédimentaires sont des litages plans obliques.
Cette unité se caractérise également par la présence de nombreuses surfaces d'érosion se recoupant les unes les autres.
Des argilites rouges s'observent également à la partie sommitale de cette unité au sein de niveaux plus sableux.
Elle est facilement accessible dans le chemin qui descend vers la plage au niveau de la Source où de l'industrie lithique a été trouvée.
Interprétation des structures sédimentaires
Les structures sédimentaires propres à chacune des unités permettent de déterminer le ou les milieux de dépôt (marin ou continental fluviatile) et la nature et la direction des paléocourants qui ont transporté les particules et organisé leur dépôt.
Quelques figures de bioturbation sont présentes dans les faciès fins, mais leur caractère oligospécifique et la très faible diversité faunistique plaident, pour l'ensemble de la Formation de Pénestin, en faveur d'un milieu peu favorable au développement de la vie comme un estuaire interne, un lac ou un fleuve.
Les structures d'écoulement oscillatoires (rides de vagues, litages obliques en mamelons -HCS-) caractéristiques des milieux marins ouverts sont ici absentes.
Les structures sédimentaires décrites précédemment, reflétant généralement des écoulements unidirectionnels, vont dans les sens de dépôts continentaux fluviatiles.
Dans ce cas, et compte-tenu de sa disposition sur le socle, la Formation de Pénestin apparaît comme remplissant un paléochenal à fond relativement plat, pouvant être interprété comme une paléovallée fluviatile.
Est-il possible de déterminer le sens d'écoulement du fleuve ?
Dans l'unité 1 les quelques rides frustes et l'imbrication des "galets" indiquent un sens de courant du Sud-est vers le Nord-ouest. Les niveaux conglomératiques correspondent à des écoulements de débris.
Ceci est confirmé par l'analyse des rides obliques observées dans les barres sableuses qui peuvent être interprétés comme des dépôts de crue au toit des écoulements de débris à proximité d'un cône alluvial.
Dans l'unité 2, là encore, les rides et les mégarides (ensemble des lamines déterminant le litage) reflètent un courant unidirectionnel et un sens d'apports du Sud-est vers le Nord-ouest.
Elles indiquent un transport en traction sur le fond du chenal, propre aux rivières en tresse ou faiblement sinueuses ; les sables grossiers sont des barres sableuses formées dans des chenaux secondaires qui isolaient entre eux des barres de sables plus fins.
Les faciès supérieurs de sables silteux et d'argiles, à litages reflétant des courants bidirectionnels, indiquent un environnement estuarien interne soumis aux courants de marée.
Dans l'unité 3, on retrouve dans le conglomérat de base les caractéristiques d'un écoulement de débris. Les nombreuses surfaces d'érosion reconnues dans les sables indiquent l'existence de chenaux, les sables grossiers et grossiers-moyens pouvant être des faciès de barres sableuses losangiques de chenaux secondaires.
Les structures sédimentaires sont uniquement des litages obliques de mégarides.
Par contre, le sens du courant s'inverse par rapport aux unités sous-jacentes, s'écoulant du Nord-ouest vers le Sud-est.
Les faciès argileux que l'on trouve entre les barres sableuses pourraient correspondre au remplissage des chenaux abandonnés à la faveur de lacs temporaires.
Déformations
La Formation de Pénestin est affectée d'une déformation qui comprend des plis avec dans le cœur une augmentation de l'épaisseur des faisceaux de mégarides de l'unité 2 et des failles qui recoupent le socle, les altérites et le corps sableux.
La déformation s'intensifie vers le sud à l'approche du passage d'un important accident N 110 parallèle au Cisaillement sud-armoricain.
L'intensité de la déformation permet d'individualiser trois secteurs:
- un secteur nord (zone 1) sur socle peu altéré, non déformé.
- un secteur intermédiaire (zone 2) sur isaltérites, déformé par des plis dont la longueur d'onde est d'environ 100 mètres et d'amplitude de 3 mètres.
- un secteur sud (zone 3) sur allotérites, déformé par des failles qui traversent les micaschistes, les altérites puis partiellement ou totalement les sables pour donner des plis faillés dont la longueur d'onde est 50 mètres et d'amplitude de 6 mètres.
Deux étapes de déformation sont envisagées:
La première est marqué par la discordance du corps sableux à la fois sur le socle, les isaltérites et les allotérites.
Cette disposition traduit un basculement d'un profil d'altération qui comprend verticalement et de bas en haut le socle, les isaltérites, les allotérites.
A l'extrème sud, l'accident dextre N 110 décale le socle verticalement avec un compartiment nord abaissé et un compartiment sud soulevé.
La deuxième, contemporaine du remplissage de la paléovallée, se traduit par une variation d'épaisseur des faisceaux de mégarides de l'unité 2 dans le cœur des synclinaux, par l'apparition de failles pendant le dépôt de l'unité 3.
L'organisation cartographique des structures tectoniques suggère une compression NNW-SSE.
Le dépôt de la Formation de Pénestin est contemporain de ce régime de déformation qui s'exprime par des plis et des failles syn-sédimentaires qui pourraient être à l'origine de la remarquable préservation de l'unité 2.
Age des dépôts : Quaternaire, de 600 000 à 300 000 ans
Compte-tenu de la proximité de l'actuel estuaire de la Vilaine, ces sédiments ont d'abord été interprétés comme les témoins d'une paléo-Vilaine, mais sans précision d'âge (Guilcher, 1948).
Plus tard (1955), Durand et Milon les comparent aux sables pliocènes d'origine marine de Kerfalher et Quiberon et envisagent des phénomènes de solifluxion au Quaternaire pour expliquer les déformations.
En 1963, Rivière et al., soutiennent leur origine marine mais attribuent en revanche les déformations à la formation de pingos périglaciaires (grosses lentilles de glace formées en sous-sol dans les zones périglaciaires) durant le Würm.
Beaucoup plus récemment, Van Vliet-Lanoë et al. (1997) rattachent ces mêmes sédiments à un complexe fluviatile et estuarien formé au Pléistocène moyen.
La fourchette d'âge donnée pour la mise en place de ce complexe se situe entre 600 000 ans pour la base de la Formation de Pénestin et 300 000 ans (âges obtenus par résonance paramagnétique électronique ou RPE); les déformations seraient dues à des processus hydroplastiques de charge induits par des séismes en période d'englaciation.
L'âge Pléistocène proposé par Van Vliet-Lanoë et al. semble confirmé par la présence de galets striés d'origine glaciaire dans le conglomérat à la base du comblement qui seraient l'expression d'une des glaciations quaternaires (Brault et al., 2001).
Interprétation: Paléo-Loire et Paléo-Vilaine
Les mesures de paléocourants effectuées dans les unités 1 et 2 montrent une direction d'écoulement du sud-est vers le nord-ouest, direction qui n'est pas celle de la direction actuelle d'écoulement de la Vilaine toute proche.
Ceci implique la présence d'un système fluviatile dont le bassin versant se situait au Sud-est de Pénestin.
De plus les sables de l'unité 2 contiennent des grains de glaucophane, minéral qu'on ne trouve à l'affleurement aujourd'hui qu'à l'Île de Groix et au sud est de la région dans la "nappe de Champtoceaux" traversée par l'actuelle Loire et en Vendée (Bois de Céné).
Avec l'unité 3 on note une inversion totale du sens d'écoulement qui s'effectue vers le Sud-sud-est.
De plus, certains galets de cette unité sont des schistes rouges rapportés à la formation ordovicienne de Pont-Réan qui est reconnue plus au nord dans les synclinaux paléozoïques du sud de Rennes.
L'hypothèse actuellement retenue, séduisante mais encore fragile, est que le réseau en tresse formant les unités 1 et 2 est le témoin conservé d'une paléo-Loire, tandis que l'unité 3 correspond à une paléo-Vilaine.
Des profils sismiques réalisés en baie de Vilaine révèlent l'existence, au large du continent, d'un chenal à fond plat entaillant le substratum, dont le remplissage est interprété comme des dépôts fluviatiles en tresse qui pourraient correspondre à l'unité 2 de la Formation de Pénestin (Proust et al., 2001).
Cette hypothèse viendrait conforter l'existence de cette paléo-Loire.
En tout état de cause, l'interprétation proposée ici rompt avec celles, encore largement diffusées par ailleurs, consistant à voir dans la Formation de Pénestin une formation marine transgressive sur le socle au Tertiaire.
Point de vue patrimonial
En dehors de la valeur patrimoniale de son site, d'ailleurs classé pour son intérêt touristique, la plage de la Mine d'Or se révèle un site géologique d'importance régionale.
Sa falaise recèle un des rares témoins du réseau fluviatile pléistocène dans le Massif armoricain, sans doute le mieux préservé et l'un des plus accessibles.
Elle permet l'étude d'un chenal fluviatile dans la verticalité de son comblement, dans ses relations avec le substratum puisque la plage de la Mine-d'Or se place sur son bord occidental.
Elle permet également une bonne approche du processus sédimentaire et des principes de nomenclature et classification des roches détritiques terrigènes.
Ce site est fragile et bien qu'en constante évolution naturelle, il ne faudrait pas le masquer par des enrochements qui d'ailleurs ne permettraient pas de stabiliser d'une façon durable la falaise.
Références bibliographiques principales
DURAND S. & MILON Y. 1955- Le Pliocène de l'estuaire de la Vilaine. Etude des falaises de Pénestin (Morbihan). Bull.Soc.géol.minéral.Bretagne,nouv.série,1,1-15.
BRAULT N. et al. 2001- Le système fluvio-estuarien Pléistocène moyen-supérieur de Pénestin (Morbihan): une paléo-Loire ? Bull.Soc.géol.France,172,5,563-572.
PROUST J.N. et al. 2001- Les vallées fossiles de la baie de la Vilaine: nature et évolution du prisme sédimentaire côtier du Pléistocène armoricain. Bull.Soc.géol.France,172,6,737-749.
VAN VLIET-LANOE B. et al. 1997- Neotectonic and seismic activity in the Armorican and Cornubian massifs: régional stress field with glacio-isostatic influence ? J.Geodyn.,24,213-239.
Nota: Les figures et l'essentiel de l'information ont été puisées dans les travaux de Nicolas Brault.
Jean Plaine, Décembre 2002
Annexe 1: Tableau de classification des roches sédimentaires détritiques terrigènes
Annexe 2: L'or et l'étain de Pénestin
Inutile de chercher quelconque trace de mine sur la falaise de Pénestin.
L'origine du nom de la plage provient effectivement de l'existence d'une extraction de minerai mais à partir des sables littoraux.
Le gisement a été exploité durant quelques années à la fin du XIXème et au début du XXème siècle, par une quinzaine d'ouvriers, pour cassitérite et grenat.
De l'or est également présent et, selon Durocher (1851), un mètre cube de sables stannifères de Pénestin renfermerait au moins 0,50 grammes d'or natif.
Pour ce métal, la plage de la Mine-d'Or constitue l'occurrence la plus connue en Bretagne dans les sables littoraux.
Certains voient dans la présence de l'étain l'origine du nom Pénestin ("Pen Sten", la pointe de l'Etain), alors qu'il semble que l'explication soit tout autre.
L'étymologie du nom viendrait de celui d'un personnage dénommé Iestin (ou Gestin).
Beaulieu s/Layon (49)
La sortie du 22.06.2003 sur le Layon (Maine et Loire)
Géologie des Coteaux du Layon
Sortie dirigée par Christophe Noblet*
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Sous une chaleur tropicale digne de l'époque carbonifère que nous évoquerons à différentes reprises, une douzaine de personnes ont parcouru la vallée du Layon à la découverte des volcanites et des sédiments qui font la richesse géologique et œnologique d'une région à l'histoire géodynamique un peu à part dans celle du Massif armoricain.
Entre Chalonnes-sur-Loire et Rochefort-sur-Loire, en passant par Beaulieu-sur-Layon, la région visitée lors de cette sortie se situe au sud-est du massif armoricain, à proximité de sa limite avec le bassin parisien.
Elle appartient à une unité originale du domaine sud-armoricain, le domaine ligérien qui s'inscrit entre deux des branches du cisaillement sud-armoricain.
Elle se trouve précisément au contact de l'Unité métamorphique protérozoïque des Mauges au sud et de l'Unité paléozoïque siluro-dévonienne de Saint-Georges-sur-Loire au nord.
Ce contact est marqué par un accident structural et morphologique majeur, la faille du Layon, composante orientale du linéament Nort-sur-Erdre - le Layon, que l'on peut suivre sur plus de 120 km entre Blain (Loire-Atlantique) et Doué-la-Fontaine (Maine-et-Loire) et qui juxtapose deux domaines de socle ayant subi une histoire géodynamique différente.
Cet accident est en outre jalonné de nombreux bassins sédimentaires carbonifères installés dans des systèmes de cisaillement intra-continental ("pull-apart"), dont certains possèdent des gisements productifs en charbon: c'est le sillon houiller de la Basse-Loire.
L'histoire géologique de cette région a été récemment revisitée par Carine Cartier (cf. bibliographie). Ses travaux ont souvent servi de base aux discussions de terrain.
Au niveau mondial, les reconstitutions paléogéographiques proposées pour le Paléozoïque inférieur et moyen sont d'accord pour distinguer deux unités paléogéographiques majeures en Europe: Baltica au nord et Nord Gondwana au sud, les deux étant séparées par l'Océan médio-européen rhéique.
Le Massif armoricain constitue une microplaque Armorica, évoluant au nord de Gondwana, et séparée de ce dernier par l'Océan sud-armoricain qui pourrait n'être qu'une branche de l'océan rhéique.
Au Silurien, autour de 430 millions d'années, la fermeture de l'Océan sud-armoricain, par subduction vers le nord, entraîne la distension de la partie sud d'Armorica (domaine centre-armoricain) et l'apparition du "rift du layon"; partiellement océanisé ce dernier va recevoir les blocs issus de l'érosion des reliefs proches.
Au Dévonien moyen, autour de 380 millions d'années, le "rift du layon" se referme par subduction vers le sud, zone au front de laquelle se forme un prisme d'accrétion incorporant les blocs précédemment cités aux blocs de roches volcaniques plus récentes.
Ceci pourrait expliquer la nature de l'Unité de Saint-Georges-sur-Loire, sa structuration en deux sous-unités telles qu'on les observe aujourd'hui, l'une d'entre elles (la plus sud) étant un vaste olistostrome (accumulation chaotique de terrains empruntés au front d'une nappe de charriage, au cours de sa mise en place dans un bassin sédimentaire, par suite de leur glissement par gravité sur le fond de ce bassin) à blocs exotiques (olistolithes) de nature extrêmement variée emballés dans des sédiments silto-gréseux.
Au début du Carbonifère, la fermeture de l'Océan rhéique va entraîner la collision entre Gondwana et Laurussia (Baltica + Laurasia), rapprochant le nord-Gondwana (domaine sud-armoricain) et Armorica au sein de la chaîne hercynienne. Dans la région qui nous intéresse, on voit la naissance de la faille Nort-sur-Erdre-Layon qui apparaît ainsi comme une ligne de suture majeure mettant en contact le domaine des Mauges avec l'Unité de Saint-Georges-sur-Loire.
Par la suite cette faille majeure ainsi que d'autres structures associées au cisaillement sud-armoricain vont fonctionner en régime cisaillant dont les sens de mouvement et leur chronologie ont été discutés au cours de cette sortie.
Ainsi se créent un système de bassins sédimentaires qui reçoivent les produits d'érosion des reliefs hercyniens (bassin d'Ancenis par exemple) et, au contact avec l'Unité de Saint-Georges-sur-Loire, des fossés plus profonds qui laissent le passage à des magmatismes variés et dans lesquelles s'accumulent les végétaux qui se transformeront en charbon: c'est le sillon houiller de la Basse-Loire.
Les différents arrêts
Arrêt n°1
Table d'orientation de Beaulieu-sur-Layon
Installée au sommet d'un ancien four à chaux qui était alimenté par des lentilles carbonatées situées au sein des roches volcaniques du complexe de Saint-Georges sur Loire (une rue du lotissement proche s'appelle "impasse de la pierre de chaux"), la table d'orientation de Beaulieu-sur-Layon, grâce à sa position dominante, permet une excellente lecture du paysage géographique et géologique.
Au sud s'étend une zone viticole et bocagère sans grande aspérité, installée sur les micaschistes protérozoïques du domaine des Mauges et sur des sables et graviers mésozoïques à cénozoïques. On y reconnaît aisément la ville de Saint-Lambert-du-Lattay et, tout au fond, les hauteurs granitiques du Puy de La Garde.
Sur la droite apparaît la vallée du Layon, enjambée par le pont autoroutier, puis un puissant dénivelé, trait majeur de la morphologie régionale, ici à son maximum puisque le relief domine d'environ 60 mètres le lit de la rivière.
Ce dénivelé correspond au passage d'une importante faille, la faille dite du Layon qui a une orientation générale N 110°Est; elle est assez rectiligne, simplement recoupée de nombreux petits accidents orientés N 25°Est.
Elle juxtapose aujourd'hui l'unité paléozoïque de Saint-Georges-sur-Loire et l'unité protérozoïque des Mauges.
Elle a fonctionné en faille inverse (au Dévonien ?), puis en régime cisaillant au Carbonifère et enfin, beaucoup plus récemment, en faille considérée comme normale, mais sans argument convaincant. Le résultat en est l'exhaussement du domaine nord par rapport au domaine sud ce qui a conduit à la formation des coteaux du Layon.
Dans son cours vers la vallée de la Loire, le Layon suit "fidèlement" ces accidents tectoniques puisque son orientation générale sud-est - nord-ouest est de temps à autre perturbée par les accidents transverses N 25°Est comme le montrent les modèles numériques de terrain (MNT) qui ont été présentés aux participants à cette journée.
Arrêt n°2
Carrière de Pierre-Bise (ou carrière de Beaulieu) (Beaulieu-sur-Layon) (accès soumis à autorisation)
Il s'agit d'une exploitation de moyenne importance (société TPPL) qui réalise presque exclusivement des granulats à partir de roches volcaniques appartenant au complexe de Saint-Georges sur Loire.
Alors que la partie supérieure des fronts de taille est très altérée, comme le souligne la couleur rouille de la roche, la partie moyenne et inférieure de l'exploitation montre des roches massives, verdâtres à noires, souvent parcourues de veines blanchâtres. Ce sont des spilites qui peuvent correspondre à d'anciennes coulées et projections basaltiques ou (et) à d'anciens filons-couches doléritiques.
Les veines blanches sont parfois des veines de quartz mais beaucoup plus largement des veines de calcite desquelles il est possible d'extraire de beaux cristaux rhomboédriques laiteux, parfois translucides.
Au sein de ce complexe volcanique encore mal connu est identifiable une bande de quelques dizaines de mètres d'épaisseur dans laquelle la roche montre un débit en coussins caractéristique des épanchements de lave basique en milieu aqueux, généralement sous-marin.
Ces coulées à l'architecture particulière, communément nommées pillow-lavas, sont bien visibles sur le front de taille ouest où les pillows, de taille pluridécimétrique s'empilent les uns sur les autres. Leur cœur est massif tandis que leur bordure large de quelques centimètres, de couleur verte, est vitreuse.
Compte-tenu des critères de polarité visibles, comme les pédoncules des coussins, le sommet de la série semble se situer vers le nord.
Au sud de la carrière, les spilites montrent des faciès moins massifs, affectés d'une schistosité.
Il pourrait s'agir de niveaux plus fins à l'origine (tufs) ou bien la proximité de la faille du Layon a t'elle engendré une déformation plus pénétrative ?.
Ces roches basiques ont les caractères chimiques des séries tholéiitiques de bassin arrière-arc ou d'arc volcanique sans que l'on puisse en dire plus sur leur contexte de mise en place.
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L'âge de ces volcanites n'est pas connu, aucune datation n'ayant été effectuée sur les roches de cette carrière; cependant, par analogie avec d'autres ensemble volcaniques basiques de l'unité de St-Georges comme les volcanites d'Ingrandes datées à 400 +/- 24 Ma elles pourraient être siluriennes ou dévoniennes. Du point de vue cartographique, ces formations ont une large répartition, le dessin proposé sur la feuille géologique Thouarcé pour l'ensemble des roches volcaniques montrant qu'elles sont organisées en une lentille principale de grande extension latérale sur un peu plus de 7 kilomètres pour une largeur de 500 mètres prolongée par des lentilles de plus petite taille vers Faye d'Anjou. |
Compte-tenu de ce qui est actuellement connu de l'architecture interne de l'unité de Saint-Georges-sur-Loire ces volcanites pourraient correspondre à un vaste olistolithe mis en place au sein d'un prisme d'accrétion durant la subduction de l'océan sud-armoricain sous le continent armoricain au Dévonien. Un mécanisme de subduction, à lui-seul, ne suffit pas a expliquer cet olistolithe; il faut pour cela faire appel à un mécanisme d'obduction, phénomène qui n'a, jusqu'à présent, jamais été évoqué dans la littérature géologique. Le débat à ce sujet reste ouvert.
Arrêt n°3
Carrière de Pont-Barré (Beaulieu-sur-Layon)
Cette ancienne exploitation, au dessus du Layon et en contrebas de l'exploitation de Pierre-Bise, prolonge au sud la série spilitique observée lors de l'arrêt précédent.
Le front de taille, dégradé et dangereux, est difficile à déchiffrer; il est néanmoins possible d'y reconnaître des niveaux silteux, des niveaux carbonatés, des spilites massives, des tufs volcaniques massifs, des brèches volcaniques spilitiques à lentilles carbonatées qui sont déformées et réorientées dans la foliation.
Certaines lentilles carbonatées renferment des fragments de crinoïdes (entroques) qui indiquent qu'il s'agit de paléozoïque marin, sans précision d'âge (Dévonien ou Carbonifère ?).
Les carbonates ont ici servi à l'alimentation de fours à chaux situés à quelques pas de la carrière.
L'intense déformation (mouvement inverse) des roches et la "fabrique" des lentilles carbonatées reflètent la proximité immédiate de la faille du Layon.
Juste au dessus de la route certains niveaux sont affectés de microlithons.
Microplis et failles inverses associées indiquent une direction de contrainte principale de raccourcissement orientée NE-SW ce qui implique un jeu tardif de la faille du Layon en régime sénestre.
Tous ces éléments de tectonique sont des témoins du fonctionnement de la faille N 110° à diverses époques et du fonctionnement des failles N 25°.
Arrêt n°4
Réserve naturelle volontaire du Pont-Barré - Le domaine des Treilles (Beaulieu-sur-layon)
Il faut gravir la forte pente qui mène à la réserve naturelle volontaire des coteaux de Pont-Barré pour, au nord, retrouver le complexe spilitique de Pierre-Bise avec des affleurements d'une brèche volcanique à volumineux éléments de spilite (brèche monogénique).
On retrouve ce même ensemble dans les chicots rocheux qui pointent dans la pente de l'autre côté d'une petite vallée.
Il est difficile, ici, de dire le sens du pendage de la formation.
En redescendant légèrement vers un banc en pierre, on trouve le contact avec des roches sédimentaires qui appartiennent clairement au Carbonifère.
La nature de ce contact, qui semble subvertical, est discutée; s'agit-il d'un contact par faille comme indiqué sur la plupart des documents géologiques, ou bien, tout simplement d'une discordance des terrains carbonifères avec le complexe volcanique. Les arguments présentés penchent en faveur de cette dernière hypothèse: polarité de la série carbonifère en accord avec une discordance, roches peu déformées, absence de plans striés au contact, reprise d'éléments de la série spilitique dans les conglomérats.
On trouve dans ces affleurements les faciès habituels des bassins intracontinentaux d'âge carbonifère dans le Massif armoricain, réceptacles des produits d'érosion des reliefs nouvellement créés: conglomérats soit monogéniques, soit polygéniques et hétérométriques à galets (pouvant dépasser 10 centimètres) de quartz, de phtanites, de grès, de schistes ou de roches volcaniques, microconglomérats, grauwackes, schistes noirs, psammites, grès micacés parfois riches en plantes.
Les conglomérats polygéniques semblent prédominer près du contact avec la série de Saint-Georges-sur-Loire, alors que les conglomérats à galets siliceux (quartz blancs, phtanites noirs) sont présents dans les bancs plus méridionaux.
Ici les couches sont fortement redressées, le pendage de la série étant sud (en position légèrement inverse).
La polarité est donnée par des surfaces d'érosion et par l'empilement de faciès s'organisant en séquences fluviatiles ou alluviales. Celles-ci sont granodécroissantes sur quelques mètres d'épaisseur et présentent à la base des chenaux à remplissage conglomératique suivis de niveaux sableux puis, au sommet, de niveaux argilo-charbonneux de plaine d'inondation.
La flore contenue dans les niveaux les plus fins, souvent bien conservée, n'est pas encore déterminée avec précision mais on y reconnaît Asterophyllites, Calamites… Ces espèces permettent d'envisager un âge Namurien pour la formation.
Les stériles des exploitations houillères au sud de Beaulieu-sur-Layon ont fourni au maximum de leur activité de belles plaques avec plantes qui figurent aujourd'hui dans de nombreux musées.
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Au pied de la pente émerge des vignes un bloc plurimétrique qui ne semble pas en place. Il a probablement glissé sur la pente et se trouve aujourd'hui en position inversée. Il s'agit d'un conglomérat à petits galets siliceux, stratifié, montrant des figures sédimentaires telles des chenaux ou des figures de charge. Ce bloc est couronné d'une œuvre d'art qui pourrait sembler incongrue dans cet endroit si l'on ne connaissait l'exploitant de cette vigne recréée il y a peu de temps, un peu en marge des filières viticoles classiques. |
Arrêt n°5
Nord de Bezigon (Saint-Lambert-du-Lattay)
La carte géologique (feuille Thouarcé) montre sur les micaschistes du domaine des Mauges au sud de la faille du Layon des placages résiduels de sédiments plus jeunes attribués soit au Cénomanien, soit au Pliocène.
L'un d'entre eux est accessible dans une vigne au bord de la route menant de Bezigon à Saint-Lambert-du-Lattay.
Cet arrêt permet d'abord d'effectuer une lecture du paysage avec au nord la barre rectiligne constituée par le relief des coteaux du Layon, puis la vallée du Layon proprement dite et les micaschistes du domaine des Mauges qui s'étend sous nos pieds et qui porte un vignoble quelque peu différent de celui rencontré à l'arrêt précédent.
La tranchée du chemin entame des sables à graviers non consolidés à la teinte ocre caractéristique due à des oxydes et hydroxydes de fer.
Les graviers sont du quartz, des phtanites, des schistes et des grès (grès armoricain en particulier). Ils sont emballés par des sables.
Certains fragments sont orientés, se recouvrant les uns les autres(imbrication de galets) ce qui traduit des courants unidirectionnels de type fluviatile.
Produits sur le Massif armoricain, ils ont été véhiculés par des rivières coulant vers le Bassin parisien.
Les micaschistes sont visibles sous ces sables et graviers dont l'épaisseur ne semble pas ici dépasser 2 mètres.
Ces placages sont rapportés au Cénomanien sans preuve paléontologique; ils pourraient tout aussi bien être pliocènes.
Ces sables et graviers, situés au sud de la faille du Layon à une altitude d'environ 60-70 mètres, existent également au nord de la faille mais à une altitude plus élevée, témoignant ainsi de mouvements récents et peut-être d'une érosion différentielle.
Ceci traduit l'importance d'une datation précise de ces niveaux sablo-graveleux pour essayer d'appréhender l'époque à laquelle ces mouvements récents ont eu lieu.
Arrêt n°6
Le château d'eau de Bellevue (Saint-Aubin-de-Luigné)
A 102 mètres d'altitude, le site du château d'eau de Bellevue dégage un large point de vue sur la région. Il se place sur la ligne de partage des eaux entre les affluents de la Loire au nord et ceux du Layon au sud.
Là encore, des explications ont été fournies à partir du MNT qui montre très bien l'organisation du réseau hydrographique.
Arrêt n°7
Ardenay (Chaudefonds-sur-Layon)
La route menant d'Ardenay à Chaudefonds-sur-Layon, au sortir du village d'Ardenay, offre en tranchée quelques niveaux conglomératiques, quelques niveaux charbonneux et surtout de nombreux niveaux cinéritiques disposés en bancs à stratification plongeant vers le nord.
Les séquences sédimentaires à polarité vers le nord, indiquent que la série est normale.
Les cinérites correspondent à d'anciennes cendres volcaniques acides, de nature rhyolitique, ce que traduit leur couleur beige clair. Elles proviennent vraisemblablement d'un volcanisme fissural explosif; éjectées dans les airs, ces cendres très fines ont pu s'accumuler tel quel sur le sol ou bien retomber dans les zones lacustres et marécageuses qui marquaient le paysage à cette époque et ainsi alterner ou se mélanger à des niveaux sédimentaires sombres. La roche montre ainsi un litage plan ou bien oblique. Certaines couches sont biseautées pouvant refléter l'existence de chenaux.
Leur retombée en milieu forestier se traduit par l'existence, en leur sein, de troncs d'arbres carbonisés, restés en place, non déformés.
Les couches de cinérites, peu épaisses, sont intensément fracturées; elles se débitent naturellement en petits parallélépipèdes réguliers, ce qu'avaient bien remarqué les ouvriers qui lui ont donné ce nom de Pierre carrée, devenu célèbre dans la littérature géologique.
L'âge de ce volcanisme aux traits si caractéristiques n'est pas précisément connu mais son association constante avec le houiller productif à plantes permet de lui assigner un âge Namurien.
Arrêt n°8
Carrière des Malécots - Mine des Malécots (Saint-Aubin-de-Luigné)
La carrière des Malécots, fermée par un portail en fer, est une des extractions les plus connues de Pierre carrée, souvent visitée par les étudiants et le public averti, aujourd'hui partiellement devenue dépôt de carcasses de voitures. Il est possible de l'approcher par l'extérieur et de récolter des échantillons dans les vignes voisines.
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Tout en longueur, elle est ouverte dans des niveaux volcaniques rhyolitiques variés ce que traduit la couleur claire des fronts de taille. Ce sont des niveaux cinéritiques très fins, massifs, des niveaux cinéritiques alternant avec de fins niveaux sédimentaires noirs, analogues à ceux d'Ardenay, des brèches…. Les niveaux fins peuvent montrer un litage plan parallèle mais aussi des litages obliques, organisés en faisceaux se recoupant les uns les autres; ils traduisent le caractère violent et explosif de la mise en place de ces roches (déferlantes basales ?). |
Par ailleurs, cette excavation est célèbre pour avoir livré de nombreux troncs d'arbres carbonisés dont certains sont encore visibles ce qui confirme les observations précédentes (phénomène de souffle ?).
Point de vue patrimonial: Cette carrière délaissée, assez facile à remettre en état, fort bien située du point de vue touristique sur la Corniche angevine et très accessible, constitue un patrimoine géologique de première importance. Le volcanisme, même ancien, est toujours prisé du grand public. Elle mériterait qu'on s'y intéresse.
| Presque en face de la carrière de Pierre carrée un terril noir signale l'ancienne mine de charbon des Malécots. Cette exploitation est l'une des nombreuses mines qui jalonnent le sillon houiller de la Basse-Loire, depuis Nort-sur-Erdre jusqu'à Doué-la-Fontaine. Elle se situe sur la concession de Layon et Loire (1804-1898), la plus importante sur le sillon houiller par son nombre d'ouvriers. |
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L'extraction se faisait par le "grand puits des Malécots" (1822-1873) qui sera fermé en 1873 après un grave incendie.
Des recherches seront engagées en 1915 et l'exploitation reprise jusqu'en 1923.
Un des puits sera rénové en 1942 (puits n°4) et foncé jusqu'à -85m, suivi d'un plan incliné allant jusqu'à -200mètres.
La mine sortit son dernier wagon en 1964 et l'entreprise ferma peu de temps après.
Il reste aujourd'hui des possibilité de trouver sur le terril de la flore dans les schistes et les grès fins.
>>>> D'autres affleurements montrant les roches volcaniques et les niveaux charbonneux sont facilement accessibles au sud de la Haie-Longue en bordure de la route menant à Saint-Aubin-de-Luigné.
Arrêt n°9
Château Saint-Offanges (Rochefort-sur-Loire)
Au nord-ouest de Rochefort-sur-Loire un rocher isolé dans le paysage plat des vallées du Louet et de la Loire porte les ruines d'un château du XIIème siècle, le château Saint-Offanges dont il ne reste pratiquement qu'une partie du donjon étonnamment en position instable et quelques murs très épais édifiés avec la roche locale. Au sommet du rocher on imagine facilement la position dominante et défensive du site.
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Il s'agit de l'un des nombreux pointements de roches acides reconnus dans l'unité de Saint-Georges-sur-Loire, à l'égal de ceux tout proches du Pic Martin, de Dieuzy. Ce rocher apparaît constitué d'une roche à phénocristaux de feldspath plagioclase blanc dispersés dans une mésostase verte qui évoque soit un microgranite soit une rhyolite porphyrique. Elle est très structurée, riche en filonnets de quartz. |
La position de ce type d'affleurement au sein de la série de Saint-Georges-sur-Loire est problématique: s'agit-il d'olistolithes ou bien de plusieurs necks dégagés par l'érosion et dont la mise en place pourrait être postérieure à celle des roches environnantes (Carbonifère ?), ou bien encore d'un seul filon qui serait replissé ?.
Rédaction du compte-rendu: Jean Plaine, avec la participation de Christophe Noblet *
Clichés: Jean Plaine
Orientation bibliographique:
CARTIER C., FAURE M., LARDEUX H. 2001- The Hercynian orogeny in the South Armorican Massif (Saint-Georges-sur-Loire Unit, Ligerian domain, France): rifting and welding of continental stripes. Terra Nova, 13,143-149.
CARTIER C. 2002 - Structure de l'unité de Saint-Georges-sur-Loire et du domaine ligérien (Massif Armoricain). Implications géodynamiques pour la chaîne hercynienne. Thèse Doctorat Université, Orléans, 309 p. Thèse en ligne
SHELLEY D. & BOSSIERE G. 2001- The Ancenis Terrane: an exotic duplex in the Hercynian belt of Armorica, western France. Journal of Structural Geology, 23, pp.1597-1614.
BLAISE et al. 1986- Notice explicative de la Carte géologique de France à 1/50 000ème, feuille Thouarcé n°484,57p.
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Géo-Explor et Géo-Formation, 22 rue de Botquelen, 56610 Arradon
tel /fax : 02 97 44 04 13, portable : 06 81 31 25 01
Belle-Isle-en-Terre (22)
La sortie du 27.04.2002 en Côtes d'Armor
Elle a eu lieu dans la région de Belle-Isle-en-Terre (Côtes d'Armor)
compte-rendu
| Un exemple de la géodiversité en Bretagne intérieure ou Des gneiss de Belle-Isle-en-Terre aux Schistes de Châteaulin (Côtes d'Armor) Sortie animée par Pierre Jégouzo (Université de Rennes 1) |
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La région visitée lors de cette sortie montre une géologie délicate à déchiffrer en raison de la diversité et du grand nombre de formations rencontrées sur un territoire relativement restreint, ainsi que de la juxtaposition (ou de la superposition) de phénomènes géologiques, ce qui explique en grande partie son peu d'attrait pour les géologues.
Dans ce domaine costarmoricain s'affrontent et s'interpénètrent la terminaison occidentale des formations métamorphiques et magmatiques de la chaîne cadomienne et les formations sédimentaires paléozoïques (Silurien à Carbonifère) du flanc nord du Synclinorium médian armoricain déformées dans la chaîne varisque.
Cette situation est en outre compliquée par la mise en place des granites hercyniens de Plouaret et Quintin et par le développement d'orthogneiss et de mylonites au long du Cisaillement nord-armoricain.
Cette sortie, conduite par Pierre Jégouzo, a permis aux personnes présentes de découvrir et de déchiffrer les quelques affleurements qui sont présentés ci-après.
Elle s'est clôturée à Locarn par la visite d'un exemple de valorisation du patrimoine géologique.
Arrêt n°1
Sortie sud de Belle-Isle-en-Terre
Au sortir sud immédiat de Belle-Isle-en-Terre (D 33) affleurent des gneiss sombres dont la foliation métamorphique présente un fort pendage vers le Nord.
Ce sont des gneiss à biotite et parfois sillimanite sans grande originalité qui offrent une certaine analogie avec les gneiss classiques de la vallée de la Rance au sud de Saint-Malo et Dinard.
On y note un début de mobilisation anatectique (fusion) soulignée par la présence de veines quartzo-feldspathiques à composition granitique qui correspondent au leucosome des migmatites.
Veines et plis sont d'ailleurs fort bien visibles dans les moëllons de gneiss qui constituent une bonne partie de l'appareillage des vieux bâtiments de la ville.
Ces roches sont sans doute protérozoïques et il est possible de leur assigner un âge voisin de 570 millions d'années, âge des migmatites de Guingamp.
Arrêt n°2
Vallée du Guic au droit de la Forêt de Coat an Noz
Au long du cisaillement nord-armoricain (CNA), l'orthogneiss de Loc-Envel forme une étroite lanière de quelques centaines de mètres de largeur pour une longueur d'une trentaine de kilomètres.
Il affleure au long de la rivière Guic où la roche est de couleur sombre, finement oeillée.
Il s'agit d'un granite à biotite, totalement transformé dans un domaine de cisaillement varisque en une mylonite à foliation gneissique bien marquée.
Son âge n'est pas connu, mais son protolithe pourrait être cadomien (540 Ma).
Arrêt n°3
Carrière de Coat Losquet, à l'ouest de Loc Envel
Cette ancienne exploitation de grande taille, aujourd'hui totalement délaissée, est ouverte dans des schistes et quartzites (Formation de Coat Losquet) dont l'âge est imprécis.
Les fronts de taille, bien que dégradés, montrent une alternance de niveaux quartzitiques sombres d'épaisseur décimétrique à métrique et de schistes alumineux gris ou noirs, essentiellement micacés. L'ensemble est très redressé.
Les caractères lithologiques de cette formation sont assez semblables à ceux de la Formation des Schistes et quartzites de Plougastel d'âge dévonien que l'on trouve dans les Monts d'Arrée relativement proches.
On note dans les niveaux favorables la présence de nombreux porphyroblastes d'andalousite sans orientation nette dont le développement thermométamorphique est issu de la mise en place du granite de Plouaret observable un peu plus au nord.
Arrêt n°4
Route de Loc Envel à Plougonver
Au sud de Loc-Envel, la route pénètre dans le complexe basique de Calanhel dont on trouve ici des métagabbros essentiellement accessibles aujourd'hui sous forme de pierres volantes que l'on peut collecter dans les landes et les champs de part et d'autre de la route.
Ce sont surtout des roches grenues à microgrenues, denses, de couleur verdâtre qui correspondent à d'anciens gabbros ou d'anciens basaltes et dolérites métamorphisés.
Ils occupent, à côté d'amphibolites que l'on observera dans l'arrêt n°6, la plus grande partie de ce complexe magmatique briovérien.
Arrêt n°5
Carrière de Milin ar Stang en Lohuec
Au sud-ouest de Lohuec, la petite carrière abandonnée de Milin ar Stang, aujourd'hui "gardée" par une batterie de ruches, et connue dans la littérature géologique sous le nom de carrière de Moulin Quelen, entame des roches volcaniques dont l'architecture est ici remarquable.
Ces roches montrent en effet un très beau débit en coussins (pillow-lava) caractéristique de certaines coulées basaltiques épanchées dans l'eau que ce soit un milieu marin ou un milieu terrestre (lac, rivière,…).
Les coussins, de taille souvent métrique, sont presque redressés à la verticale. Ils sont pratiquement jointifs, se moulant les uns les autres,la matrice qui les englobe étant très réduite. On n'y observe pas de façon immédiate la distinction classique entre bordure variolitique et cœur plus massif, mais pourtant elle existe.
La roche de couleur vert-sombre correspond à un basalte spilitisé dans lequel il est difficile d'identifier à l'œil nu les minéraux. Une lame-mince montrerait qu'il est constitué d'un plagioclase albitique, d'augite, de calcite, de sphène, la bordure montrant une texture variolitique, le cœur une texture arborescente.
La matrice apparaît essentiellement chloriteuse, la minéralogie étant complétée par du sphène, de la calcite.
L'âge de cette coulée, bien que souvent placé dans le Dévonien n'est pas définitivement fixé ; il pourrait tout aussi bien être Briovérien.
Du point de vue patrimonial, il s'agit du seul site à pillow-lavas bien conservé et facilement accessible en Bretagne intérieure, les sites équivalents étant à rechercher sur la côte (pointes de Guilben à Paimpol, de Lostmarc'h à Crozon, de la Heussaye à Erquy…).
C'est la raison pour laquelle cette carrière figure en bonne place à l'inventaire des sites géologiques de Bretagne.
Arrêt n°6
Carrière de la Roche en Calanhel
Au sein du complexe basique de Calanhel, la carrière de la Roche, en activité pour granulats, entame des amphibolites.
Généralement la roche est foliée et faite d'une hornblende vert sombre et d'un feldspath plagioclase blanchâtre, néoformé.
Elle peut être plus massive, mais également litée notamment à la périphérie de la carrière actuelle.
Certains niveaux sont riches en grenat rouge plurimillimétrique. Ce minéral, dont le caractère de relique apparaît clairement au sein de la paragenèse à hornblende, pourrait être le témoin précoce du métamorphisme.
Le litage magmatique, primaire, et la composition chimique sont interprétés comme ceux d'un ancien gabbro correspondant peut-être à un ancien plancher océanique.
Ce métagabbro dont l'âge se situe autour de 600 millions d'années appartient à une nappe de socle chevauchant vers le sud des micaschistes briovériens à biotite et muscovite qui constituent l'anticlinal de Callac.
Arrêt n° 7
Gorges du Korong (ou Corong)
Dans les Côtes d'Armor, le granite de Quintin est sans doute le massif le plus réputé pour ses paysages et ses spectaculaires chaos qui ont depuis longtemps retenu l'attention des services chargés du patrimoine touristique.
Ce sont principalement le chaos du Gouët sur le Gouët au sud-ouest de Saint-Brieuc, les Gorges de Toul-Goulic sur le Blavet au nord-ouest de Saint-Nicolas-du-Pelem et les Gorges du Korong sur le modeste ruisseau de l'Etang de Follézou à proximité de Locarn.
Dans ce dernier site, le chemin qui part de la zone de stationnement et descend vers le chaos permet des observations intéressantes sur l'architecture du granite, son altération, son érosion et le mode de formation de la spectaculaire accumulation de blocs qui barrent le cours du ruisseau.
Les affleurements rocheux montrent un granite de teinte relativement claire, à texture porphyroïde très nette, les cristaux d'orthose dépassant souvent le centimètre.
Il est parcouru de diaclases assez régulièrement espacées qui le découpent en gros blocs parallélépipédiques dont certains sont presque totalement déchaussés et prêts à rouler vers la rivière.
Une trouée claire au sein du sombre couvert végétal et voici le chaos granitique le plus spectaculaire de Bretagne, sinon le plus réputé, bien plus sauvage que les diaboliques rochers de Huelgoat.
A la gauche du chemin, une véritable rivière de blocs de granite semble s'échapper de la forêt au-dessus du modeste ruisseau dont on entend le bruit sous les pieds surtout lorsqu'il est gonflé par les pluies.
Les blocs plurimétriques fortement polis, arrondis se sont accumulés les uns sur les autres comme tourneboulés. Un bouillonnement minéral, affirment certains.
L'eau de pluie a fait le plus gros en découpant, en épaufrant les blocs, l'eau de la rivière a fait les finitions en les polissant.
Une légende raconte que c'est le géant Boudédé, cousin de Gargantua, si souvent évoqué au cœur de la Bretagne (le Kreiz-Breizh), qui aurait lâché de ses chaussures quelques " graviers " qui le gênaient !
Il suffit de descendre le chemin pour accéder, sur la rupture de pente, au front de la " coulée de blocs " là ou jaillit parfois une petite cascade, alors qu'au nord dans la pente, le granite a développé des cornéennes sombres au sein des sédiments carbonifères de la Formation des Schistes de Châteaulin.
NB- A Bulat-Pestivien, au cœur du granite de Quintin, face à la superbe église, existe un petit " musée du granit " (Ti ar Mein), ouvert essentiellement l'été, qui présente la géologie du massif de Quintin, son patrimoine paysager et architectural.
Arrêt n° 8
Carrière au sud-est de Locarn
A quelques centaines de mètres au sud-est de Locarn au long de la route menant à Maël-Carhaix, une carrière exploitait des grès et schistes appartenant à la Formation sédimentaire carbonifère des Schistes de Châteaulin.
Grès, grauwackes et siltites de couleur sombre sont ici très redressés, les couches montrant un fort pendage vers le sud.
Les structures et figures sédimentaires (litages arqués, figures de charge, ripple-marks) y sont fréquentes.
De nombreux débris de plantes flottés sont observables dans certains niveaux.
Une schistosité, légèrement oblique par rapport à la stratification, est développée dans les niveaux les plus fins qui sont susceptibles de fournir des ardoises comme celles exploitées jusqu'à une date récente à Moulin-Lande au nord de Maël-Carhaix.
Arrêt n° 9
Maison du Patrimoine à Locarn
Depuis quelques années la commune de Locarn soucieuse de protéger et de présenter la diversité de son sous-sol et de ses paysages a ouvert une " maison du patrimoine " implantée au cœur même du village, à côté de la mairie (place du Centre)
Cette structure offre, entre autres, au visiteur la possibilité de s'informer sur le granite de Quintin, sa géologie, son mode de formation et de mise en place, son utilisation architecturale ainsi que sur le Schiste ardoisier de Maël-Carhaix, sa géologie, l'histoire humaine de son exploitation.
NB- Le Conseil général des Côtes-d'Armor a réalisé un sentier d'interprétation jalonné de bornes numérotées qui part du parking de Quélennec (route St-Nicodème-Locarn), traverse la lande puis la forêt et aboutit au chaos du Korong.
Il se pratique à l'aide d'une petite brochure diffusée en saison à Locarn par l'Association Locarn Tourisme et Culture.
Renseignements pratiques
· Feuilles géologiques à 1/50 000ème concernées par cette sortie : Belle-Isle-en-Terre et Carhaix-Plouguer
· Feuilles IGN à 1/25 000ème : 0716 Ouest (Guerlesquin), 0716 Est (Belle-Isle-en-Terre), 0717 Ouest (Carhaix-Plouguer), 0717 Est (Maël-Carhaix)
· Maison du Patrimoine à Locarn : Place du Centre - tél.: 02 96 36 66 11
Jean PLAINE, Novembre 2002
Thouars (79)
La sortie du 22.02.2003 à Thouars (Deux Sèvres)
Le stratotype du Toarcien
Sortie guidée par Anthony Rard
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Par une belle matinée d'hiver, près d'une vingtaine de personnes se sont retrouvées dans les Deux-Sèvres, devant le panneau de la réserve naturelle géologique du Toarcien, aux confins sud-est du Massif armoricain et du bassin parisien.
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A proximité de la ville de Thouars, à deux pas de Vrines, mais sur la commune de Sainte-Verge, la plus petite réserve géologique de France (0,61 ha) assure, depuis 1987, la conservation de deux anciennes carrières à ciel ouvert parfois appelées Rigollier 1 et Rigollier 2 (nom du lieu-dit) où, en 1849, Alcide d'Orbigny a défini le stratotype du Toarcien (Jurassique inférieur, 179 à 184 millions d'années). Ces deux carrières sont closes par un grillage pour assurer leur protection et ne sont donc pas en accès libre. Elles sont en outre aménagées, dotées d'équipements de sécurité et d'équipements pédagogiques pour l'accueil et l'information du public. |
Dans la première carrière, les divers types de roches (grès, calcaires, marnes) constituant les bancs nous ont été présentés pour introduire des notions de paléogéographie avec transgression marine sur les paléoreliefs du socle armoricain puis installation de la mer sur la région pendant quelques millions d'années. La lithostratigraphie se lit sur les bancs, alors que la biostratigraphie se lit dans les bancs, révélée par le contenu faunistique et notamment par le renouvellement des faunes d'ammonites permettant de définir des horizons très précis et d'aboutir à une chronostratigraphie.
Ces notions de biostratigraphie, de chronostratigraphie sont immédiatement lisibles sur le front de taille grâce à des moulages d'ammonites placés sur les couches et à un mât en bois sur lequel sont inscrits les numéros de bancs et les numéros des horizons à ammonites qui se succèdent sur plusieurs millions d'années.
Ce formidable outil pédagogique est complété par un panneau explicatif décrivant l'évolution paléogéographique régionale du Pliensbachien à l'Aalénien.
La deuxième carrière, à quelques centaines de mètres au nord de la précédente, permet de compléter l'information avec un dispositif analogue, un panneau explicatif illustrant la paléoécologie au Toarcien et abordant la question de l'évolution chez les ammonites et son utilisation à des fins biostratigraphiques.
En partie supérieure du front de taille, avant la remontée sur le plateau, les sédiments toarciens apparaissent surmontés de sédiments aaléniens puis de sables du Cénomanien (Crétacé supérieur, 95 millions d'années environ).
Après un repas tiré du sac, pris au soleil, l'après-midi a été consacrée à la visite du centre de géologie (centre d'interprétation géologique du thouarsais) implanté dans la partie sud de la ville de Thouars dans le cadre magnifique des anciennes écuries du château des Ducs de la Trémoille, sur un promontoire dominant la vallée du Thouet.
Cette structure assez récente, à travers un sas d'entrée évoquant un cabinet de curiosité du 19ème siècle, à la mémoire d'Alcide d'Orbigny, nous révèle un équipement moderne, fort bien conçu et imaginatif, réalisé selon les conceptions actuelles de "l'interprétation" dans lequel le visiteur doit s'impliquer dans le mode de découverte des diverses facettes de la géologie du thouarsais.
Les ammonites sont bien sûr ici les fidèles compagnes du visiteur mais c'est le lien entre les divers matériaux géologiques rencontrés dans la région et leur utilisation dans l'industrie passée et actuelle, dans la construction…, leur mode d'extraction qui est omniprésent au fil des panneaux thématiques disposés au long des murs, des objets et des petites maquettes posés sur des tables de présentation.
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Un espace ludique avec un mobilier fort bien conçu, en forme de plis et de faille, très coloré, dans lequel tiroirs, volets et trappes permettent d'accéder à de petits jeux, à de petites manipulations, rend la géologie très interactive et même attirante pour les jeunes visiteurs amenés à fréquenter ce lieu.
La vidéo est également présente avec de petits clips faisant intervenir des personnes-ressources. |
Un nouveau stratotype à l'actif de la SGMB, puisqu'en Juin 2001 notre association a déjà visité celui du Bajocien sur la côte normande!
Clichés Jean Plaine