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27 mai 2013 1 27 /05 /mai /2013 19:03

 

 

Quelques photos de la sortie du dimanche 26 mai 2013

 

 

 

DSCN2064

Arrivée du groupe de l'AVG à Port-Joinville    

 

 

 

Carte Yeu.1 copie

      Localisation des sites visités

 

 

2013.05.26.YEU 9040 copie

Exposé d'Hervé Diot sur la Plage de la Petite Conche (1)         

 

 

DSCN2072 

         La Pointe des Corbeaux formée par un granite de 500 Ma peu déformé (orthogneiss) (2)         

 

 

 

DSCN2077

Falaise de l'Anse des Soux (3)

 

 

DSCN2075

Plissements dans les paragneiss sombres à intercalations de quartzite claire,

dans l'Anse des Soux (3)

 

 

Carte Yeu.2

Localisation des sites visités

 

 

DSCN2010

La plage des Sables Rouis et, au loin, la Pointe du Chatelet (4)      

 

 

DSCN2014

Côte sauvage au nord de la plage des Sables Rouis

 

 

2013.05.26.YEU 9049

Explication d'Hervé Diot sur l'estran des Sables Rouis  (4)    

 

 

DSCN2089

Falaise de la plage des Sables Rouis (Paragneiss sombres surmontés d'orthogneiss) (4)

 

 

DSCN1960.JPG

Orthogneiss clairs diaclasés chevauchant les paragneiss sombres (4)

 

 

DSCN2095

Grosses dalles granitiques chevauchantes

interfacées avec des couches noires de biotitites

 

 

DSCN2097

Grotte de la Pierre à Monsieur (5)      

 

 

DSCN2101

Toit de la grotte de la Pierre à Monsieur (5)

Formes en chandelles résultant de la circulation ascendante de fluides

dans les microfractures de l'orthogneiss (dissolution et silification de l'orthogneiss) 

 

 

DSCN2106

Gros filon d'amphibolite (roche métabasique) dans la masse granodioritique (6)      

 

 

2013.05.26.YEU 9005

Filon d'amphibolite vu de plus près (6)

 

 

DSCN2030

Le Vieux Château vu de l'Anse du Jars (faille entre les 2 compartiments rocheux) (7)       

 

 

DSCN2037

Le Vieux Château avec une vue lointaine sur l'Anse de La Vache et la Plage des Sabias    

 

 

2013.05.26.YEU 9054

Une partie du groupe de l'AVG près du Vieux Château (7)      

 

 

2013.05.26.YEU 9034

Le Port de La Meule, dernière étape de la sortie (8)      

 

 

2013.05.26.YEU 9032

      La Chapelle Notre-Dame-de-Bonne-Nouvelle surplombant le Port de La Meule (8)

 

 

Dossier du géologue Hervé Diot sur la géologie de l'Île d'Yeu


> Télécharger le dossier 

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12 octobre 2012 5 12 /10 /octobre /2012 12:10
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3 octobre 2012 3 03 /10 /octobre /2012 21:03

 

 

 

3ème partie 
 

 

 

 

Architecture et formation


du complexe granitique de Ploumanac'h

 

 

  


 Carte géol massif Ploumanach copie-copie-1

 

Carte géologique simplifiée du complexe granitique de Ploumanac'h

 

 

 

L'architecture du massif


Le massif de Ploumanac'h présente la forme d'un tronc de cône, entonnoir profond à section elliptique. Son  architecture  complexe  résulte  de l'emboîtement de trois groupes magmatiques  intrusifs mis en place successivement.

-  1er groupe magmatique : les magmas des granites à gros grain (ex : granite de la Clarté) et des roches basiques injectées simultanément (ex : gabbros de Ste Anne), ces dernières formant au nord du massif une masse importante située en profondeur.

- 2ème groupe magmatique : les magmas des granites divers à grain fin formant des dykes (lames épaisses) verticaux, de larges feuillets horizontaux et des filons qui occupent une large fraction centrale.

- 3ème groupe magmatique : les magmas des granites à grain moyen (granites de l'Ile Grande) formant une cloche asymétrique au centre de l'unité précédente.
     

 architecture complexe ploumanach

 

Esquisse interprétative synthétique de l'architecture du complexe de Ploumanac'h

(d'après Barrière, 1976)

 

 


Les différentes étapes de mise en place


Le complexe de Ploumanac'h se met en place à la fin de l'ère primaire ( Paléozoïque ) autour de 300 millions d'années c'est-à-dire en fin d'édification de la chaîne hercynienne ( dont le Massif Armoricain).

 

1ère Etape

Fracturation conique annulaire de la croûte terrestre avec individualisation d'un panneau qui, soit par effondrement dans le réservoir magmatique, soit par refoulement vers le haut à la manière d'un piston, permet l'intrusion des magmas des granites roses à gros grain accompagnés de roches basiques (gabbros au sens large).

Cette première venue magmatique s'accompagne  de fractures qui sont nourries de magmas à l’origine de granite à gros grain, de granite à grain moyen, d’aplites et de pegmatites qui recoupent le premier corps magmatique et le socle.

 

2ème Etape

Fracturation de la première unité dans ses parties centrale et méridionale permettant l'intrusion des magmas des granites du groupe intermédiaire qui se disposent selon les fractures en puissants feuillets horizontaux ou obliques, en dykes verticaux.

Ainsi se trouve réalisée une mégabrèche  avec d'immenses blocs de granite rose cimentés par les granites intermédiaires.

 

3ème Etape

Mise en place des granites gris de l'Ile-Grande à la faveur d'une nouvelle fracturation, selon une structure filonienne circulaire qui recoupe les granites intermédiaires.

 


Genèse des magmas du complexe


Les mécanismes de genèse des magmas à l'origine de la formation du complexe granitique de Ploumanac'h ne sont pas encore connus avec précision et font encore l'objet de discussions entre spécialistes.

 

Le scénario suivant peut néanmoins être proposé:

1- Remontée dans la croûte d'une intrusion de magma basique. Celui-ci va se différencier en donnant des liquides de plus en plus acides qui, en se mélangeant avec la croûte environnante (hybridation), vont aboutir à la formation des granites externes roses puis à celle des granites intermédiaires.

2- La très forte température du magma basique intrusif  induit  la fusion partielle de la croûte terrestre dans laquelle il se met en place. Ainsi se trouve expliquée la naissance des granites hyperalumineux de l'Ile-Grande qui occupent la partie centrale de l'édifice.

Le complexe de Ploumanac'h correspond à un mélange dans des proportions différentes d'un composant purement  issu du manteau (les roches basiques) et d'un composant purement issu de la croûte terrestre (les granites à muscovite et cordiérite).

Au fur et à mesure de la formation du complexe, les intrusions successives montrent une prépondérance des constituants de la croûte terrestre  sur les constituants du manteau.

 


Quel est le contexte géodynamique qui a permis cette remontée du magma basique ? 

 

Deux hypothèses peuvent être évoquées:

a- apparition d'une série de points chauds au sein de l'édifice hercynien.

b- formation d'un grand accident tectonique affectant la croûte et une parte du manteau sur 100 à 150 kilomètres de profondeur, induisant la fusion partielle du manteau péridotitique.

 

 

Jean CHAUVET

d'après des textes et schémas de Jean PLAINE

 

 

Bibliographie :

Joyau géologique du Trégor, le magmatisme composite du complexe granitique de Ploumanac'h

par Jean Plaine  -  http://ens.univ-rennes1.fr/geologie/granite-ploumanach/

 

Lien : Sortie géologique de l'AVG sur la côte de Granite rose - Parties 1-2

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25 septembre 2012 2 25 /09 /septembre /2012 22:00

 

Les étapes de la sortie géologique

 

 

Guide :  Yves Cyrille

Géologue , directeur de la Maison des minéraux de Crozon

 

 

 

 

 

Carte-routiere-Bretagne.2-copie-copie.jpg

 

Cadre géographique de la sortie

 

 

 

Carte-Sites-geologiques-Ploumanac-h---Copie-copie-copie-1.jpg

 

Localisation des sites de la sortie géologique

 

 

 

 

 1ère partie 

 

 

Samedi 8 septembre 2012

 

 

 

 

 

1. Le Port de Trozoul à Trébeurden

 

Présentation  des étapes de l'excursion 

 

 

 

2012.09.AVG.Tregor.1.Trebeurden-Port--5-.JPG

 

 Yves Cyrille  présente le complexe granitique de Ploumanac'h

 

 

 

Carte géol massif Ploumanach

 

Carte géologique simplifiée du complexe granitique de Ploumanac'h

 

 

 

Situé dans le coin nord-ouest du Trégor, entre Trébeurden et Perros-Guirec, le complexe granitique de Ploumanac'h, constitue non seulement l'un des plus beaux sites naturels de France mais aussi l'un des ensembles géologiques nationaux des plus remarquables.

Cet ensemble granitique, relativement jeune dans l'histoire géologique du Massif armoricain, recoupe le socle ancien  du Trégor (gneiss icartien de Trébeurden à 2 milliards d'années et granite cadomien de Perros-Guirec à 615 millions d'années) ainsi qu'une formation gréso-pélitique non datée, la Formation de l'Île Milliau.

 

La cartographie du complexe granitique de Ploumanac'h, livrée en 1976 par Michel Barrière, montre une remarquable disposition des différents ensembles lithologiques en auréoles concentriques résultant de l'intrusion successive de trois corps magmatiques : granite rose à gros grains , granite rose à gris à grains fins , granites gris à grains fins de l'île grande.

Plusieurs sites côtiers montrent des relations entre ces roches granitiques et des roches basiques (ex: gabbros de la Baie de Sainte Anne).

   


2012.09.AVG.Tregor.1.Trebeurden-Port--7-.JPG

 

Bloc de gneiss icartien ( 2 milliards d'années) récolté à Pors-Raden - Trébeurden

 

 

 

 

 

 

2. L'éperon du Castel et le sud de l'île Milliau :

 

le contact entre le massif granitique et son encaissant sédimentaire

 

 

 

 

 

2012.AVG.Tregor.2.Castel.Ile-Millau--2-.JPG

 

Progression sur les blocs de granite à gros grains de la grève de l'éperon du Castel  

 

 

2012.AVG.Tregor.2.Castel.Ile-Millau--10-.JPG

 

Granite rose  à gros grains

 

 

Sur la grève de l'éperon du castel  et au sud de l’île de Milliau, on peut observer le contact entre le granite intrusif (granite rose à gros grains) et les roches sédimentaires encaissantes (grauwackes et arkoses) qu’il recoupe à l’emporte-pièce. Ces dernières, métamorphisées par le contact du magma granitique chaud lors de sa mise en place (il y a 300 Ma, vers 8 km de profondeur), ont été transformées en roches très dures nommées cornéennes alumineuses.

Lorsque Les structures des lits sédimentaires sont bien conservées , les cornéennes présentent un aspect rubané. 

Le caractère intrusif du granite s'exprime également dans la présence, sur la bordure du massif, d'enclaves de cornéennes arrachées à l'encaissant.

 

Les cornéennes sont des roches métamorphiques très dures , à cassure d'aspect corné ,à trame de cristaux d'andalousite , avec des petits cristaux de quartz , de micas , de cordièrite...

 

 

2012.AVG.Tregor.2.Castel.Ile-Millau--13-.jpg

 

Cornéennes sombres engendrées par un métamorphisme de contact

entre le magma granitique et les roches sédimentaires encaissantes

 

 

2012.AVG.Tregor.2.Castel.Ile-Millau--17-.JPG

 

Inclusion de cornéenne dans le granite rose à gros grains

 

 

2012.AVG.Tregor.2.Castel.Ile-Millau-panorama--33-.JPG

 

Île Milliau vue de l'éperon du Castel

 

 

2012.AVG.Tregor.2.Castel.Ile-Millau-corneennes-28-.JPG

 

Cornéennes rubanéees au sud de l'Île Milliau     

( inacessibles vu la marée - photo Guide géotourisme)

 

 

 

 

3. La presqu'île de Toénot :

 

3 types de granite - des intrusions granitiques successives

 

 

Le contournement de la presqu’île de Toénot permet d'observer , sur un espace relativement réduit, les trois types de granites constitutifs du massif de Ploumanac’h ainsi que leurs relations géométriques témoignant de la chronologie relative de mise en place des magmas.

 

 

2012.09.Tregor-7964.JPG

 

Parcours sur le flanc sud de la Presqu'île

 


Sur le flanc sud de la presqu’île de Toénot, on peut observer le contact entre 2 granites :

-  le granite externe rose à gros grains ;

 - le granite intermédiaire à grains fins, de couleur gris-rosé.Il contient les feldspaths microcline et     plagioclase, du quartz et de la biotite.

 


2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--10-.jpg

 

Granite rose à gros grains de type "La Clarté"

 

 

2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--8-.JPG

 

Granite rose à  grains fins


 Le granite à grains fins contient des enclaves du granite à gros grains, lui-même contenant des enclaves basiques sombres, ce qui montre l’antériorité de mise en place de ce dernier. Ces enclaves sont anguleuses et leur contour est rectiligne. Ceci veut dire que le granite à gros grain était totalement refroidi et solidifié lorsque le granite à grains fins s’est mis en place, en force, sous pression.

 

2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--4-.JPG

 

Enclaves de granite à gros grains et de roche basique

dans le granite intermédiare rose à grains  fins

 

 

 

2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--3--copie-1.JPG

 

Enclave de granite à gros grains dans le granite intermédiaire 

 

 

Sur la façade ouest ,quelques filons  de kersantite, roche magmatique sombre, microgrenue, riche en mica noir, peuvent être observés dans les enclaves de granite à gros grains.Ils sont donc postérieurs à celui-ci et antérieurs à la mise en place du granite intermédiaire.

 

 


2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--16--copie-1.JPG

 

Estran et falaise de l'ouest de la presqu'île

 

 

 

2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--21-.JPG

 

Filon de kersantite dans le granite rose à gros grains

 


2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--13-.JPG

 

 

Le groupe de l'AVG progressant vers le nord de la presqu'île de Toénot

 


Au  nord-est de la presqu’île, un nouveau contact entre 2 granites peut être observé, mais cette fois-ci entre le granite intermédiaire et un granite gris clair, le leucogranite de l’Île-Grande qui, lui, ne contient pas d'enclaves.

Une ancienne petite exploitation littorale au nord-est de la presqu'île permet de bonnes observations. Des amas sombres correspondent à de la cordiérite totalement pinitisée (mélange de micas, de chlorite et de quartz).

 

 

2012.AVG.Tregor.3.jpg

 

Le granite gris clair de l’Île-Grande ( leucogranite) au niveau d'une carrière littorale

 

 

2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--26-.JPG

 

Le granite gris clair de l’Île-Grande ( leucogranite) 

 

 

L'une des particularités de ce leucogranite est de présenter deux variétés de micas

- un mica de couleur noir mordoré, riche en fer : le mica noir ou biotite ;

- un mica blanc nacré : le mica blanc ou muscovite.

 

Ce granite gris clair se caractérise également par des amas sombres correspondent à de la cordiérite totalement pinitisée (mélange de micas, de chlorite et de quartz).

 

 

2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno--28-.JPG

 

Amas sombre de cordiérite pinnitisée au sein du leucogranite, à la loupe.

 

 

 

Des intrusions granitiques successives

 

 

La coupe géologique du massif granitique de Ploumanac'h permet de mieux comprendre les intrusions successives des trois principaux types de granite que l'on observe sur la Presqu'île de Toénot.


2012.AVG.Tregor.3.Ile-Toeno-.coupe-geol.-2-.JPG

 

Coupe géologique simplifiée du massif granitique de Ploumanac'h ( d'après M.Barrère )

 

 

 

1.Dans un premier temps, le granite rose externe à gros cristaux se met en place pour constituer l'essentiel du massif, au contact direct avec les roches métamorphiques encaissantes que l'on peut observer à PorsRaden, à l'île Milliau et au Ranolien (voir sites n° 1, n° 2 et n° 9). La formation de ce granite est associée  à celle des roches basiques ( gabbros)  bien visibles à Trégastel, au fond de la baie de Sainte-Anne ( site n° 6}.

 

2.Au cours d'une deuxième étape, un granite intermédiaire moins rosé et à grains plus fins s'injecte dans cette première masse de granite rose déjà refroidi, formant dans le massif une sorte de couronne intermédiaire.

3.Dans un troisième temps , une lame constituée de deux variétés de granites internes , gris clair , vient occuper le centre du massif.


 


 

4. L'Île Grande


Les 2  types de granites internes et leur exploitation

 

 

 

A l'ouest et au nord de l'île Grande, le rivage est très fortement entaillé de nombreuses excavations qui témoignent de l'intense exploitation du granite, du début du 20ème siècle à la fin des années 1940.L'exploitation du granite y est totalement abandonnée depuis 1989.

 

2012.09.AVG.Tregor.4.Ile-grande---18-.JPG

 

Ancienne carrière littorale de granite

 

Ces zones d'extraction entament, sur une dizaine de mètres de hauteur, un granite gris-blanc à grain relativement fin, particulièrement riche en muscovite qui voisine avec un autre mica , la biotite. Ce granite gris clair à deux micas est qualifié de leucogranite.

Il est relativement homogène, ne montrant pas d'enclaves des granites rencontrés précédemment. Sa composition minéralogique est la suivante : quartz, microcline, plagioclase (albite à oligoclase), biotite, muscovite, cordiérite. Ces deux derniers minéraux attestent du caractère hyperalumineux de la roche et de son origine crustale ( magma issu de la fusion de la croûte terrestre) . Apatite, zircon et tourmaline complètent la minéralogie.


2012.09.Tregor-0303-copie.jpg

 

Granite à 2 micas de l'ïle Grande , observé à la loupe

 

 

De nombreux blocs de granite à deux micas , de toutes dimensions , jonchent l'estran.Modelés par l'érosion marine en énormes galets  , rassemblés en cairns,ils contribuent au pittoresque du paysage côtier au voisinage de la carrière de Castel-Erek..

 

2012.09.AVG.Tregor.4.Ile-grande---5-.JPG

 

2012.09.AVG.Tregor.4.Ile-grande---4-.JPG

 

Accumulation  et assemblages insolites de gros galets de granite 

 


A l’ouest, à quelques centaines de mètres de la maison de la LPO, l'ancienne carrière de Castel-Erek, ennoyée et isolée du large par un mur épais, entame un granite gris-bleuté à un seul mica , la biotite.

 

2012.09.AVG.Tregor.4.Ile-grande---31-.JPG

 

Ancienne carrière de Castel-Erek et maison de la Ligue de la Protection des Oiseaux ( LPO)

 

 

2012.09.Tregor-0315.JPG

 

Granite gris-bleuté à un seul mica , la biotite

 

 

 

Le contact entre les deux granites de l'Ile Grande peut s’observer à marée basse sur le platier rocheux en contre-bas du mur de la carrière de Castel Erek. Vertical, il est sinueux, lobé, ce qui montre que le granite externe à 2 micas recoupe le granite interne à  biotite et ce qui dénote un milieu encore chaud et plastique.

 

2012.09.AVG.Tregor.4.Ile-grande---38-.JPG

 

Carrière littorale de granite gris-bleuté à biotite

 

 

2012.09.AVG.Tregor.4.Ile-grande---33-.JPG

 

 

 

 

 

 

 2ème partie 

 

 

Dimanche 9 septembre 2012

 

 

 

 

5. Grève blanche et Grève rose ( Trégastel )

 

Enclaves au sein du granite

 

 

 

2012.09.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--33--copie-1.jpg

 

La Grève blanche

 

 

 2012.09.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--10-.JPG

 

Extrémité occidentale de la Grève blanche

 

2012.09.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--3-.JPG

 

Exposé d'Yves Cyrille sur  les inclusions de gabbro dans la masse granitique

 

 

Présentes à différents endroits du massif de Ploumanac'h, les enclaves de roches qui apparaissent dans la masse granitique sont bien visibles sur les nom­breux affleurements rocheux que l'on peut rencontrer depuis la Grève Blanche jusqu'à la Grève Rose.

 

 

♦  Les enclaves de gabbros de la Grève blanche

 

 

À l'extrémité occidentale de la Grève Blanche, les enclaves de teinte sombre, sphériques ou ovoïdes, le plus souvent de petite taille , sont accompagnées de quelques  filons de même nature. Elles sont constituées de gab­bro, roche magmatique à composition basique qui affleure beaucoup plus largement dans le fond de la baie de Sainte­  Anne.( site n°6) .

 La mise en place de ses enclaves de gabbros s'est effectuée en association étroite avec le granite sans aboutir à un véritable mélange entre le magma granitique et le magma basique.

 

 

P1060274-copie-1.JPG

 

Enclaves  sombres de gabbro dans la masse granitique


P1060282-copie.jpg

 

Filons de gabbro dans la masse granitique

 

2012.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--13-.JPG

 

 

Les enclaves de gabbro  contiennent souvent de nombreux cristaux roses de feldspath potassique, certains à structure rapakivi*, qui ont été mécaniquement introduits dans le magma basique non encore refroidi, la composition chimique de ce dernier ne permettant pas la cristallisation du feldspath potassique.

structure rapakivi : les cristaux de feldspath présentent un coeur rosé de feldspath orthose et une couronne blanchâtre de felspath oligoclase. 

 

2012.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--15-.JPG

 

 

La mise en place des enclaves de gabbro s'est effectuée en association étroite avec le granite .Il y a eu mise en présence de deux magmas à la viscosité voisine, un basique (les enclaves sombres), un acide (le granite rose), le mélange n'étant pas totalement réalisé.

 

 

 

♦  Les enclaves de roches sédimentaires de la Grève rose

 

 

En se dirigeant vers le sud, les rochers que l'on peut ren­contrer de la Grève Rose à Toul Bihan montrent un deuxième type d'enclaves, généralement plus claires, beau­coup plus grandes, aux contours nets et toujours anguleux. Il s'agit cette fois de roches sédimentaires probablement arrachées à l'encaissant du magma granitique au moment de la mise en place de ce dernier il y a 300 millions d'an­nées. La stratification, parfois légèrement plissée, y est sou­lignée par l'alternance de niveaux sombres et de lits plus clairs parfois interrompus par de petites structures perpen­diculaires interprétées comme des terriers fossilisés de vers marins. 

 

2012.09.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--28-.JPG

 

Enclave de roches sédimentaires arrachées à l'encaissant du magma granitique

 

 

2012.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--22-.JPG

 

Enclave de roches sédimentaires finement stratifiées et légèrement plissées

 et structures recoupant la stratification interprètées comme des terriers fossiles de vers marins    

 

2012.AVG.Tregor.5.Greves-blanche-rose--24--copie.jpg     

 

 

 

 

 

6. Baie de Sainte-Anne à Trégastel

 

Gabbros et granites

Coexistance de deux types de magmas

 

 

 

2012.AVG.Tregor.6.Baie-Ste-Anne--1-.JPG

 

Baie de Sainte Anne

 

 

La descente depuis le remblai vers l’estran permet d’atteindre les affleurements rocheux dont la couleur sombre tranche nettement avec celle du granite rose tout proche. 

 Il s’agit de gabbros à grain fin, plus ou moins en forme de boules enveloppées dans une matrice de granite rose porphyroïde.


 2012.AVG.Tregor.6.Baie-Ste-Anne--3-.JPG

 

Affleurement de gabbros en boules séparées par une matrice de granite porphyroïde

 

 

2012.AVG.Trégor.6.Baie Ste Anne (6) copie

 

"Boules de gabbro" enveloppées de granite rose à gros grains

 

2012.AVG.Trégor.6.macro

 

Gabbro sombre microgrenu et granite clair porphyroïde

 

Gabbro et granite sont des roches magamatiques plutoniques c'est-à-dire des roches résultant de la cristallisation d'un magma en profondeur , sous l'effet d'un refroidissement lent.

Ces deux roches de compositions minéralogiques différentes sont issues de deux magmas aux compositions chimiques différentes:

- le gabbro est engendré par un magma basique ( relativement pauvre en silice) .Il est constitué fondamentalement de felspaths plagioclases et de pyroxènes.Le gabbro de la baie de Ste Anne est un gabbro-norite à deux pyroxènes.

- le granite provient d'un magma acide ( relativement riche en silice) .Ses principaux minéraux sont le quartz , les feldspaths alcalins et plagioclases et le(s) mica(s).Le granite de la Baie de Ste Anne est un granite rose porphyroïde à gros cristaux de felspath orthose.

 

 

♦ Erosion

 

2012.09.Tregor-8009.JPG

 

Altération superficielle en pelure d'oignon de boules de gabbro

 

 

 

♦  Extension des gabbros

 

2012.AVG.Tregor.6.Baie-Ste-Anne--19-.JPG

 

 

Ces gabbros occupent une surface plus importante que ces simples rochers,se prolongeant à l'ouest dans des affleurements situés dans les propriétés voisines de la route, au sud dans les affleurements du fond de l'anse et surtout dans les terres en direction du bourg de Trégastel (Poul Fich, Toul al Lann).

Par ailleurs, les données gravimétriques montrent que l'association du granite et du gabbro occupe en profondeur un volume important.

 

 

 

♦ Des indices sur la génèse du gabbro et du granite

 

Dans certains blocs , le granite renferme de nombreuses enclaves de gabbro dont les contours souples , lobés et sinueux  , indiquent la coexistence du magma granitique et du magma basique qui se sont mis en place dans le même temps , il y a environ 300 millions d'années.Ces contours restant nets , non progressifs , permettent de penser qu'il n'y a pas eu de véritable mélange entre ces deux magmas , probablement en raison de leurs températures et de leurs compositions chimiques différentes. 

Lors de leur mise en place , les deux magmas  avaient une viscosité proche et étaient dans un état magmatique similaire.

 

P1060306-copie.jpg

 

Enclave de gabbro , au contour net , arrondi et lobé , dans le granite

 

 

- Certains blocs de gabbro , plus clairs , sont riches en cristaux isolés de felspath orthose identiques à ceux du granite.Le chimisme global de cette roche  est celui d’une granodiorite, roche hybride entre gabbro et granite.

 

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Cristaux de felspath orthose dans un gabbro clair de composition granodioritique

 

La composition chimique du magma basique ,pauvre en silice,ne permettant  pas la formation du felspath orthose , on doit admettre que les cristaux d'orthose proviennent du magma granitique voisin ( cristaux xénomorphes , étrangers au gabbro).Après leur cristallisation dans le granite,ils ont été mécaniquement injectés dans le magma basique.Cela n'a pu se faire que si le gabbro lui-même était sous un état magmatique, liquide.

 

Les cristaux automorphes de feldspath potassique sont fréquemment arrondis, bordés d’une fine couronne réactionnelle de plagioclase (oligoclase) blanc laiteux. Cette texture rapakivi, déja rencontrée sur le site n°5, est issue d’une réaction entre le magma basique et le cristal de feldspath, celui-ci, instable, ayant continué à croître en changeant de composition pour passer de celle d’un feldspath potassique à celle d’un feldspath plagioclase calco-alcalin.

 

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      Structure "rapakivi" dans un gabbro clair  de composition granodioritique

 

 

- Les gabbros clairs granodioritiques contiennent également des cristaux de quartz entourés par une auréole réactionnelle noire de pyroxène.Ces structures particulières sont dénommées "ocelles".


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"Ocelles" de quartz auréolés de pyroxène

 

Le magma basique à l'origine du gabbro, déficitaire en silice , ne peut pas fabriquer de quartz.Les cristaux de quartz proviennent donc du magma granitique ; instables dans le magma basique , il réagissent avec lui pour former une auréole de pyroxène.

 

Les cristaux de felspath orthose et de quartz contenus dans le gabbro étaient en cours de cristallisation dans le magma granitique quand ils ont été injectés dans le magma gabbroïque.Le granite rose n'était pas encore entièrement cristallisé .


Bilan :


- Le magma acide à l'origine du granite rose à gros grains et le magma basique à l'origine du gabbro sont contemporains.

- Ces deux magmas ne se sont pas mélangés.

- La présence simultanée et les relations de ces deux magmas permettent d'estimer la température de mise en place de ces magmas entre 800 et 900 °C.

 

 

 

 

7. Les rochers de Tourony - Trégastel

 

Des figures de mouvements magmatiques

 

 

 

 

 

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Vue panoramique ,depuis le remblai, de la plage de Tourony

 

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Les Sept îles ,au loin dans la brume , et le chateau de Costaérès 

 

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Le groupe de l'AVG se dirige vers le nord-ouest de la plage

 

 

Encadrant à l'ouest comme à l'est la plage de sable de Tourony, les rochers constitués de granite rose à gros cristaux sont parcourus de nombreuses traînées sombres  dessinant ainsi toute une gamme de figures sous forme de rubans ,de spirales, de tourbillons  isolées ou regroupées en faisceaux.


Ces figures de traînées sombres sont parfois regroupées sous le terme d'origine allemande de schlieren.

 

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2012.09.AVG.Trégor.7.Plage de Tourony (12) 

 

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2012.09.AVG.Trégor.7.Plage de Tourony (21)

 

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Différentes figures formées par les traînées sombres dans le granite



Ces traînées sombres sont constituées par des minéraux ferromagnésiens , principalement de biotite et accessoirement de l'amphibole.

 

 

 2012.09.AVG.Trégor.7.Plage de Tourony (11) copie

 

      Traînée noire formée principalement par un mica noir , la biotite

 

Sachant que les minéraux ferromagnésiens cristallisent avant le quartz et les feldspaths dans le magma granitique , on peut interpréter ces traînées noires comme la marque des mouvements qui animent le magma granitique ,au sein de la chambre magmatique, avant sa cristallisation totale.

 

 

 

À l'échelle du massif, ces concentrations minérales bien particulières s'observent à différents endroits mais le plus souvent dans la couronne périphérique, à proximité du contact avec le socle gneissique dans lequel le granite rose s'est mis en place. Elles témoignent encore aujourd'hui de l'origine magmatique du granite, près de 300 millions d'années après sa cristallisation à plusieurs kilomètres de profondeur au sein de la croûte terrestre.

 

 2012.09.AVG.Trégor.7.Plage de Tourony (25) carte

 

Localisation des schlieren dans les granites à gros grain (d'après Barrière, 1976)

( Jean Plaine)

 

 

 

 

8. Une carrière de la Clarté  -  Perros-Guirec

 

Exploitation du prestigieux granite rose

 

 

 

Officiellement exploité depuis le tout début du xxe siècle, le prestigieux granite rose qui a donné son nom à une partie du littoral trégorrois constitue un matériau réputé pour ses qualités ornementales, en particulier dans le domaine de l'architecture et dans l'industrie funéraire. Il est exporté dans de nombreux pays européens et dans le monde entier, notamment aux États-Unis,en Chine , au Japon et au Cameroun. 

 L'industrie extractive du granite , abandonnée sur le littoral, est encore bien présente au sein du massif de Ploumanac'h, dans l'un des plus grands bassins granitiers bretons, le bassin de La Clarté , le plus réputé à l'étranger pour la qualité esthétique du matériau qu'il fournit. 

 


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Granite rose à gros grains type "La Clarté"


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Localisation de la Clarté , au nord-ouest du complexe granitique de Ploumanac'h

 

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Vue satellitaire des carrières de la Clarté ( point jaune : carrière observée)  

 

 

La vue satellitaire montre un paysage entaillé par d'impressionnantes carrières ouvertes dans le granite rose et dont la profondeur dépasse souvent les 50 mètres. 

L'exploitation est aujourd'hui entre les mains de 5 sociétés.

 

 

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Entrée autorisée mais limitée pour le groupe de l'AVG

 

Avec l'autorisation et la clé de l'exploitant , Yves Cyrille nous a permis d'observer la carrière à partir d'un secteur périphérique délimité et sécurisé.

 


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Vue panoramique sur la carrière B.G.P de  Yves GAD et Fils

 

 

" Après enlèvement de quelques mètres de terre et de roche altérée, apparaissent de puissantes masses granitiques pratiquement exemptes de défauts.
Les fronts de taille y montrent des enclaves sombres et des traînées micacées (les "crapauds" des carriers) classiques dans ce type de granite.

En dehors d'un intérêt dans l'approche des techniques modernes d'extraction, les carrières de la Clarté offrent un grand intérêt géologique du fait de la beauté et de la diversité des paragenèses développées durant les stades ultimes de l'évolution du granite externe

Dans sa masse , le granite montre des accidents aplito-pegmatitiques qui correspondent à des poches difformes individualisées au sein de la roche en fin de cristallisation; dans celles-ci ce sont accumulés le magma et les liquides résiduels qui ont donné naissance en leur centre à des cristaux souvent pluridécimétriques de microcline rouge, de quartz hyalin, de lamelles de biotite, de baguettes noires de hornblende et de rares allanites. Ces pegmatites sont aussi réputées pour renfermer des lamelles de molybdénite."

Texte de Jean Plaine

 

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Lamelles de molybdénite

( photo Jean Plaine)

 

 

2012.09.AVG.Tregor.8.Carriere-Clarte--8--pg3.JPG

 

Pegmatites graphiques 

( photo Jean Plaine)

 

 


 

9. Sentier du Ranollien - Pors Rolland 

 Perros-Guirec

 

 

Contact entre gneiss encaissants très anciens  et  granite de Ploumanac'h 

 

 

 

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Situation du secteur exploré

 

 

Du sentier littoral du Ranolien au chaos granitique de Pors-Rolland , nous observerons sur l'estran , un remarquable contact géologique entre des gneiss très anciens  et le granite rose de Ploumanac'h.

 

 

♦  Gneiss très anciens du Ranolien

 

 

Au début du parcours , ce sont des gneiss lités très anciens qui constituent l'essentiel du platier rocheux.

 

2012.09.Tregor-8024.JPG

 

      Vue de l'estran , entre la Grève Saint Pierre et  Pors-Rolland

Platier rocheux formé de gneiss lités très anciens

 

 

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Gneiss lités de plus de 2 milliards d'années observables sur l'estran

 


Les gneiss lités forment une bande étroite séparant deux massifs granitiques :


- l'un des  massifs ,affleurant depuis Perros-Guirec jusqu'à l'îlde de Bréhat ,s'est mis en place il y a environ 615 millions d'années au cours de l'orogenèse cadomienne ;

- l'autre massif , à peine âgé de 300 millions d'années , occupe un espace plus ou moins circulaire entre Ploumanac'h et Trébeurden.

 

Les gneiss lités présentent le plus souvent des alternaces de bandes de plusieurs mètres d'épaisseur , de composition variées , depuis des niveaux relativement clairs jusqu'à des zones beaucoup plus sombres.

Ces gneiss sont des témoins d'un volcanisme relativement ancien  dont le matériel aurait été plus ou moins mélangé à des sédiments détritiques  avant d'être métamorphisé au cours des temps géologiques.

Leur âge est inconnu mais ils sont considérés comme l'encaissant des gneiss oeillés icartiens ( site n°1 ) datés de 2 milliards d'années et donc encore plus anciens.


 

Les gneiss lités sont recoupés par des filons.


 

2012.09.AVG.Trégor.9.Pors Rolland.Ranolien (4)

 

Danse d'Yves Cyrille sur  les filons traversant les gneiss anciens

 

 

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Gneiss très anciens recoupés  par un filon de dolérite et deux  filons de granite rose

 

Les gneiss lités très anciens sont ici recoupés dans un premier temps par un filon sombre de dolérite* puis dans un deuxième temps par des  filons de granite rose  provenant du massif de Ploumanac'h.

Ces filons peuvent être interprétés comme des filons d'alimentation magmatique ( granitique et gabbroïque) de l'auréole externe du Complexe de Ploumanac'h.

 

*Dolérite : roche magmatique microgrnue à composition basique et de couleur sombre se mettant en place souvent sous forme de filons.    


 

 

♦  Chaos de granite rose de Pors-Rolland

 

 

 

 

En progressant vers le Nord ,sur le sentier du douanier , nous pouvons constater un changement de nature des roches de l'estran : les gneiss anciens sont remplacés par du granite rose à gros grains formant de magnifiques chaos.

 

 

 

2012.09.Tregor-8026-copie-copie.jpg

 

Les chaos granitiques de Pors-Rolland

 

 

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Chaos granitique du château montrant de nombreuses diaclases qui découpent le granite

 

 

Comme toutes les roches présentes à la surface de la Terre, le granite est soumis à des phénomènes d'altération et d'érosion qui modèlent progressivement le paysage au cours du temps.

 

Ici, les nombreux chaos et rochers présents permettent d'illustrer parfaitement ces phénomènes dans un site exceptionnel qui contribue fortement à la renommée de la Côte de Granite Rose.

 

Le granite est une roche d'origine magmatique dont la lente cristallisation en profondeur est suivie par sa rétraction et par l'apparition d'un réseau de fractures : les diaclases.


Ainsi, lorsque le granite apparaît en surface quelques millions d'années plus tard, alors que les terrains superficiels ont été décapés par l'érosion, ces diaclases qui découpent la roche en différents blocs canalisent la circulation des eaux de ruissellement. Ces dernières provoquent par conséquent l'altération chimique et l'érosion mécanique de la roche qui se désagrège en surface mais également le long des fractures.

 

 

 

Formation-chaos-granitiques.jpg

 

 

 

Les blocs s'arrondissent alors et s'individualisent progressivement.

 

Dans les diaclases, l'arène qui résulte de la décomposition de la roche est constituée de nombreux grains de quartz à peine corrodés, de quelques cristaux de feldspaths plus ou moins altérés , de  rares paillettes de micas très dégradées et de minéraux argileux.

 

Cette arène est progressivement évacuée, toujours sous l'action des eaux de ruissellement, ou de la mer sur le littoral, tandis que les blocs s'écroulent par gravité pour former des chaos ou des rochers isolés. Ils émergent aujourd'hui de la lande avec parfois des formes étranges !

 

 

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(Photo Robert Bousquet)

 

 

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(Photo Robert Bousquet)

 

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(Photo Robert Bousquet)

 

      Jean CHAUVET -AVG

 

 

 

 

Bibliographie :   


 ♦ Joyau géologique du Trégor, le magmatisme composite du complexe granitique de Ploumanac'h

par Jean Plaine  -  http://ens.univ-rennes1.fr/geologie/granite-ploumanach/

♦ Guide Géotourisme en Côtes-d'Armor -Pierre Graviou - Editions Biotope.

♦ Curiosités géologiques du Trégor et du Goëlo - Patrick Graviou et Christophe Noblet - BRGM éditions.

 

 

 

 

 

 3ème partie 

 

 

Architecture et formation du complexe granitique de Ploumanac'h

 

lien :   Sortie géologique de l'AVG sur la côte de Granite rose - Partie 3

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25 juin 2012 1 25 /06 /juin /2012 11:53

 

 

La sortie de l'AVG du 3 juin 2012  dans le Pays d'Olonne , organisée par Jean-Luc et Monique Narcy avec la collaboration de Hendrik Vreken , Camille Joly ,Christian Raffin et Jean Chauvet , comprenait 3 thèmes :

 

Thème 1 : Métamorphisme et Tectonique sur les sites de Sauveterre et de l'Anse de Chaillé;

Thème 2 : Paléo-palynologie et botanique sur le site du marais des Bourbes .

Thème 3 : Les salines de l'île d'Olonne.

 

 

Carte géologique n°-copie-1

 

 

Thème 3 : Visite des salines de l'île d'Olonne

 

 

 

 

Le sel gemme (NaCl), halite pour les géologues …

 


est une roche sédimentaires dont la  sédimentation est exclusivement chimique : la halite fait partie des évaporites. La spécificité des évaporites tient en particulier à une propriétés majeure: la solubilité.

La solubilité est de 360 g/l pour le NaCl. Par comparaison deux autres évaporites, le gypse (CaS04, 2H2O) et la sylvite (KCl), également en solution dans l’eau de mer ont des solubilités de 3 g/l et 570 g/l.

La halite est une roche et pourtant son exploitation, lorsqu’elle se fait en marais salants est réglementée par le ministère de l’agriculture !

 


La production du sel

 

Le sel est en fait produit selon trois méthodes principales : l’extraction à sec en mine souterraine à partir du sel ancien (sel de terre), l’évaporation des saumures par une source de chaleur (sel ignigène) et l’évaporation dans les marais salants (sel solaire) … ce qui nous intéresse aujourd’hui !

 

La technique du marais salant, ici à l’Ile d’Olonne … comme à Guérande ou Ré, Oléron


 marais-salants-1.jpg

 

 


La technique du marais salant consiste à utiliser l’énergie solaire du soleil et du vent pour évaporer et concentrer l’eau salée par évaporation fractionnée qui permet de récupérer le chlorure de sodium et d’évacuer les autres composants indésirables, comme les particules solides ou les minéraux moins solubles (carbonates et gypse) qui précipitent avant le sel.

Pour cela les salines sont organisées en un assemblage complexe  de petits bassins  peu profonds, appelés sur les marais de l’Ile d’Olonne, loires et métières, dans lesquels l’eau de mer pénètre depuis le Havre de la Gachère, ou bien les écluses de La Rocade et de  la Bauduère (écluses ouvertes à marée haute au moment des « prises »), le mini fleuve Vertonne, puis les cordes et coursives.

Au cours de son parcours de concentration dans les loires et métières, l’eau salée est progressivement délestée des composants les moins solubles, et les saumures finales « eaux mères » ne contiennent plus que du chlore et du sodium associés aux éléments  les plus solubles (magnésium, potassium et sulfates en excès). Les eaux mères sont conduites au long de talus, tapes et contre-tapes vers les tables salantes, brassious et œillets où le sel gemme peut précipiter, les autres éléments demeurant encore en solution. Le sel est alors extrait, fleur de sel flottant en surface, et gros sel tombant au fond. Les saumures résiduelles « eaux filles » chargées en éléments indésirables sont évacuées des tables salantes et rejetées vers les loires.

Loires, métières, tapes, brassious et aires salantes sont des espaces finement ciselés par le saunier en marches d’escalier à des niveaux différents de profondeurs croissantes et d’épaisseurs décroissantes. Les œillets n’offrent à l’évaporation qu’une tranche d’eau saumâtre de 2 ou 3 cm, à environ 0,50 cm en dessous de la cote des loires. La circulation se fait par gravité. Des vannes sont ouvertes ou fermées selon les besoins et le  savoir-faire du saunier.

 


Composition de l’eau de mer

 


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Cristallisation des minéraux évaporitiques

 

 

La cristallisation s’effectue donc par ordre de solubilité croissante. Ce qui est le moins soluble cristallise en 1er : gypse, puis halite et enfin si l’on laissait faire sels de potassium et de magnésium.

      Claire Koenig, dans un article sur le site de Futura-Sciences, (cliquer ici), décrivant les marais de Guérande, mais qui s’applique bien entendu à notre site déroule la « séquence d’évaporation :


  • Les premiers sels qui se déposent sont le calcaire et la dolomie à partir d'une concentration en NaCl de 30g/litre.

 

  • Puis le sulfate de calcium sous forme hydratée : le gypse. La précipitation commence à une densité de 1,109 soit une concentration de 150g de NaCl/litre 80% de ce sel est cristallisé quand commence...  

 

  • la cristallisation du chlorure de sodium à d = 1, 216, soit une concentration de 350 g de NaCl/litre. Dans les marais salants la précipitation est arrêtée volontairement quand la densité atteint, par exemple, 1,262. La saumure contient alors 40 g/l de magnésium.

 

Le sel qui cristallise au delà est amer et l'évaporation devient trop lente. Les eaux sont donc évacuées. Pour produire 1 kg de sel il faut environ 37 kg d'eau de mer dont 90% sont évaporés avant cristallisation, 7% pendant la cristallisation et 3% d'eaux mères sont rejetées ».


  Le soleil, le vent et le savoir-faire du saunier sont des facteurs importants. Il ne faut pas néanmoins  oublier l’aridité, ou la sécheresse de l’air qui est un facteur essentiel.

 

 

marais-salants-3.jpg

 

 

 

 Facies cristallins

 

            La figure ci-dessous illustre les principaux facies cristallins de la halite et leur mode de formation. Les trémies cristallisent à la surface des saumures la pointe vers le bas et demeurent maintenues. Elles s’assemblent ensuite pour former des voiles délicats à la surface des saumures, « la fleur de sel ». Ces voiles fragmentés par l’agitation du milieu et alourdis par la précipitation d’autres cristaux d’halite, forment des radeaux qui s’enfoncent dans les saumures  et sédimentent sur le fond. Les plaquettes (trémies rectangulaires) ainsi qu’une partie des cubes à faces creuses (trémies cubiques) précipitent directement dans les saumures et s’accumulent sur le fond pour former « le gros sel ».

 


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D’où vient le sel de la mer ?


Les éléments de l’eau de mer ont une double origine : l’érosion des masses continentales et les apports du volcanisme océanique au cours de l’histoire de la Terre et notamment de sa période la plus ancienne.

 


Les salines de Guérande, de l’Ile de Ré et de Noirmoutier ont-elles à craindre la concurrence de celles de l’Ile d’Olonne ?


            Pas forcément, encore qu’il y a beaucoup à dire sur la beauté du sel de l’Ile d’Olonne.Le sel y est récolté beaucoup plus blanc que partout ailleurs. Un coup de main spécial sans doute …

 


Vues de haut et de loin, ou bien vues de très près les marais de l’Ile d’Olonne offrent un paysage et un visage éblouissants

 


marais-salants-5.jpg

 

 

 

Sources


            Les quelques mots ci-dessus sont pour une grande part extraits de l’ouvrage de Jean-Marie Rouchy et al. « Les Evaporites » , Société Géologique de France/Vuibert août 2006

            Les photographies aériennes depuis Ulm sont l’œuvre de Françis Leroy et sont visibles sur son site, imag.in.air, en cliquant ici. Les photos au sol ont été prises il y a longtemps, longtemps par Marcel Rabiller. Merci Marcel, merci Françis !

            Maintenant, pour tout savoir sur le sel et les marais salants sans pour autant s’aventurer très loin, il convent de se référer à l’excellent article de notre collègue de l’AVG Claire Koenig dans Futura-Sciences (cliquer ici), ou le compte-rendu d’excursion en Presqu’ile guérandaise du Congrès de l’A.P.B.G. de 1978, qu’il ne doit pas être si difficile que ça de se procurer…

 


 Le thème 4 était l’excellente surprise (le secret avait été bien gardé) ...

 

            … pour tout le monde d’accéder à la super collection minéralogique de notre excellent ami Gérard Hamaide accessible à partir de son jardin, roseraie de roses anciennes en bordure des marais salants de l’Ile d’Olonne !  

 

 

           Article de Jean-Luc Narcy

 

 

 

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25 juin 2012 1 25 /06 /juin /2012 10:41

La sortie de l'AVG du 3 juin 2012  dans le Pays d'Olonne , organisée par Jean-Luc et Monique Narcy avec la collaboration de Hendrik Vreken , Camille Joly ,Christian Raffin et Jean Chauvet , comprenait 3 thèmes :

 

Thème 1 : Métamorphisme et Tectonique sur les sites de Sauveterre et de l'Anse de Chaillé.

Thème 2 : Paléo-palynologie et botanique sur le site du marais des Bourbes .

Thème 3 : Les marais salants de l'île d'Olonne.

 

 

 

Carte-geologique-n--copie-1.jpg

 

 

 

 

 

Thème 2  : Le Marais des Bourbes de l'Allerie ( site 4) 

 

 


Le site 


Il s’agit d’un marécage doux d’arrière dune, se développant dans une dépression d’environ 20 ha.Il prend place sur un socle calcaire du Jurassique au niveau d’une zone d’effondrement ou de broyage hypothétique.Il est alimenté par une arrivée régulière d’eau douce dont on ne connait pas l’origine : source ? Résurgence ? Accumulation des eaux de pluie arrêtées par la dune ?

 

Coupe marais des Bourbes


Coupe géologique théorique au niveau du marais des Bourbes.

 

 

 


La végétation 

 

L’intérêt botanique de ce marais repose sur une confrontation entre le milieu dunaire maritime qui l’entoure et le milieu aquatique d’eau douce qui le compose, avec parfois des mélanges entre une végétation typiquement dulcicole et des espèces maritimes.

 

Sa végétation peut être résumée en trois grands types de groupement écologique :


  • Cariçaie sous aulnaie-saulaie, aulnaie dominante (partie sud et ouest) ;

 

  • Typhaie ouverte bordée d’aulnes (Alnus glutinosa) et de saules (Salix atrocinerea) (partie centrale) ;

 

  • Symétrie des groupements avec de l’intérieur vers l’extérieur : cariçaie, cladiaie (Cladium mariscus, la marisque (roseau), rare en Vendée), phragmitaie et enfin l’aulnaie-saulaie (partie nord et est).

 

Il présente également un important peuplement de la fougère des marais Thelypteris palustris, et correspond à l’une des dernières stations de cette plante en Vendée.

 


végétation marais des Bourbes

Symétrie des groupements écologiques dans le marais des Bourbes dans sa partie nord.

 

 

 

Sans-titre-1.jpg

 

 

 

Evolution 

 

Contexte archéologique et historique

 

 

L'évolution de la végétation du Marais des Bourbes a été reconstitué  grâce à la paléopalynologie. 

" La paléopalynologie ou l'étude des microrestes végétaux fossiles , à savoir les grains de pollen et les spores conservés dans les couches du sous-sol, permet d'appréhender la chronologie d'évolution de la végétation et l'histoire du paysage en relation avec les facteurs climatiques , écologiques et anthropiques " - Camille Jolly.

 

Il a été possible d’observer une alternance d’influences marines et dulçaquicoles mettant en évidence une succession de phases transgressives et régressives, démontrant bien le caractère oscillatoire de la transgression flandrienne. Le Marais des Bourbes est alternativement occupé par un marécage doux à massettes et carex environné d’une aulnaie clairsemée, et par des vasières et une zone humide saumâtre. Durant le bas Moyen-Âge, une importante phase d’ensablement correspondrait à la mise en place de l’édifice dunaire tel qu’il existe aujourd’hui. Le marais évolue ensuite en prairie tourbeuse, progressivement envahie par l’aulnaie et la saulaie.

 

Au cours de l’Âge du Bronze, le système forestier, à l’origine peu conséquent, subit d’importantes phases de défrichement, sans pour autant être accompagnées d’un développement des activités agro-pastorales.

Par contre, à l’Âge du Fer, l’éradication presque complète de la forêt est suivie par une mise en culture des terres autour du marais : céréales, Brassicacées probablement, châtaignier et noyer.

 

L’avancée de la ligne de rivage durant l’Empire romain n’est sûrement pas favorable à l’extension des pratiques agricoles autour des Bourbes, mais des éléments persistants indiquent une culture de céréales, de chanvre, de vigne, de noyer et de châtaignier. Probablement liée au recul de l’influence maritime, le Bas Empire voit une recrudescence des activités agricoles, mais de courte durée. En effet, l’oscillation négative modifie la circulation maritime, et donc commerciale, des marchandises. Ce changement de situation de la région, possiblement conjuguée aux crises de la fin de l’Empire, sont fatales à l’économie locale.

 

Au début du Moyen-Age, le système forestier est touché par de nombreuses phases de défrichements et laisse place à un parcellaire dense de type bocage, sans noter pour autant de développement de l’emprise humaine sur le territoire, qui régresse même légèrement. On note à la fin de la période médiévale une reprise des déboisements qui s’accompagne d’un essor des pratiques agricoles. Il semble néanmoins qu’avec la fondation du port des Sables d’Olonne en 1218, les activités se soient plus concentrées sur le commerce, la pêche et la production de sel que sur les cultures. On peut mettre en exergue celles des céréales, du chanvre (fibre textile : sac de sel et voile), de la vigne et du sarrasin par la suite (fin du Bas Moyen-Âge).

 

Les époques modernes sont d’abord marquées par une pression importante sur l’écosystème forestier, aboutissant à la formation d’un bocage lâche et qui s’accompagne, dans un premier temps, de l’essor du système prairial vraisemblablement lié au pastoralisme puis, dans un deuxième temps, de la progression de la céréaliculture et d’une diversification des espèces cultivées (sarrasin, chanvre, vigne, maraîchage).

 

Quant au Subactuel, cette période correspond à l’observation du développement d’une forêt de pins, plantée au XIXème siècle afin d’assurer la fixation de la dune formée au Moyen-Age, dune qui avançait à l’intérieur des terres. Autour des Bourbes, se pratiquent toujours les cultures de blé noir, de chanvre et de céréales ainsi que le maraîchage. À partir de la fin du XIXème siècle, l’économie régionale se concentrera plus sur les produits de la mer puis sur le tourisme, que sur la production agricole.

 

 


Le diagramme pollinique du Marais des Bourbes est présenté ci-dessous.

 

 

Un diagramme pollinique est une représentation graphique de l'abondance relative des différents grains de pollen et spores au cours du temps.

 


Bourbes-palyno.jpg

 

Article de Camille Joly


 selon sa thèse : 

" Histoire de la végétation dans l'espace centre-ouest  atlantique "

 

 

these-Camille-Jolly.jpg

 


 

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11 juin 2012 1 11 /06 /juin /2012 12:50

 

La sortie de l'AVG du 3 juin 2012  dans le Pays d'Olonne , organisée par Jean-Luc et Monique Narcy avec la collaboration de Hendrik Vreken , Camille Joly ,Christian Raffin et Jean Chauvet , comprenait 3 thèmes :

 

Thème 1 : Métamorphisme et Tectonique sur les sites de Sauveterre et de l'Anse de Chaillé;

Thème 2 : Paléo-palynologie et botanique sur le site du marais des Bourbes .

Thème 3 : Les marais salants de l'île d'Olonne.

 

 

Carte-geologique-n--copie-1.jpg

 

 

 

 

Thème 1 - Site 1 : Falaise en haut de l'estran de Sauveterre 



 

 

Sauveterre-6685a.jpg

Une partie du groupe de l'AVG devant la falaise de Sauveterre

Sauveterre-6695-copie.jpg

Hendrik Vreken en explication devant la falaise de Sauveterre

 

 


Sédimentologie

 

Dans un ensemble de couleur dominante gris-verdâtre constitué de schistes alternant avec des niveaux gréseux et quartziques , on peut observer en certains endroits,   interstratifiés dans les schistes,  de gros bancs de quartz  blanc ( photos 1,2 ) et de « tuffites » (dépôts volcano-sédimentaires tantôt fins tantôt grossiers) de teinte jaune-orangée, ocre, rougeâtre ou lie-de-vin et parfois étirés, boudinés en lentilles ( photo 1,3 ).

  

Sauveterre-6689-copie.jpg

Photo 1 : filon  de quartz et banc de tuffite dans des schistes 

 


DSC05768

Photo 2 : filon  de quartz dans des schistes 

 

 DSC05783.JPG

      Photo 3 : lentille de « tuffites » en haut de falaise

 

 

 Tectonique

 

Failles


La photo 4 ci-dessous montre très clairement que la falaise est faillée et que les failles sont pratiquement verticales. Cette dernière observation peut être généralisée à l’ensemble de la falaise de Sauveterre.

 

 DSC05766

 Photo 4 : faille

 

De l’étude des failles , on peut déduire le mouvement relatif des compartiments qu’elles séparent .La photo 5 suivante est un détail de partie supérieure de la photo 4 .

 

 

DSC05766-copie-copie-1.jpg

Photo 5 : interpétation de la photo 4

 

Elle montre  qu’au voisinage immédiat du plan de la faille verticale qui passe à peu près au centre du cliché et qui coupe une strate de tuffites en deux tronçons a et b, le tronçon "a" présente un crochon de faille dirigé vers le bas et le tronçon "b" un crochon  au contraire dirigé vers le haut , les deux crochons se rejoignant à peu près à mi-chemin.

 

Cette observation permet de conclure de façon certaine que les deux tronçons de « tuffites » a et b sont bien en continuité , qu’ils appartiennent à la même strate et que le compartiment de gauche (qui contient a) s’est soulevé alors que celui de droite  (possédant b), s’est au contraire affaissé. Attention ! Il s’agit d’un mouvement relatif entre les deux compartiments !

 

 

 

Plis et schistosités

 

Non seulement les roches de la falaise sont faillées mais elles sont aussi plissées. Et ces plis peuvent être observés à toutes les échelles !

 

Sauveterre-6363.JPG

Photo 6 : strate de « tuffite » plissée occupant toute la hauteur de la falaise

 

 

DSC05775-copie-copie.jpg

      Photo 7 : portion de falaise vue par la face Nord

 

On remarque très bien sur la photo 7 ci-dessus une succession de lits horizontaux alternativement gréseux brun-jaune et quartziques blancs.Cette alternance est d’origine sédimentaire : elle définit la S0-S (S0 = litage sédimentaire et S1 = schistosité de flux résultant de la diagenèse).Mais dans un plan perpendiculaire au précédent , orienté Nord-Sud, les mêmes strates apparaissent nettement plissées ( photo 8 ).

 

DSC05777-copie.jpg

      Photo 8 : même portion de falaise orientée Nord-Sud


De belles charnières de plis sont visibles ; elles sont ouvertes. Les plis sont pentés vers le Nord ( = plongement Nord) , le pendage de l’ordre de 45° ici (sur le cliché) et leurs axes orientés grossièrement Est-Ouest .Cela suggère fortement un charriage de l’ensemble de la formation constituant la falaise de Sauveterre vers le Sud confirmé par les observations à plus petite échelle.

 

 

 Microtectonique

 

 

Si l’on va voir de plus près ces plis, on peut observer de belles figures de plissement, en particulier au niveau des lits de grès, roche la plus compétente.

 

 

 

Sauveterre-6698-copie.jpg

Photo 9 : schistosité de crénulation et schistosité de fracture 

 


 HV9b-copie-1.jpg

Photo 10 : schistosité de crénulation de plan axial S2


HV9C

 

En d’autres endroits, on peut aussi observer des figures de cisaillement.

 

HV10.jpg

Photo 11 : Figures sigmoïdes et plan de cisaillement de plan axial S2


HV10B.jpg

Interprétation de la photo 11 : Figures sigmoïdes et  cisaillement de plan axial S2

 


HV10C

 

La déformation des lits en figures sigmoïdes (= plis dissymétriques)  à l’intérieur de chaque microlithon est clairement un indice , un marqueur de cisaillement et confirme le déversement vers le Sud de l’ensemble de la formation de la falaise de Sauveterre).

 

 

 


Bilan des observations de la falaise de Sauveterre

 


  • Les roches de la falaise sont toutes plissées : plis à plongement Nord mais de pendage très variable d’un endroit à un autre.

 

  • Les niveaux compétents montrent la superposition de deux plans d’anisotropie S1 et S2 :

- une S0-S1 correspondant au litage sédimentaire (S0) et à la schistosité de flux (S1) due à la diagenèse ; 

- une S2naissante , très inclinée par rapport à la S1, peu pénétrative ; la crénulation peut devenir dissymétrique et la dissolution le long des flancs des microplis induire une schistosité de fracture.

 Mais dans tous les cas, la transposition de la S0-S1 dans la S2n’est que partielle : elle est au stade 4 du document 1 suivant.

 
  • Les plis , à toutes les échelles, indiquent un déversement , un charriage vers le Sud avec cisaillements.

 

  • En revanche, les niveaux pélitiques montrent une transposition plus complète. La foliation S2 est devenue la foliation dominante. Cependant, ces niveaux schisteux, même si leur chimisme le permet, ne présentent aucun minéral de métamorphisme caractéristique de l’entrée dans la mésozone (pas de porphyroblastes de grenat, de biotite, de chloritoïde…). On a donc affaire simplement à des schistes à chlorite ou chlorito-schistes.

 

 

 

HV10-copie.jpg

 

 


HV11.jpg

 

 

HV12.jpg

 

 

 

Auteur : Hendrik Vreken - AVG

Editeur : JC - AVG

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11 juin 2012 1 11 /06 /juin /2012 11:10

 

La sortie de l'AVG du 3 juin 2012  dans le Pays d'Olonne , organisée par Jean-Luc et Monique Narcy avec la collaboration de Hendrik Vreken , Camille Joly ,Christian Raffin et Jean Chauvet , comprenait 3 thèmes :

 

Thème 1 : Métamorphisme et Tectonique sur les sites de Sauveterre et de l'Anse de Chaillé.

Thème 2 : Paléo-palynologie et botanique sur le site du marais des Bourbes .

Thème 3 : Les marais salants de l'île d'Olonne.

 

 

 

      Carte géologique n°-copie-1

 

 

 

Thème 1 - Site 2 : L'estran de Sauveterre ( Les Pierres noires)


 

 

 

Sauveterre-0046.jpg

 

 

 

 

Sédimentologie et minéralogie

 

En allant du Nord vers le Sud, on peut rencontrer les formations suivantes (voir plan détaillé de l’estran ci-dessous) :

 


HV-13.jpg

 Document 2 : Plan détaillé de l’estran de Sauveterre (d’après Mireille TERS)

Les lettres A à Z font appel au texte ci-après    


A.Schistes satinés gris-vert, en lits millimétriques alternativement plus quartzeux ou plus micacés. Des niveaux purement micacés (muscovite), épais de quelques millimètres, y sont intercalés. Ils sont boudinés et forment soit des lentilles de 1 à 2 m de longueur, soit des nodules de 5 à 6 cm égrenés en chapelet dans le plan de la foliation. La roche est criblée de petits grenats spessartine (2 à 7 mm), disséminés ou groupés.

 

Sauveterre-0054-copie-1.jpg  

Photo 1a : schistes à grenat spessartine


B. Grès schisteux, rouges ou jaunes, ferrugineux et micaschistes à muscovite ; on y observe des petits porphyroblastes de biotite de 1 mm. Ils comprennent une intercalation de 8 m de long et de 4 m de puissance, qui contient une dizaine de lits de cinérite bleutée ou violacée et boudinée en chapelets.

 

DSC05791.JPG

 Photo 2 : grès schisteux

 

C. Micaschistes à muscovite, gris perle, à porphyroblastes de biotite de 2 à 5 mm inégalement répartis. Ils comprennent des niveaux gréseux et une lentille de cinérite d'une longueur de 20 m.

 

 DSC05805.JPG

Photo 3 : porphyroblastes de biotite dans le micaschiste

 


 L’isograde Biotite +  a donc été franchi sur le terrain selon la réaction :

muscovite + chlorite + ilménite  → biotite + TiO2 ± feldspath K

 

On est entré dans la mésozone (faciès amphibolite).

 

D. Grès micacés à biotite fine, incluant quatre lentilles de cinérite, en petits boudins de 10 à 30 cm de longueur.


E. Micaschistes à muscovite brillants, avec de nombreux porphyroblastes de biotite.


F. Schistes graphiteux, épais de 8 m, à biotite fine. La matrice de ces schistes est constituée de quartz chargé de matière graphiteuse. Les biotites sont nettement brunes, facilitant leur reconnaissance au microscope par leur pléochroïsme direct.


 G-H-I. Micaschistes gris-clair à porphyroblastes de biotite, grenat almandin-spessartine, staurotide et chlorite primaire. Ces minéraux index sont accompagnés de quartz, muscovite, rutile et ilménite. Ce sont ces micaschistes qui livrent le dernier assemblage minéralogique index sur la coupe des Sables d'Olonne à Sauveterre, pour les roches pélitiques : il est à biotite - staurotide - chlorite ± grenat (Fe,Mn,Mg). La biotite clairement anté-S2 est le plus ancien de ces minéraux. La chlorite est contemporaine de la foliation majeure, finement orientée, parallèle à S2. La staurotide a le caractère le plus tardif par rapport à S2.


 Sauveterre-6705.JPG

Micaschistes gris-clair à porphyroblastes de biotite, grenat almandin-spessartine

 

L’isograde Staurotide +  a été franchi et selon la réaction :

 chlorite + chloritoïde précoce + muscovite →  biotite + staurotide   

 

 

 

 J.Schistes noirs. Dans les niveaux très "argileux" (très altérés) un assemblage rare à chlorite - staurotide (silicate d'alumine), sans biotite, a été observé. Ce silicate d’alumine n’a pas été déterminé à cause de la mauvaise qualité des échantillons récoltés et de la difficulté à en obtenir une bonne lame mince. Il pourrait s’agir de disthène ou d’andalousite. Quel qu'il soit , ce qu’il est important de noter est qu'à ce stade de la coupe, entre Sauveterre et les Sables d' Olonne, ce silicate d'alumine n'est plus en équilibre avec la biotite, c'est-à-dire que l’on ne peut plus l'observer en contact direct avec la biotite.


K. Lentille de pyroxénite à diopside et épidote, imprégnée de tourmaline. La dimension de cette lentille est d'environ 10 m sur 4 m de large.

 

HV15

 Photo 4a : lentille de pyroxénite - vue d’ensemble

 

HV18.jpg

 Photo 4b : lentille de pyroxénite - vue de détail montrant l’aspect « corné » de la roche.

 

L.Lentille de dolomie brune d'une dimension de 8 m sur 2 m .


M.Schistes gris.


N.Schistes en fines lamelles quartzo-micacées, identiques à P et à W.


O.Micaschistes gris fer, à petits porphyroblastes de biotite.


P. Schistes en fines lamelles quartzo-micacées, semblables à N et W, avec des nodules de tourmaline. Ces nodules noirs de 1 à 5 cm de longueur sont également nombreux au mur des marbres dolomitiques, en W. Ils sont effilés aux extrémités et pourvus de queues de quartz. Ces galets sont constitués de schorlite bleu-vert et de quartz. Les grenats almandin-spessartine peuvent être très nombreux. Avec la déformation majeure, ils ont donné naissance à des queues de cristallisations à quartz dans les ombres de pression.


Q.Schistes micacés à grenats.


 R.Schistes gris fer pauvres en biotite.


 T. Micaschistes à muscovite, à gros porphyroblastes de biotite et de chloritoïde (1 à 2 cm) et à petits cristaux automorphes de staurotide (+ quartz, ilménite et rutile). Le grenat almandin-spessartine est rare.

 

Sauveterre 0076 

 Photo 5 : micaschiste à porphyroblastes de grenat , de chloritoïde et de biotite

 

 L’isograde Chloritoïde +  a été franchi selon la réaction :

 staurotide + grenat  → chloritoïde

 

 

U. Micaschistes à porphyroblastes de biotite.

 

V.Bancs de dolomie de 20 m de puissance .

 

W.Micaschistes en fines lamelles quartzo-micacées, identiques à N et P, à nombreuses amandes de tourmalinite et porphyroblastes de biotite, de staurotide et de grenat almandin-spessartine.

 

HV20.jpg

 

Photo 6 : micaschiste à tourmaline, biotite et grenat

 

 HV21B.jpg

 

 Photo 7 : amas de tourmalinite étirés en « boudins » et porphyroblastes de biotite 

 

X-Y-Z. Micaschistes à deux micas, à porphyroblastes de biotite, de staurotide, de grenat almandin-spessartine et rares chloritoïdes. Ces micaschistes sont semblables à ceux qui sont décrits en T.

 

 

 

Bilan des observations sur l’estran de Sauveterre

 

L’estran présente donc un aspect complètement différent de celui de la falaise :

  • Les roches de l’estran sont plus variées : pélites, grès, roches volcaniques basiques et acides, calcaires, etc. 

 

  • Elles sont toutes à plongement Nord comme celles de la falaise mais leur  pendage est plus constant .

 

  • La seule foliation qui y est observable correspond à la S2 . Il n’y a plus de trace de la S0-S1. Les charnières de plis ne sont plus visibles. La transposition de la S0-S1 dans la S2 est par conséquent totale quelque soit la compétence de la roche . On est au stade 8 du document 1 ( Article sur la falaise de Sauveterre)

 

  • Tous les niveaux pélitiques , car leur chimisme le permet , présentent des minéraux de métamorphisme caractéristiques de la mésozone (porphyroblastes de grenat ou de biotite ou de chloritoïde…) qui n’était pas atteinte dans la falaise (épizone).

 

  • La répartition de ces minéraux de métamorphisme attestent d’autre part d’un gradient prograde vers le Sud de type barrowien – 35 à 40°C / km (les isogrades biotite+ , staurotide+ et chloritoïde+ sont franchis sur l’estran même de Sauveterre ; les isogrades disthène+ et sillimanite+ le seront plus au Sud).

 

  •  Enfin, la plupart de ces minéraux sont étirés Est-Ouest (N110°) dans le plan de la S2.

 

 Problème :

 

Comment peut-on alors expliquer les différences constatées entre la falaise et l’estran de Sauveterre?

 

 HV23

 


Explication :

 

 HV24.jpg

Photo 8a : portion de l’estran de Sauveterre au niveau du débouché de la cale bétonnée 

(cliché Géoportail en vraies couleurs)


 HV25

Photo 8b : portion de l’estran de Sauveterre au niveau du débouché de la cale bétonnée

(cliché Géoportail en fausses couleurs)   

 

 

On remarque sur la photo 8b , et comme l’avait constaté et représenté M. TERS sur le document 2 ci-dessus , que les affleurements de dolomie (V) situés en face du débouché de la cale dessinent une nette courbure vers le Sud quand ils abordent le sable de la plage. 

En fait, cette courbure n’est ni plus ni moins qu’un crochon de faille mais à très grande échelle !

 Falaise et estran de Sauveterre  sont en effet séparés par une importante faille verticale , sub-méridienne , de direction N160°.

 L’allure du crochon de faille dessiné par les dolomies permet de dire que le compartiment « estran » s’est déplacé vers le Nord  et le compartiment « falaise »  vers le Sud. Le jeu de cette faille est donc dextre.  

 

 HV26.jpg

Schéma d’interprétation de la photo 8b

 

Légende :

 

Courbure de l’affleurement de dolomie

Emplacement de la faille verticale et sub-méridienne à jeu dextre

Déplacement relatif des compartiments « estran » à gauche et « falaise » à droite de part et d’autre de la faille

Remarque :cette faille de Sauveterre n’est en fait qu’une faille secondaire accompagnatrice de la faille principale des Sables d’Olonne.

 

Peut-on évaluer le rejet horizontal , le décrochement  de cette faille ?

 

Consulter la carte géologique des Sables d’Olonne au 1/50 000ème

En longeant la côte vers le Sud, en direction des Sables d’Olonne, on constate que la formation de Sauveterre repose sur les orthogneiss des Sables d’Olonne (représentant le socle) au niveau de l’Anse de Chaillé où ces derniers sont d’ailleurs affectés par l’anatexie.

Pour retrouver ce même contact mais à l’Est de la faille des Sables d’Olonne, il faut aller jusqu’à la Pointe de Péruse, près du Lac de tanchet soit 3-4 km plus au Sud par rapport à l’Anse de Chaillé.

La valeur du décrochement cumulé est donc de l’ordre de 3- 4 km.

 

Conclusion :

 

Cela signifie donc que les roches qui affleurent aujourd’hui au niveau de la falaise de Sauveterre se trouvaient , avant le jeu de la faille, 3- 4 km au maximum au Nord de Sauveterre, c’est-à-dire légèrement au Sud du Havre de la Gachère où malheureusement , elles n’affleurent pas parce qu’elles sont cachées par la dune mais aussi effondrées en grabens et recouvertes de Lias !

 

 

Intérêt de l’étude de la falaise de Sauveterre

 

Les roches de la falaise de Sauveterre viennent par conséquent , si l’on peut dire, « combler un vide » entre la formation Cambrienne de Sauveterre et la formation du Wenlockien (Silurien inférieur) de Brétignolles-sur-Mer.

Les roches de la falaise de Sauveterre, de métamorphisme épizonal et normalement, originellement, plus septentrionales que celles de l’estran de Sauveterre représentent en fait le sommet de la formation métamorphique de Sauveterre, plus jeune (ordovicien inférieur ?) et moins métamorphique.

 

Peut-on évaluer l’ âge de la faille de Sauveterre ?

 

Cette faille coupe au Nord du Havre de la Gachère , près de Brétignolles-sur-mer , le massif rhyolitique de Saint-Martin-de-Brem qui a été daté de la fin du Carbonifère, très précisément du Stéphanien (~ 300 Ma).

Les failles de Sauveterre et des Sables d’Olonne sont donc post-stéphaniennes.Elles doivent être contemporaines de toutes les failles qui ont affecté le littoral vendéen lors du rifting du Golfe de Biscaye et qui l’ ont découpé entre Brétignolles-sur-Mer et Longeville en petits horsts et grabens disposés en touches de piano.

 

 

 

 

Synthèse des arrêts 1 et 2  de Sauveterre

 

Géologie de la falaise et de l'estran


 

 

 

 HV27

 

 

 

 

 

 

HV28-copie-1

 

 

 

 

Auteur : Hendrik Vreken - AVG

Editeur : J.C - AVG

 

 

 

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11 juin 2012 1 11 /06 /juin /2012 04:55

La sortie de l'AVG du 3 juin 2012  dans le Pays d'Olonne , organisée par Jean-Luc et Monique Narcy avec la collaboration de Hendrik Vreken , Camille Jolly ,Christian Raffin et Jean Chauvet , comprenait 3 thèmes :

 

Thème 1 : Métamorphisme et Tectonique sur les sites de Sauveterre et de l'Anse de Chaillé.

Thème 2 : Paléo-palynologie et botanique sur le site du marais des Bourbes .

Thème 3 : Les marais salants de l'île d'Olonne.

 

 

      Carte-geologique-n-.jpg

Thème 1 - Site 3 : l'Anse de Chaillé

et

Synthèse sur les sites 1,2 et 3

 

 

 

 

En allant vers la Chaume, à l’Anse de Chaillé, on rencontre deux ensembles superposés :

 

- les orthogneiss clairs plissotés des Sables d’Olonne (ou de La Chaume) qui affleurent surtout au Sud de l’Anse ,

surmontés par les paragneiss sombres à biotite dominante sur sa bordure Nord, gneiss qui renferment du grenat, de la sillimanite et du feldspath potassique.

 A la limite de ces deux formations , on a plusieurs passages de gneiss « oeillés » coupés par des filons d’aplite ou de pegmatite : les feldspaths de plus ou moins grande taille forment des yeux en amande allongés dans la foliation Est-Ouest à plongement Nord comme on l’a déjà observé pour les grenats, les biotites et les chloritoïdes sur l’estran de Sauveterre.

Le point important à noter ici est que l’orthogneiss des Sables d’Olonne a atteint des conditions de pression et de température suffisantes pour commencer à fondre ( fusion partielle) et donner des migmatites.

 

Rappels sur l'orthogneiss des Sables d'Olonne:

Le protholithe de cet orthogneiss est un granite qui a été daté de 615 Ma donc briovérien.

- L’orthogneissification de ce protolithe granitique des Sables d’Olonne ainsi que son anatexie ont eu lieu à 388 ± 3,2 Ma donc au Dévonien moyen.

 

 

 L’effet de la fusion partielle se fait sentir par quatre principaux phénomènes :

 

- d’abord, la foliation de l’orthogneiss se plisse et s’estompe, la plasticité de la roche augmente ;

 - puis lorsque la fusion partielle débute, elle affecte surtout les lits quartzo-feldspathiques de l’orthogneiss : ainsi se forme le leucosome d’épaisseur centimétrique, les parties gneissiques toujours foliées (feuillets de l’ordre du mm) constituant le paléosome. Dans ces métatexites litées ou stromatiques, le leucosome concordant par rapport à la foliation présente toujours une taille de grain plus grande que celle du paléosome ; il est bordé de plus par un mélanosome souvent riche en biotite, minéral plus réfractaire à la fusion.

 - la fusion se poursuivant , le liquide granitique s’extrait de son protolithe, migre alors vers le haut en empruntant les fractures, les zones de faiblesse de la roche. L’accumulation du liquide magmatique dans les zones de cisaillement illustre de façon spectaculaire le rôle de ces déformations. Dans ces zones de cisaillement, le liquide collecté cristallise lentement sur place, donnant de nombreux amas de roche granitique à gros cristaux (pegmatites). Le leucosome envahit ainsi progressivement  l’orthogneiss.

 - lorsqu’enfin le taux de fusion devient important , c’est même un véritable magma granitique qui « monte » et cristallise. C’est ce qu’on peut voir au Sud immédiat de l’Anse de Chaillé : un véritable granite d’anatexie identique à celui que l’on peut observer 3-4 km plus au Sud au Puits d’Enfer. Le magma peut ensuite alimenter tout un réseau de filons de roches granitiques (aplite et pegmatite) qui lacèrent les terrains sus-jacents : ici, les formations gneissiques situées au Nord de l’Anse de Chaillé.

 

 

Sud de l'Anse de Chaillé

 

 

 

Chaille-1.jpg

 

 

Chaille-2.jpg

 

 

Chaille-3.jpg

  L’orthogneiss des Sables d'Olonne

 

Les 3 photos précédentes montrent l’apparition de zones de cisaillement dans l’orthogneiss rose des Sables d’Olonne. Au niveau de ces zones, la foliation se désorganise, les charnières ne sont plus visibles et la fusion débute comme l’atteste la formation de leucosomes à leur niveau.

 

 Chaille-4-copie-2.jpg

 Illustration du comportement devenu plastique de l’orthogneiss.

 

 

 Chaille-5.jpg

 Filon de leucosome sécant par rapport à la foliation de l’orthogneiss.

 

 

 Chaille-6.jpg 

« Envahissement » de l’orthogneiss par le granite d’anatexie.

 

 

 

Nord de l’Anse de Chaillé

 

 

 

DSC05880.JPG

 

Les nombreux filons d’aplite et de pegmatite dans les gneiss œillés roses ou gris peuvent être l’occasion de datations relatives !

 

 

 

 

Synthèse finale sur les 3 sites explorés :  


1. Falaise de Sauveterre - 2. Estran de Sauveterre - 3. Anse de Chaillé

 

 

 

 

HV synthèse 1

 

 

 

 

 

HV-synthese-2.jpg


 

 

Au Cambrien et au tout début de l’Ordovicien, les sédiments fins de la formation de Sauveterre se déposent dans un bassin subsident (en domaine de plate-forme sur croûte continentale) situé en bordure Nord du Gondwana. Ils proviennent de l’érosion de reliefs plus anciens, d’âge Cadomien et très certainement,  du domaine de l’anticlinal des Sables d’Olonne - Île d’Yeu qui devait être alors émergé ( rappel : magmatisme à l’origine du protolithe des orthogneiss des Sables d’Olonne daté de 615 Ma) .

 

Dès le Cambrien moyen, cette marge Nord du Gondwana est soumise à des forces de divergence comme l’attestent les nombreux filons de tuffites rhyolitiques et de pyroxénites basiques interstratifiés dans la formation de Sauveterre. Un tel volcanisme bimodal est en effet caractéristique d’une distension crustale : la  croûte continentale étant étirée donc amincie, cela entraîne une remontée des isothermes qui induit une fusion partielle de la base de la croûte continentale , voire du manteau lithosphérique .

 

Cette distension crustale va se poursuivre jusqu’à l’Ordovicien moyen. A la limite Ordovicien moyen – Ordovicien supérieur, la croûte continentale finit par se déchirer. Un océan apparaît : l’Océan Médio-européen ou Centralien et une micro-plaque se détache du Gondwana : la micro-plaque Armorica.

 

Cet océan s’élargit ensuite à la fin de l’Ordovicien et au Silurien inférieur. 

 

Remarques :

 

Aujourd’hui , l'océan centralien a complètement disparu mais les éclogites des Essarts en sont des reliques. Cela implique que tout ce qui est au Nord-Est du complexe des Essarts (Synclinorium de Chantonnay, Haut-Bocage vendéen ) appartient à la plaque Armorica et que tout ce qui se trouve au Sud-Est du même complexe soit le Bas-Bocage et la Vendée littorale appartient au Gondwana. 

 

Alors comment la formation de Sauveterre a-t-elle été métamorphisée et comment l’Océan Centralien a-t-il disparu ?

 

Tout est lié ! On admet que la disparition de l’Océan Centralien a débuté à la limite Silurien – Dévonien par subduction . Mais cette subduction de la croûte océanique a entraîné aussi celle de la marge Sud de l’Océan Centralien , c’est-à-dire  le Bas-Bocage et la Vendée littorale .

 

Bas-Bocage et Vendée littorale ont été alors métamorphisés au Givétien (Dévonien moyen) vers 388 Ma : métamorphisme de MT-MP de type barrowien et anatexie avant d’être exhumés en nappes au cours de la collision à la limite Dévonien – Dinantien et subir un rétrométamorphisme dans le faciès « schistes verts » .

 

 

 

      Auteur : Hendrik Vreken - AVG

Editeur : J.C - AVG

 

 

 

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15 mai 2012 2 15 /05 /mai /2012 19:15

 

De Juigné-sur-Loire à Doué-La-Fontaine

 

29 avril 2012    

 

 

Guide : Daniel Pouit , géologue ,médiateur scientifique

 

 

 2012.04.Anjou 2012

 

 

 

 

Arrêt n° 1  : les buttes ardoisières de Juigné-sur-Loire

et de Saint-Jean-des-Mauvrets

 

 

A la sortie de Juigné-sur-Loire puis de Saint Jean des Mauvrets, en allant en direction du golf, on découvre une zone forestière : le parc intercommunal des Garennes parsemée de buttes d’ardoises.

Cette zone est une ancienne carrière d'extraction d'ardoise à ciel ouvert et les buttes ne sont que les rebuts de l'exploitation ; en somme comme des terrils !

 

 

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L'ardoise du Parc de La Garenne, comme celle d'Angers -Trélazé est un schiste qui a été daté de l'Ordovicien moyen par ses nombreux Trilobites (Formation des « Schistes à Calymènes » ). Cette roche s'est formée à partir de vases déposées dans une mer ordovicienne.

 

 Echelle stratigraphique

 


  Arrêt n°2  : les marnes à Ostracées à la base de la colline de St Saturnin-sur- Loire

 

 La petite route empruntée par le car longe un mur de pierres schisteuses. Lors de notre progression , sous le mur , la couleur de la roche change : de bleutée, elle devient blanche .Ce ne sont plus des schistes ardoisiers que l'on observe mais des marnes blanches , plus ou moins glauconieuses, très fossilifères , riches en Huîtres : Ostrea biauriculata, O. columba, O. flabellata et en Térébratules et Rhynchonelles.

 

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Ces marnes à huîtres ont été datées du Cénomanien supérieur (Crétacé supérieur) et les fossiles qu'elles renferment indiquent la présence d'une mer peu profonde.

Les huîtres ne sont pas en place. Elles sont disposées pêle-mêle, les valves presque toujours séparées. Ce n'est donc pas à un banc d'huîtres en place que l'on a affaire ici mais à une accumulation post-mortem de coquilles ; il s'agit d'une thanatocénose.

Ces strates marneuses, à peu près horizontales, reposent en discordance , soit directement , soit parfois par l'intermédiaire d'un horizon de sables glauconieux , sur les schistes ardoisiers Ordoviciens .

 

Bref historique :

Lors de l'orogenèse hercynienne, qui a permis la formation du Massif armoricain à la fin de l'ère Primaire, tous les terrains paléozoïques dont les schistes ardoisiers de l'Ordovicien moyen ont été plus ou moins plissés.

Ensuite le Massif Armoricain a été érodé, pénéplané pendant tout le Permo-Trias. 100 millions d'années plus tard , au Crétacé supérieur, la grande transgression cénomanienne vient recouvrir les schistes ardoisiers redressés et déposer ses sédiments marins . La sédimentation s'est réalisée dans un premier temps sur des plaines deltaïques, peu à peu envahies par la mer au Cénomanien moyen (sables glauconieux verts) puis dans des domaines infralittoraux (marnes à huîtres).

 

 Echelle stratigraphique 


 


Arrêt n°3 : les grès sénoniens puis à palmiers du Mont Rude

(St Saturnin-sur-Loire)

 


1. Observations faites au pied de la Tour de l'observatoire

 

 La Tour, haute de 23 m et large de 3 m, est surmontée d'un belvédère d'où l'on découvre par temps clair un horizon de 40 km et près de 80 clochers !

2012.05.05.AVG sortie faluns.HV copie

 

Au pied de la tour, on peut observer un affleurement de grès (ancien sable) d'âge Sénonien (Crétacé supérieur).Il s'agit d'un grès roux à gros grains mal soudés entre eux qui s'effrite facilement pour donner du sable . On peut y voir des traces de stratification oblique.

 

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Sous les grès, à leur base, au même niveau que le parking, on observe également des blocs de conglomérat mais ils ne sont pas en place.


2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_10-copie-1.jpg

 

L’étage du Turonien (entre le Cénomanien et le Sénonien) est totalement absent.

 

 

2. Observations faites au pied de la façade de la Mairie de St Saturnin

(ancien château du Mont Rude)  et dans le Parc.

 



anjou-p-021.jpg

 

 

2012.04.Anjou-2018.JPG

 

 

Au pied du mur de façade, on observe également un bloc de grès renfermant des empreintes fossiles de feuilles de Sabalites andegavensis (Palmier). Ce grès a été daté du Bartonien inférieur (Eocène) par la faune et la flore qu'il contient. Les analyses palynologiques ont montré également la présence de bambous, de plaqueminiers (Ebènes) ... mais aussi du chêne et de graminées (Poacées). Tout indique un climat plutôt tropical à tempéré chaud.

 


 2012.04.Anjou-2019.JPG

 

 

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Ce grès est donc à peu de chose près contemporain des grès de Noirmoutier (Bois de la Chaise) et donc du fleuve Ypresis.Il provient de la grésification, au Cuisien, des formations gréso-sableuses du Sénonien.

 

  Echelle stratigraphique 


Bref historique :

A la fin du Crétacé supérieur, a eu lieu en effet une importante régression marine qui a exposé à l'air les sables Sénoniens et favorisé leur grésification. Le fait que l'on observe des racines de végétaux en place dans le grès (voir photos) montre que la silicification a eu lieu pendant ou après que les racines étaient en place dans le sable, les racines de végétaux ne pouvant traverser un grès compact et que c'est un phénomène rapide, à l'échelle de la durée de vie d'un végétal.

 

 Echelle stratigraphique 

 


2012.04.Anjou-2014.JPG

 

 

 

 


Arrêt n°4 : la Fosse au Nord des Forges

Visite de l'habitat troglodytique de Bernard Foyer dit Nanard !

 



2012.04.Anjou 2036

 

 

2012.04.Anjou 2030

 

 

Cette habitation troglodytique est construite dans le tuffeau du Turonien moyen (craie micacée).

Le mot « tuffeau » vient du grec : « tophos » qui désigne une pierre friable.

Le tuffeau est une variété de calcaire crayeux, blanchâtre, tendre et poreux, renfermant de nombreux éléments détritiques (micas, quartz) mais surtout des tests de Coccolithophoridés (algues brunes unicellulaires à coquille constituée de plaques calcaires ou coccolites).

 

 

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Les avantages d'une maison troglodytique selon Bernard Foyer:

 " La température intérieure : sans chauffage, autour de 8° l'hiver ;  autour de 20° l'été.

Donc un peu de chauffage est nécessaire en hiver mais moins que dans les maisons classiques et surtout il y a la possibilité d'aérer totalement dès les beaux jours ! On n'est pas des taupes !

C'est aussi le seul endroit où l'on peut manger les Pissenlits par la racine "  dixit Nanard !

 



 Arrêt n°5 : les Perrières de Doué- la- Fontaine

 


      1. Piquenique dans la carrière

 

2012.04.Anjou-2075.JPG

 

 

 

2. Observations faites dans la carrière de falun :

lamines , stratification oblique.

 

 

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 2012.05.05.AVG-strati-oblique.HV-copie.jpg

 

 

Le front de taille présente une superposition de différents bancs avec un assemblage complexe de lamines inclinées et de lamines horizontales.    

On observe dans le banc 4 des feuillets , des lamines inclinées , pentées vers le bas quand on se déplace de la droite vers la gauche de la photo. On parle de stratification oblique.

Ces feuillets sont tronqués assez brusquement vers le haut par les lamines horizontales du banc 5 ; en revanche , vers le bas , elles ont tendance à devenir tangentielles aux lamines du banc 3 , à devenir parallèles à elles.

Ces observations sont également valables pour le banc 6 .

 

Interprétation du géologue :

 Les bancs 4 et 6 étaient ,au moment de leur formation , des rides ou des dunes sous-aquatiques.Le courant qui a déposé les lamines de ces bancs se déplaçait de la droite vers la gauche de la photo.

 

Explication de la  formation des lamines et des différents bancs à l'aide de schémas. 

 

Considérons un courant plus ou moins fort se déplaçant de la gauche vers la droite :

2012.05.05.AVG sortie faluns.HV Image 38

 


 2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_39.jpg

 

d’après CHAMLEY Hervé - « Sédimentologie » - Editions Dunod

 

 

Le courant qui se déplace de la gauche vers la droite sur le schéma ci-dessus érode le versant amont de la ride ;les grains de sable sont entraînés par roulement vers la crête de la ride puis ils se déposent sur le versant aval .

 Sur le versant aval , dès que la pente dépasse le profil d'équilibre, une petite avalanche se produit et une lamine est créée.

La ride se déplace ainsi progressivement dans le sens du courant, son flanc amont toujours faiblement penté puisque soumis à l'érosion par le courant et son flanc aval où sédimente le sable, toujours davantage incliné , proche du profil d'équilibre.

La ride peut aussi prendre davantage d'importance si le courant l'approvisionne en sable par apposition de nouvelles lamines ; peuvent alors se former des vagues de sable ou des mégarides..

 

 Considérons un banc avec une base et un sommet horizontaux.

2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_40.jpg

 2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_42.jpg

 


Suivant le même phénomène , un second banc peut se former au-dessus , avec toujours des lamines orientées de la même façon, tronquées au toit du banc , incurvées en son milieu jusqu'à devenir tangentielles à son mur .

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 2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_44.jpg


Supposons maintenant un changement de direction du courant . Un troisième banc va se déposer à lamines orientées dans le sens opposé. 

 

 

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Ainsi, en examinant la forme, la disposition des lamines, le géologue peut orienter un banc : localiser le haut ou toit et le bas ou mur.

 

Dans la carrière des Perrières, les bancs 4 et 6 montrent des lamines orientées comme celles du dernier banc sur le schéma ci-dessus. Le courant se déplaçait donc bien de la droite vers la gauche.

En revanche (voir photos ci-dessous), le banc 1 présente très nettement des lamines orientées dans le sens opposé, preuve que le courant s'est parfois totalement inversé.


 2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_48.jpg

Lamines du banc 1 orientées dans le sens inverse (de la gauche vers la droite

quand on va du haut vers le bas) de celles des bancs 4 et 6

 

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 Lamines du banc 1 et figures en épi ou arête de poisson .

C'est le moment pile-poil de changement de direction du courant.

 

Quelle est alors la signification des bancs 3 et 5 surtout à stratification horizontale ?

 

Les bancs à stratification plane constitués de lamines pratiquement horizontales de quelques mm à 2 cm d'épaisseur ou faiblement inclinées en raison de l'existence d'une paléopente douce indiquent une augmentation de la vitesse du courant qui écrête les rides ; les grains sont entraînés en abondance en une couche continue à la surface du fond.

L'étude détaillée du front de la carrière de falun permet ainsi de reconstituer l'hydrologie de la mer miocène, hydrologie certainement très complexe du fait des variations de sa profondeur , du climat de type tropical humide favorable à des « tempêtes » et encore plus complexe si l'on ajoute les apports en eau et en sédiments des fleuves à débit saisonnier qui devaient s'y jeter .

 

 

2. Visite des cathédrales troglodytiques

 

Les carrières souterraines des Perrières , à Doué-la-Fontaine , furent ouvertes entre le XVII etle  XIXème siècle pour l'exploitation du falun.Elles comprennent 50 salles souterraines hautes de 15 à 20 m à l'allure de cathédrales troglodytiques.


2012.04.Anjou-2107.JPG

 

 

 Mode d'exploitation:

 

Les pierreyeurs ou perreyeux faisaient une saignée rectiligne en surface, une tranchée de 1 m de profondeur environ puis taillaient des blocs de falun . Ils descendaient progressivement en ménageant une voûte en ogive permettant d'extraire plus de blocs tout en assurant la solidité du toit et donc du champ au-dessus carrier et cultivateur !

Lorsque cette partie du sous-sol avait été suffisamment exploitée, (atteinte du niveau de la nappe phréatique) ils refermaient la tranchée à l'aide de blocs de falun disposés à la façon d'une clé de voûte et apportaient le mètre de terre arable nécessaire à la reconstitution du champ. Une autre partie du champ était alors exploitée de la même manière.

 

2012.05.05.AVG-sortie-faluns.jpg

 

2012.05.05.AVG-sortie-faluns.HV_Image_54-copie-copie-1.jpg

 

La longueur d'une chambre correspond à 40 pierres de la clé de voûte.Plusieurs chambres adjacentes sont ainsi creusées ; elles sont séparées par des cloisons qui représentent de véritables murs mitoyens sous terre.

La chambre mitoyenne qui avait été exploitée  pouvait servir de poubelle ! On y jetait les rebus !

 

Produits extraits :

On y a extrait des sarcophages au pierrochet , des blocs de taille variable ( « douelle » de l'épaisseur d'une cloison, « parpaing » plus gros de l'épaisseur d'un mur ). Le quantité de blocs extraits dans une salle pouvait atteindre 8000 pièces.

 

Des champignonnières :

Les cloisons séparant les chambres ont été plus tard abattues pour le besoin des champignonnistes. En témoignent des chaudières destinées à remonter la température à 17°C et sur les parois, la présence de traces vertes de sulfate de cuivre , substance empêchant le développement des parasites sur le compost.

La nécessité de chauffer pour maintenir une température favorable au champignon entraînait un coût d'exploitation important  vu la dimension des salles.

Après le choc pétrolier de 1974 , la culture du champignon est transférée dans la région de Saumur .La craie Tuffeau du Saumurois est plus stable en température.

 

 


Arrêt n°6 : fouilles libres dans les faluns de Doué- la- Fontaine

 

 

 

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On a coutume de distinguer deux faciès dans les faluns :

 

- le faciès savignéen (de Savigné-sur-Lathan, en Indre-et-Loire). Ce sont des calcaires gréseux ou des boues calcaires, riches en Bryozoaires, correspondant à une sédimentation en pleine mer, dans une eau assez profonde (autour de 50 m).

 - le faciès pontilévien (de Pontlevoy, en Loir-et-Cher). Ce sont des sables riches en débris coquilliers, mêlés de grains de quartz et de galets. La sédimentation s'est faite en zone littorale, entre 0 et 40 m de profondeur.

 Des faciès intermédiaires existent entre les deux faciès précédents. Par ailleurs, sur une même verticale, plusieurs faciès se succèdent généralement,témoignant d'une histoire complexe.

 

Les faluns sont d'âge Miocène moyen ( Cénozoïque - Ere tertiaire ) .

 

Echelle-stratigraphique-copie-copie-1.jpg

 

Echelle stratigraphique du Cénozoïque

 


Pour être tout à fait précis, une première transgression marine, caractérisée par le dépôt d'argiles, a eu lieu au Miocène inférieur (étage Aquitanien), autour de 23 millions d'années.

 A partir entre autres de l'étude des Mammifères, on s'est rendu compte qu'après ce premier épisode marin et son retrait, il n'y avait pas eu une mer des faluns, mais trois mers des faluns, séparées par des périodes d'émersion.

La plus ancienne de ces mers est celle qui a atteint la plus grande extension (correspondant à la carte ci-dessous). Les faluns de Touraine et du Blésois appartiennent à cette première transgression marine qui s'est étalée entre environ 16,5 et 15 millions d'années (étage Langhien, correspondant à peu près à l'ancien étage Helvétien).

 Après une période d'émersion, la deuxième mer des faluns n'a atteint que l'Anjou, entre environ 12,5 et 11 millions d'années (étage Serravalien supérieur). Le gisement de Doué-la-Fontaine appartient à cette époque.

 Après une nouvelle période de retrait marin, la troisième et dernière mer des faluns s'est étendue, comme la précédente, jusqu'en Anjou, entre environ 6 et 5 millions d'années (étage Messinien supérieur).

 

mer-des-faluns2-copie.jpg

 

Carte paléogéographique  schématique de la mer des faluns , il y a environ 15 Ma

( François Michel - Le Tour de France d'un géologue - Editions du BRGM)

 


Les fossiles des faluns sont à la fois abondants et variés.

 

Dans le faciès savignéen, correspondant à la pleine mer, on trouve un grand nombre de Bryozoaires, des Oursins, ainsi que des Mollusques (Huîtres et Pectinidés) à coquille en calcite (une des formes de cristallisation du calcaire). Les coquilles en aragonite (autre forme de cristallisation du calcaire) ou en calcite/aragonite des autres Mollusques ont été dissoutes. Mais on retrouve parfois leurs moules internes ou externes.

C'est dans le faciès pontilévien, correspondant à une mer plus littorale, que les fossiles sont les plus variés. Les Bryozoaires y sont quasiment absents mais, par contre, tous les Mollusques ont été conservés. On y trouve également des Coraux caractéristiques d'un milieu peu profond et chaud.

Les restes de Vertébrés peuvent se rencontrer dans tous les faciès. Leur coloration sombre est due à l'imprégnation par du dioxyde de manganèse. Les dents de Requins, de Raies et de Poissons osseux ont été trouvées en grande quantité dans la région de Savigné-sur-Lathan.

Les restes de Vertébrés terrestres (Reptiles et Mammifères) ont été apportés par les fleuves qui se jetaient dans la mer, lors des crues. Mais certains Vertébrés terrestres sont antérieurs aux faluns. Leur origine est à rechercher dans l'érosion des sables d'origine continentale du Miocène inférieur (étage Burdigalien), érosion par la mer elle-même ou par les fleuves qui s'y jetaient. De la même façon, on retrouve parfois dans les faluns des fossiles remaniés datant de l'ère secondaire, telles que les éponges du Sénonien.

Tous ces fossiles indiquent un climat chaud, de type tropical.

Les restes végétaux des faluns sont limités à quelques bois silicifiés mais les sables du Blésois ont préservé des pollens à peu près contemporains :

Bruyères, Graminées et Massettes, Pinus, Sequoia et autres Conifères, Carya (proche du Noyer), Quercus, Betula, Alnus, Ulmus et autres feuillus, etc.

Par rapport à la faune, ils indiquent donc un climat plus tempéré.

 

Photos de quelques fossiles récoltés par les adhérents de l'AVG

 

 

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Fossiles-faluns.jpg

 

 

 

Récolte d'Alexis et Claude strannoloubski


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 Une dent de requin : Isaurus hastalis (ou Isogonthodus hastalis  d'après D.Pouit)

Une valve de Pectunculus glycimeris


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Fragments de faluns, localement plus ou moins consolidés...

 

Caractère commun à tous ces restes: ce sont des fragments brisés et portant les traces d'une importante abrasion = témoignage d'une intense détérioration mécanique d'une mer peu profonde- voire d'une sédimentation d'éléments d'une plage à " déferlement " .

 A la binoculaire (grossissement 30 et 60) : présence d'éléments quartzeux, de granulométrie majoritairement fine , tès arrondis.

La finesse et l'aspect émoussé de ces quartz suggère un transfert très long ou un remaniement de formations non locales.( Alexis Strannoloubski).

 

 

 

Hendrik Vreken ( Textes ) - Jean Chauvet ( illustration - mise en page)

Photos : Jean Chauvet - Hendrik Vreken - Alexis et Claude Strannoloubski

 

 

Dossier complet sur la sortie de l'AVG en Anjou par Hendrik Vreken

  2012.05.05.AVG sortie faluns.HV 2012.05.05.AVG sortie faluns.HV

 

 

 

 

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