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La géologie de Penn Ar Bed : Différence entre versions

(Petite balade / découverte de la géologie du bout du Pays d'Iroise !)
(Aucune différence)

Version du 22 septembre 2019 à 08:22

La géologie « Pen ar Bed »

Préambule

Le besoin de Nature est ancré profondément dans chaque cellule des êtres vivants, humains compris, habitants du littoral, des champs ou des villes. Des premiers Homo sapiens jusqu'à maintenant, la relation avec l'environnement a évolué. Alors que les groupes de chasseurs-cueilleurs subtilisaient à la Nature le strict nécessaire pour survivre, les humains ont progressivement modifié l'environnement en l'exploitant et en créant «leurs» mondes faits de plus en plus de béton, de métal et de verre. Dans un écosystème dominé par des relations proies-prédateurs, les hommes des cavernes se sont rassemblés, ont coopéré entre eux et l'équilibre avec la Nature a été trouvé jusqu'à un certain point. A l'heure actuelle, quelles relations entretenons-nous avec la Nature ? Pollution, éradication d'espèces, destruction des habitats... La place du «sauvage» se réduit comme une peau de chagrin, pour faire place à une nature aseptisée, sous contrôle. Cependant, il existe encore des coins sauvages, outre des « grands espaces » encore préservés, des lieux naturels sont aussi devant nos portes. Les images de Nature honorent la vie comme par exemple un clan de bœufs musqués foulant les terres gelées d'Arctique, des fourmis ouvrières rapatriant les denrées et matériaux «à la maison» en créant de véritables autoroutes lilliputiennes ou encore la grive musicienne fouillant l'humus à la recherche d'une pitance gigotante. La Nature, c'est également le support de toutes ces activités vivantes, c'est-à-dire le substratum géologique, socle de vie. Cet article décrit la beauté ordinaire d'une nature minérale que vous foulez du pied lors de balades au grand air, de moments de détente à la plage ou de parties de pêche à pied, ... Je vous invite à vous immerger dans la Nature près de chez vous et à sentir le lien profond que nous avons avec la Terre. Il s'agit d'une mise en bouche, les esprits curieux iront approfondir leurs connaissances géologiques parmi les quelques références livrées en fin d’article, portail vers une tentative de compréhension de la Terre qui nous porte toutes et tous.

Bonne découverte !

Géologie ! 

D'une manière assez courante, l’évocation du mot « géologie » fait penser à « cailloux » et rappelle des souvenirs enfouis voire érodés des cours de Sciences naturelles des cycles primaires et secondaires... D’un point de vue étymologique, le terme géologie tire ses racines du Grec et signifie « Discours sur la Terre » dans le sens « étude de la Terre ». La Géologie est donc la science qui décrit les différentes parties de notre planéte et tente de comprendre les mécanismes de son fonctionnement. Il s’agit également d’une science « historique » qui essaye de reconstituer les différentes étapes de l’histoire terrestre. La géologie embrasse de nombreux domaines spécialisés : la pétrographie et la pétrologie (description et étude des processus de formation des minéraux et des roches), la tectonique (étude de la déformation des roches), la géophysique et la géochimie (étude de la physique et de la chimie de la Terre), l’hydrogéologie (étude de la circulation et du comportement des eaux dans le sous-sol) ou encore la paléontologie (étude des fossiles conservés dans les roches et donc de la vie « ancienne »). La géologie peut être également « appliquée », c'est à dire servant une « cause » jamais très éloignée de l'économie : Génie civil (construction de routes, ponts, tunnels,...), la géologie minière (exploitation des ressources minérales de la Terre), la géologie des carrières, la géologie des hydrocarbures et autres gaz intéressants pour nos besoins énergétiques toujours grandissants et plus pour longtemps soutenables... La Géologie est ainsi une science transversale, à la croisée de nombreuses disciplines, passionnantes et intrigantes, pour mieux comprendre La Terre, sans qui nous ne serions à peu près …rien ! ou alors peut-être de vagues neutrinos* sans masse et sans âme !

Focus : Le temps, une notion fondamentale en géologie :

Le géologue ne raisonne pas en jours ni même en années mais plutôt en millions voir milliards d’années. La Terre est âgée d’environ 4,5 milliards d’années et depuis sa naissance, la succession des dépôts sédimentaires s’est effectuée plus ou moins en continue. Elle a permis l’élaboration d’une échelle des temps géologiques (lien BRGM au autres) qui allie une chronologie relative (dont l’un des grands principes est qu’une couche sédimentaire est plus récente que celle qu’elle recouvre) et absolue basée sur les datations isotopiques*. Cette échelle comporte plusieurs divisions géochronologiques : Ere, Système, Série et Etage. Ainsi en ayant un cadre temporel, il est possible de reconstituer l’histoire de la Terre, les configurations géographiques successives (la position des plaques* au cours du temps), les différentes phases de formation de chaînes de montagnes, les événements biologiques (extinctions en masse, radiations adaptatives)...

Qu'est-ce un minéral ? Qu'est-ce un cristal ? Qu'est-ce une roche?

Un minéral est un corps chimique simple ou composé et provenant de processus géologiques. Il s’agit d’un cristal s'il se présente à l’état cristallin*. Lorsque les minéraux n’ont pas une structure cristalline, ils se caractérisent par un état désordonné de la matière (structure amorphe ou vitreuse, il s’agit par exemple des verres volcaniques).

Un cristal est un solide homogène possédant une structure atomique ordonnée, appelée système cristallin : les atomes sont arrangés de manière régulière. Le cristal est soit naturel soit issu d’une fabrication industrielle.

Une roche est un matériau naturel, constitué d’un assemblage de minéraux, dur et cohérent. A l'œil nu, un des critères importants pour décrire et définir une roche est la texture/structure, c'est à dire l'agencement des minéraux entre eux et leur degré de cristallisation. Une roche, dont les minéraux sont visibles à l'œil nu, est dite macrocristalline. Lorsqu'ils sont visibles à la loupe, la texture est microcristalline. Si les minéraux se présentent sous forme de grains sans orientation particulière, la roche est qualifiée de grenue (grains fins < 1mm / grains moyens < 1cm / grains grossiers > 1cm). Si les minéraux se présentent sous forme de grains irréguliers et orientés, la texture est granoblastique. Des minéraux se disposant en feuillets (comme imbriqués) et orientés, caractérisent une texture lépidoblastique. Il existe trois principaux types de roches : Les roches sédimentaires sont issues de la dégradation de roches préexistantes par des facteurs physiques (ex. abrasion par le vent et son cortège de fines particules), chimiques (ex. l'hydrolyse*) et biologiques (ex: action mécanique des racines de certains végétaux). Ce matériel « mobilisé » appelé « sédiment » va ensuite subir une lithification* par diagenèse*. Les roches magmatiques résultent de la cristallisation lors du refroidissement de magmas. Parmi ces dernières, il est classiquement distingué les roches plutoniques comme le granite par exemple (refroidissement et cristallisation lentes du magma en profondeur), les roches volcaniques comme le basalte (refroidissement rapide en surface et cristallisation incomplète) et les roches « hypo-volcaniques » ou filoniennes comme la dolérite (refroidissement assez rapide en sub-surface). Enfin les roches métamorphiques sont des roches sédimentaires, magmatiques, voire métamorphiques transformées sous l’effet de la pression et de la température. Les transformations se font à l’état solide et sans modification de la composition chimique. Elles sont la conséquence de ruptures de l'équilibre de la matière : des atomes se repositionneront au niveau du système cristallin.

Focus : les minéraux et roches de « Penn ar Bed » :

Les minéraux et les roches les plus communs de Tregana aux Blancs Sablons sont pour les minéraux : le quartz, le mica blanc (muscovite), les micas noirs (biotites), les feldspaths, les amphiboles, les grenats, la staurotide, la tourmaline, l’andalousite, le disthène et la sillimanite. Quant aux roches, les principales sont des roches métamorphiques (Gneiss de Brest, Micaschistes et Gneiss du Conquet, Albitites, Quartzites, Gneiss de Kerhornou) et magmatiques (Granodiorite de Trégana, Dolérite de Brenterc'h, Roche méta-basique de Pors Liogan, Granodiorite de la Pointe des Renards). Voir clichés photographiques des roches.''

Contexte géologique

Les roches bretonnes appartiennent au Massif armoricain. Il s’agit d’un massif montagneux ancien (dont l'origine remonte au Précambrien) constitué d’un socle métamorphique et magmatique et d’une couverture sédimentaire paléozoïque. Géographiquement, le Massif armoricain ne se cantonne pas aux limites administratives de la Bretagne. Il se prolonge sous le Bassin de Paris, sous la Manche, sous le Bassin d’Aquitaine et sous le plateau continental du Golfe de Gascogne. Schématiquement, les contours du Massif armoricain rappellent la forme d’un losange dissymétrique. De nos jours, le Massif armoricain n’est pas très élevé (les points culminants se trouvent au Mont des Avaloires et au signal de la Forêt d’Ecouves avec une altitude de 417m). Sous ses allures érodées et pénéplanées*, le Massif armoricain a gardé toutefois des vestiges de son statut de montagne par son relief, quelquefois accidenté, typique des Monts d'Arrée et des Montagnes Noires.

Ce massif, dont l’histoire a commencé il y a au moins 2 milliards d’années, a été modelé et structuré par trois cycles de formation de montagnes : Le cycle Pentévrien (2 milliards d’années - 750 millions d’années ?) : Peu de choses sont connues sur les différentes étapes de cette orogenèse*. Il est représenté par des roches métamorphiques de type gneissique ayant subi de fortes contraintes de pression et de température. Il a été défini en Baie de Saint-Brieuc (Pays de Penthièvre). Les roches les plus anciennes du Massif Armoricain sont datées de 2 milliards d’années (Gneiss d'Icart en Baie de Saint-Brieuc). Le cycle Cadomien (600 millions d’années – 530 millions d’années) : Tire son nom de cadomus (Caen en latin). Les témoins de l’orogenèse Cadomienne sont particulièrement bien représentés dans le Massif armoricain. De manière très schématique, l’orogenèse Cadomienne résulte de processus complexes de convergence* de la croûte océanique sous la marge continentale (le continent constitué des roches du cycle Pentévrien) et de distension crustale*. La diversité des roches mises en place lors de l’orogenèse Cadomienne est grande : roches métamorphiques (conglomérats métamorphiques, micaschistes, amphibolites, etc.), séries volcano-sédimentaires, roches magmatiques (gabbros, granodiorites, diorites, etc.). Le cycle Hercynien (380 millions d’années – 250 millions d’années) : Tire son nom de la forêt hercynienne en Allemagne. Il se caractérise par plusieurs phases de déformation (plis, failles) ponctuées par de nombreuses intrusions magmatiques et volcaniques.

Structurellement, le Massif armoricain se divise en plusieurs domaines géologiques : Le domaine domnonéen : La Domnonée s’étend entre le Pays de Dol et de Saint-Malo jusqu’au Léon. Il est constitué de roches plissées et métamorphisées lors de l’orogenèse Cadomienne, recoupées de roches plutoniques et recouvertes de roches sédimentaires paléozoïques. Le domaine mancellien (du Pays de Manceau) se caractérise par des roches métamorphiques, plissées lors de l’orogenèse Cadomienne, recoupées par des intrusions magmatiques. Le domaine centre-armoricain est essentiellement constitué de roches sédimentaires paléozoïques, plus ou moins métamorphisées par les déformations hercyniennes et recoupées par des intrusions granitiques. Le domaine Ligérien (des Pays de la Loire) est constitué, essentiellement, d’un socle précambrien métamorphisé et d’une couverture paléozoïque volcano-sédimentaire. Le domaine de Cornouaille se caractérise par des roches métamorphiques et des massifs (plutons) granitiques hercyniens. Les deux derniers domaines sont parfois regroupés et définissent les complexes sud-armoricains dont l’histoire géologique et structurale se déroule de la fin des temps précambriens (cycle Cadomien) jusqu'à la fin des temps paléozoïques (cycle Hercynien). Ces domaines sont délimités par des accidents tectoniques dont les deux plus importants sont la Zone Broyée Nord Armoricaine (ZBNA) et la Zone Broyée Sud Armoricaine (ZBSA) activées pendant l’orogenèse Hercynienne. Il s’agit de zones de cisaillement* majeures se manifestant par des roches broyées, jalonnées par des plutons granitiques qui se sont mis en place de manière contemporaine.

Dans cette classification, le Léon tient une place particulière.....

Caractérisé par une forte identité historique et culturelle, le Pays du Léon se démarque également d’un point de vue géologique. Bien que l’ayant rattaché au vaste Domaine Domnonéen, la nature et la structure des roches en font un « sous-domaine » à part entière.

Le Léon est constitué, en majeure partie, par des roches magmatiques plutoniques et métamorphiques. Le nord du Léon est dominé par des plutons granitiques hercyniens (le Granite de l’Aber Ildut, le Granite de Ploudalmézeau et le Granite de Brignogan), ainsi que par des formations métamorphiques d’âge Briovérien (entre 1 milliard d’années et 570 millions d’années) : les Gneiss de Lesneven et de Tréglonou. La partie centrale du Léon est surtout structurée par le complexe granitique hercynien de Saint-Renan / Kersaint. Enfin, la partie sud du Léon est essentiellement métamorphique avec les Gneiss et Micaschistes du Conquet, le Gneiss de Brest et les Quartzophyllades de l’Elorn formées au Briovérien. Deux accidents tectoniques majeurs (failles associées à des zones de roches broyées) caractérisent le Léon : la zone broyée médio-armoricaine (de Ploumoguer à Pencran) et la faille de Porspoder (de Porspoder à Guissény).

Les sites

Petite lecture de paysage côtier...

En parcourant le sentier littoral de la plage de Tregana à la dune des Blancs-Sablons, il est aisé de se rendre compte que le trait de côte n'est pas rectiligne. Cela est dû à un phénomène naturel : l'érosion. Avec le temps, les roches vont être dégradées par des facteurs chimiques (l'eau de pluie et la mer, entraînant oxydation et hydrolyse...), des facteurs physiques (exemple : l’action mécanique des vagues, l’action du vent qui transporte de fines particules ayant un effet abrasif), des facteurs biologiques (comme, par exemple, les racines de la Criste marine autrement appelée « perce-pierre » qui s'insinuent dans les fractures de la roche, exerçant une pression en se développant). Selon la nature (composition) et la structure / texture (agencement des minéraux) des roches, la résistance sera plus ou moins forte et l'érosion plus ou moins poussée. Une alternance de roches de natures différentes se traduira par un trait de côte ciselé créant les conditions idéales pour la formation de grottes (voir encadré) et autres marmites d’érosion, encoches marines, etc. Lorsque la côte est constituée d'un seul type de roche (ex. les falaises de craie en Normandie), elle présentera un trait de côte plus linéaire.

Fig1 Les Rospects

Figure 1. Un trait de côte déchiquetée – Les Rospects

Focus : les grottes :

Les grottes sont des cavités naturelles souterraines, plus ou moins profondes. Très courantes en pays calcaires, elles sont dénommées de différentes manières selon leur natures géomorphologiques : des dolines pour des dépressions circulaires à fond plat, des aven pour des gouffres débouchant sur des cavités profondes ou encore des abris sous roche pour des cavernes peu profondes. Ces paysages sont dits karstiques. En pays siliceux, comme c’est le cas à la Pointe du Finistère, l’action de la mer sur le littoral, provoque des encoches d’abrasion, des marmites d’érosion pouvant conduire à des grottes aux endroits de fragilité de la roche, c’est à dire au niveau des réseaux de failles et de fractures. Ainsi une quinzaine de grottes parsème le littoral de Tregana aux Blancs Sablons. Quelques unes sont imposantes et spacieuses comme au Creach Meur ou à Saint Mathieu.'

Fig 2 Grotte

Figure 2. Une grotte à la pointe de Saint-Mathieu

Tregana (Locmaria-Plouzané)

De la grève de Déolen à la plage de Porsmilin, la falaise est constituée d’une roche massive avec à l’affleurement un aspect en boules : la Granodiorite de Tregana, particulièrement représentative sur la plage de Tregana. La granodiorite est une roche magmatique intermédiaire entre le granite (dont les minéraux caractéristiques sont le quartz, le feldspath potassique et les plagioclases) et la diorite (dont les minéraux caractéristiques sont les plagioclases, une amphibole appelée hornblende et un pyroxène dénommé augite). En plongeant à l'intérieur de la Terre, la température s’élève (de l’ordre de 1000°C à 30 km de profondeur) et, dans ces conditions, la roche est en fusion et forme un magma (voir paragraphe dédié aux notions de fusion partielle et de cristallisation fractionnée). Ce dernier peut monter à la surface à la faveur de failles. Il peut aussi rester “ coincé ” à une certaine profondeur à laquelle il va cristalliser entièrement, donnant naissance à des plutons. On parle donc de roches magmatiques plutoniques. L’érosion, qui va permettre l’abrasion des roches qui l’entourent, se charge ensuite de faire affleurer ces roches en surface. La Granodiorite de Trégana s'étend sur 13,5 km de long pour une largeur pouvant atteindre 2 km (du Trez-Hir à Déolen), il s’agit d’une roche claire (leucocrate*) grenue (à grains moyens, dont la taille est supérieure à 1 mm et inférieure à 1 cm – il s'agit d'une texture macroscristalline grenue), composée en grande partie par du feldspath plagioclase (jusqu'à 70% de la composition minéralogique de la roche) et en proportion moindre par du quartz. D'autres minéraux peuvent être observés de manière accessoire (biotite, muscovite). Une observation attentive de la roche fait découvrir la présence d'enclaves du Gneiss de Brest, témoins que la mise en place du magma, qui une fois cristallisé, a donné la granodiorite, est postérieure au Gneiss de Brest. L'âge de la granodiorite est estimé entre -330 et -340 millions d'années (pendant l'orogénèse Hercynienne), contemporain du granite de Saint-Renan (massif granitique imposant et structurant du Bas-Léon).

Fig3 Enclave

Figure 3. Enclave de Gneiss de Brest dans la Granodiorite de Trégana

Focus : les notions de fusion partielle et de cristallisation fractionnée :

Le magma est un liquide silicaté de haute température constitué de phases liquides, solides et gazeuses. Il existe une diversité de magmas prenant naissance à des profondeurs variées, de 30 km à quelquefois plus de 250 km de profondeur, les températures pouvant atteindre entre 1 000°C et 1 500°C. La majorité des magmas naissent dans le manteau, constitué par des roches appelées péridodites, riches en olivines, pyroxènes et amphiboles. L’origine du magma est une fusion de roches qui n’est jamais totale, seule une fraction des roches mantelliques fond constituant un liquide haute température et ne comprenant qu’une partie des éléments chimiques de la roche initiale. Il s’agit de la fusion partielle et son taux va jouer un rôle important dans la composition des magmas, ce qui implique une grande variété de magmas et de roches magmatiques. Lorsque le magma refroidit, la solidification intervient avec l’apparition de cristaux. En effet, avec une température décroissante, les cristaux vont apparaître selon un ordre en fonction de leur domaine de stabilité ou d’équilibre. Les premiers cristaux se formant sont riches en magnésium, calcium et en fer. Il en résulte un appauvrissement de ces éléments dans le liquide résiduel qui se trouve enrichi en silicium, aluminium, potassium et sodium (qui viendront dans la composition des prochains cristaux). Ce phénomène est qualifié de cristallisation fractionnée c’est à dire la cristallisation des différents types de cristaux à des moments successifs dans un magma en cours de refroidissement. Porsmilin (Locmaria-Plouzané)

Les falaises ouest et nord de Porsmilin sont constituées du Gneiss de Brest. La Granodiorite de Trégana affleure dans leur partie est. Le Gneiss de Brest une roche foliée, riche en quartz, feldspaths, muscovites et biotites, affleurant de la Pointe Saint-Mathieu jusqu’aux environs de Morlaix (70 km de long et entre 1 et 5 km de large). Sa texture est de type granoblastique orientée, c'est-à-dire avec des minéraux de même taille sous forme de grains et montrant une légère orientation générale (OSO – ENE). Deux faciès de la roche sont distingués : un faciès « méridional » dont l'origine est vraisemblablement magmatique (une ancienne granodiorite du Précambrien, c'est-à-dire âgées d’environ 690 millions d'années...) comme l'attestent la présence d'enclaves (roches préexistantes arrachées lors de la remontée du magma), des indices de métamorphisme de contact et l'aspect granitoïde de l'ensemble. Le faciès « septentrional » aurait une origine sédimentaire (ancien grès ?). L'absence d'enclaves est la principale différence avec le faciès méridional. La limite entre les 2 faciès n'est pas définie avec précision. Il convient ainsi de prendre beaucoup de précautions concernant l'interprétation géologique de cette formation.

Les falaises de Porsmilin montrent également une roche blanchâtre à l'affleurement, dont la disposition subverticale et les contacts à l'emporte-pièce avec les autres formations géologiques (Gneiss de Brest et Granodiorite de Trégana), ne laissent planer aucun doute sur sa nature filonienne. Il s'agit du puissant filon de Dolérite de Brenterc'h. La dolérite est une roche dure, sombre, dense et à grains fins. Elle est essentiellement constituée de minéraux riches en fer et en magnésium (olivine, pyroxène) mais aussi de feldspaths plagioclases. La texture est qualifiée de microcristalline doléritique : les olivines et pyroxènes, sous forme de grains sont visibles à la loupe, les feldspaths de la variété des plagioclases apparaissent sous forme de lattes. La couleur blanchâtre et l'aspect pulvérulent observés en falaise à Porsmilin sont liés à l'érosion marine avec une oxydation poussée des minéraux ferromagnésiens. L'occurrence de Porsmilin appartient à un vaste réseau filonien affleurant de la Pointe de Brenterc'h à la Baie de Douarnenez, en passant par l'anse de Camaret. Cette dolérite provient d’un magma qui s’est injecté dans un réseau de failles, en particulier la faille « Kerforne » qui balafre le Léon du NO au SE et qui a été activée lors du cycle orogénique Hercynien. Ces filons se sont mis en place entre –210 et –190 millions d’années d’après les datations isotopiques*. La dolérite présente une composition chimique proche des basaltes émis au droit de la dorsale médio-océanique*. Les filons de la dolérite de Brenterc’h seraient les témoins du début de l’ouverture de l’océan Atlantique.

Fig4 Brenterc'h

Figure 4. La Dolérite de Brenterc’h à l’affleurement à Porsmilin

Le Trez-Hir (Plougonvelin)

L'anse du Trez-Hir offre des affleurements d’une roche appelée autrefois le « granite du Trez-Hir » et qui se révèle être la Granodiorite de Trégana.

La Granodiorite de Trégana montre tantôt des enclaves de Gneiss de Brest bien reconnaissable (structure et texture conservées), tantôt des zones d’assimilation du gneiss partiellement fondu et recristallisé (riche en biotite) dans cette dernière.

A l'affleurement, la granodiorite a un aspect moutonné et forme des « boules », véritable petit chaos granitique. Ce phénomène est lié à l'altération des roches. L’altération va préférentiellement agir au niveau des zones de fragilité, c’est-à-dire les fractures (qui se sont formées pendant du soulèvement du massif, lors du relâchement des contraintes de pression et de température), et va individualiser des panneaux de roches aux formes arrondies. Les produits de l’altération (les « altérites ») s’accumulent entre les boules avant d’être emportés par des agents de transport (comme l’eau), rendant ainsi solitaires les « boules ». Au cours de l’altération, les divers minéraux n’ont pas la même résistance : les moins résistants sont les feldspaths, qui se dégradent par hydrolyse en kaolin*, ensuite les micas noirs qui perdent leur fer et donnent des micas « satinés ». Le quartz est le plus résistant. En passant la main sur la Granodiorite de Trégana, les minéraux constitutifs (essentiellement le feldspath) se dégagent aisément : la roche est dite friable. A noter que l’église de Saint Gwenaël et la chapelle Saint-Jean à Plougonvelin sont majoritairement constituées par de la Granodiorite de Tregana.

La micro-falaise de la plage du Trez-Hir est couronnée par un niveau de 50 cm à 1 m d’épaisseur de fragments de roches (Granodiorite de Tregana et Gneiss de Brest) caractérisant des coulées de solifluxion ou de gélifraction dont l’origine sera expliquée dans le paragraphe dédié au massif dunaire et à la plage des Blancs-Sablons.

Saint-Marzin (Plougonvelin)

En parcourant le GR 34 de Perzell à Saint-Marzin, des formations géologiques attirent l'œil : des roches blanchâtres, riches en feldspath de type albite, se présentant sous forme de bancs métriques et se disposant de façon parallèle au Gneiss de Brest. Il s'agit d'albitites, dont le principal composant est l’albite, feldspath plagioclase riche en sodium. Les albitites sont considérées comme dérivant par métasomatose de roches granitiques. La métasomatose est un métamorphisme qui s'accompagne d'une modification de la composition chimique de la roche initiale par apports de nouveaux composants (notamment par des fluides hydrothermaux*). Les albitites observées à Plougonvelin proviennent probablement de la granodiorite à l'origine du Gneiss de Brest ou bien du Granite de Saint-Marzin. Le Granite de Saint-Marzin est une formation magmatique d’ampleur assez limitée (400 mètres de long pour une centaine de mètres de large). Il s’agit d’une roche grenue, à grains fins à moyens, riches en feldspaths plagioclase (microcline, albite), quartz, muscovite et biotite. Les albitites comme le Granite de Saint-Marzin se sont mis en place avant la séquence de métamorphisme régional (à l’origine du Gneiss de Brest notamment).

Fig5 St Marzin

Figure 5. L’albitite de Saint-Marzin

Les Rospects (Plougonvelin)

Focus : Le patrimoine littoral

Outre les blockhaus égrenant le littoral, le trait de côte de Plougonvelin et du Conquet se caractérise aussi par les nombreuses maçonneries en pierre sèche, les daviers, particulièrement bien conservées de Saint-Marzin aux Rospects. Ces édifices, situés en bord de falaise, sont les témoins de l'activité de ramassage du goémon d'épaves et de coupes. Ces installations permettaient de remonter le goémon des grèves, situées en contrebas, en utilisant un système ingénieux de pierre plate percée (pierre à davier) dans laquelle s'enquille une pièce de bois faisant office de mât de charge. Ces constructions ont été utilisées jusqu'aux années 1930. Elles représentent un élément du patrimoine local singulier et important.''

Fig6 Pierre à davier

Figure 6. Une pierre à davier - Rospects

Le littoral déchiqueté des Rospects présente à l'affleurement une variété de formations géologiques : Gneiss de Brest, Micaschistes du Conquet (voir paragraphe Portez), Granite de la chaussée des Pierres Noires et quartzites. Le granite de la Chaussée des Pierres Noires affleure principalement au niveau de la chaussée des Pierres Noires mais il est également présent en falaise, aux Rospects (accessible à marée basse et forts coefficient > 90). Sa composition minéralogique est essentiellement constituée de feldspaths, quartz et biotites. Les minéraux se présentent sous forme de grains fins à moyens avec une texture granoblastique. D'une couleur ocre à rouge, ce granite est très fracturé, ce qui donne le caractère déchiqueté de la côte (lames de roches subverticales). Enfin, il est parcouru de nombreux filons de quartz. Si aucun indice géologique ne montre l'antériorité par rapport au Gneiss de Brest, son âge n'a pas été déterminé avec précision... Les bancs de quartzites sont orientés E-W et représentent probablement d'anciens bancs de grès Briovérien qui ont été métamorphisés (méta-quartzite). Cette roche est constituée exclusivement de minéraux de quartz soudés entre eux.

Les Rospects sont également caractérisés par la présence d'une faille orientée E-W, soulignée, par endroit, par des mylonites (roches broyées, témoins du mouvement).

Focus Failles et séismes 

Lorsque l'écorce terrestre se rompt, une faille ou un réseau de failles se forme avec un mouvement relatif et un frottement important des blocs rocheux. Ce dynamisme est lié aux contraintes tectoniques de compression ou de dilatation. En effet, les roches résistent à ces contraintes jusqu'à un point de rupture où la roche se brise, ce qui entraîne un séisme avec la propagation d'ondes sismiques à l'intérieur de la Terre. Lorsqu'un séisme se produit, on distingue la magnitude, qui mesure la quantité d'énergie libérée (Echelle de Richter), de l'intensité, qui donne des indications sur les effets ressentis par la population et les dégâts occasionnés sur les constructions, etc. (Echelle MSK).''

Pors-Liogan (Le Conquet)

Les falaises de la plage de Pors-Liogan sont constituées, en majeure partie, par le Micaschiste et le Gneiss du Conquet, roches « phares » du Conquet. Ces roches ont un pendage* de 30° à 35° Sud Sud Est (correspondant au plan de schistosité*). Ces plans sont des zones de faiblesse de la roche qui, soumises à des facteurs d'altération, peuvent conduire à des éboulements quelquefois importants. Ces roches sont riches, notamment en muscovites, staurotides et grenats almandins (voir « Portez » pour une description plus détaillée de cette formation géologique). Il affleure également une roche dure, d’un bleu-vert sombre, avec une lamination grossière, constituée essentiellement de feldspaths et d’amphiboles. Les feldspaths sont des plagioclases et les amphiboles probablement des actinotes. Ces minéraux sont fortement déformés et disposés selon les plans de schistosité. La texture est de type granoblastique. La roche est également parcourue par des fissures, le plus souvent comblées par de la calcite (en provenance de la dissolution des minéraux constitutifs de la roche, contenant du carbonate de calcium). D'après la composition minéralogique et les analyses chimiques, cette roche est probablement une ancienne roche magmatique plutonique de type gabbro (roche magmatique plutonique de composition similaire au basalte, riche en feldspath plagioclase, pyroxène et olivine) et qui correspondrait à un fragment d’une ancienne croûte océanique.

Le micaschiste est parcouru par des filons de quartz, parallèles à la schistosité ou bien faisant un angle plus ou moins important avec cette dernière. Ces filons se sont formés postérieurement à la mise en place des roches. Il s'agit de liquides riches en silice, circulant dans les failles et fractures de la roche, qui ont ensuite cristallisé pour donner du quartz. Au niveau de la seconde partie de la plage, on note une falaise avec des filons de quartz en forme de « boudins » parallèles à la schistosité. Lors de la mise en place de ces filons, la roche a subi des contraintes de pressions perpendiculaires à la schistosité, qui ont déformé le filon, non encore totalement cristallisé.

Fig7 Filon de quartz

Figure 7. Filons de quartz en « boudins » - Pors-Liogan

Un peu plus au nord de Pors-Liogan, on peut noter la présence d’une encoche marine, témoin du pouvoir abrasif de la mer à une époque où le niveau marin était plus élevé (il y a environ 2 millions d’années).

Focus : le sol

En scrutant la falaise, il est également intéressant de regarder, dans la partie sommitale, une section du sol. Les sols constituent des interfaces entre le sous-sol (ou roches mères) et la surface (espaces naturels mais aussi milieux urbains !). En partant de la surface, l’accumulation des débris de végétaux constitue la litière. La décomposition de la matière organique entraîne la formation de l’humus (restes de décomposition). Il existe 3 grands types d’humus : le mor (du Danois « tourbière » - horizon noir, caractérisé par un recyclage lent de la matière organique), le mull (de l'Allemand « ordure » - horizon plus clair, gris, recyclage rapide de la matière organique) et le moder (de l'Allemand « pourriture » dans le sens humus - horizon brun et gris, vitesse de recyclage de la matière organique intermédiaire). Dans nos contrées, il s’agit plutôt d’un sol brun où l’humus est de type mull. Le Bilou (Le Conquet)

En arrivant au Bilou, l'entrée de la plage est signalée par un lavoir, constitué essentiellement par des dalles de micaschistes et de Gneiss du Conquet. Sur la plage, les falaises de micaschistes présentent un pendage de 30° Sud Sud Est. On note toutefois une « falaise artificielle », témoin d'un ancien site d'extraction du micaschiste au 19ème siècle.

Focus : Les carrières littorales

Les communes du Conquet et de Ploumoguer comptaient plusieurs carrières littorales (Le Bilou, Portez, Presqu'île de Kermorvan, etc.). Les carrières littorales avaient l’avantage, d'une part, d’offrir une facilité aux transports maritimes, et, d'autre part, une qualité de pierre intéressante (directement utilisable sans modification ni lavage puisque l’érosion littorale joue le rôle de « décapeur » !). L’inconvénient était que les ouvriers ne pouvaient travailler qu’à marée basse... L’activité de ces carrières a cessé à la fin du 19ème siècle. Le micaschiste présente de nombreuses « figures tectoniques » :

- En se penchant de plus près au niveau du Micaschiste, on note la présence de « petits filons de quartz » en forme de « S ». Il s'agit de fentes de tension* qui se sont développées dans une zone de la roche qui a subi un mouvement de décrochement. Cela s'est déroulé lorsque la roche était ductile et, si les contraintes avaient persisté, il est probable qu'une faille se serait formée.

Fig8 Fentes de tension

Figure 8. Fentes de tension – Portez

- Lorsque le soleil brille, la surface du micaschiste présente, à certains endroits, des « bandes » de quelques centimètres de largeur. Ce sont des micro-plis formés par flexuration pouvant former des chevrons, appelés « Kink bands ».

En descendant la « cale », la falaise sud est marquée par un banc décamétrique de roche dure de couleur grise. Le banc recoupe la schistosité du micaschiste et est orienté Est - Ouest. Cette roche est une ultra-mylonite, c'est-à-dire une roche (gneiss ou micaschistes?) finement broyée par l’activité d’une faille.

En 1993, le chercheur anglais Jones a publié un article scientifique décrivant le métamorphisme aux environs du Conquet. Le Bilou figure parmi les sites importants car il présente, à l'affleurement, des minéraux caractéristiques du métamorphisme régional : la sillimanite – le disthène (ou kyanite) – l'andalousite. L'andalousite est un minéral blanchâtre, rose ou gris, se présentant sous forme de « baguettes » à section carrée lorsqu'il est bien cristallisé. La sillimanite est verdâtre à blanche et d'aspect fibreux. Le disthène est bleu et se présente sous forme de « baguettes » également. Il s'agit de silicates d'alumine qui, bien qu’ayant la même composition chimique, possèdent un arrangement différent des atomes dans leur réseau, ce qui les diffère les uns des autres. La présence de ces minéraux indique que le métamorphisme était de basse pression (500 Pascal) et de haute température (> 500°C).

Au nord de la plage, se trouve le contact entre les Micaschistes du Conquet et la Granodiorite de la Pointe des Renards, roche magmatique qui sera décrite plus loin lorsque nous aborderons ladite pointe.

En se dirigeant vers la Granodiorite de la Pointe des Renards, un affleurement constitué de galets comme “ incrustés ” dans la falaise se remarque. Il s’agit d’une plage ancienne du Pléistocène (-1,8 millions d’années) ou plus exactement d’un ancien cordon de galets. Il est situé entre 5 et 7 m au-dessus du niveau marin actuel. Ce cordon montre que le niveau de la mer a varié au cours du temps et qu’il a été plus haut il y a 1,8 millions d’années. A cette époque, Béniguet était immergée et la Bretagne était probablement une île ! L'encoche marine vue à Pors Liogan représente également un témoin de cette période de haut niveau marin.

La pointe des Renards (Le Conquet)

Focus : Le patrimoine

La pointe des Renards, bien connue des marins, abritait jusqu'en 2000 la station « Radio-Conquet », indispensable élément de liaison et de communication entre la Terre et la Mer. Actuellement, une partie des anciens locaux abrite le siège du Parc marin naturel d'Iroise.''

La Granodiorite de la Pointe des Renards est une roche magmatique plutonique (voir paragraphe Tregana) et se présente sous forme lenticulaire (400 mètres de largeur pour une longueur n’excédant pas deux kilomètres). Les principaux minéraux sont les feldspaths, le quartz, la biotite et la muscovite. Sa texture est macrocristalline grenue à grains fins à moyens. La roche est dite intrusive, c’est à dire qu’elle est venue se mettre en place dans des formations préexistantes que l’on appelle l’encaissant. Lors de l’ascension du magma, ce dernier a arraché des lambeaux de gneiss et de micaschiste environnants comme l’atteste la présence de nombreuses enclaves de micaschistes du Conquet au sein de la granodiorite. Dans certains cas, on reconnaît bien le micaschiste, mais, dans la plupart des cas, les enclaves sont recristallisées avec un aspect noirâtre. Elles sont appelées “ crapauds ” par les carriers et elles n’ont pas leur faveur (zones de fragilité de la roche et donc mauvais pour la taille et la construction). La granodiorite s’est mise en place il y a environ 540 millions d’années pendant la formation de la chaîne de montagne Cadomienne. En scrutant la falaise, le passage Micaschiste du Conquet – Granodiorite de la Pointe des Renards est bien identifiable : il se forme un complexe mélangeant roches métamorphiques et roches fondues cristallisées que l’on appelle des migmatites, visibles au nord de la plage du Bilou et au sud de la plage de Portez.

Fig9 Pointe des Renards

Figure 9. La pointe des Renards

Portez et la Pointe de Sainte-Barbe (Le Conquet)

La plage de Portez est bordée, au sud, par la Pointe des Renards constituée de la Granodiorite de la Pointe des Renards et, au nord, par la Pointe de Sainte-Barbe (Micaschiste du Conquet).

Focus : l’histoire

Sainte-Barbe, qui aurait vécu au 3ème siècle après JC, est, entre autre, la patronne des professions en lien avec la Terre et la matière (mineurs, géologues, métallurgistes, etc.).''

La falaise de la plage de Portez représente un lieu de référence pour la description des Micaschistes du Conquet. Le micaschiste était une roche très prisée des carriers car elle se débite facilement en dalles, présentant une qualité esthétique avec un aspect « brillant » au soleil (abondance de micas). C’est une roche finement feuilletée (schistosité*), composée essentiellement de micas blancs (muscovite) et noirs (biotite), de quartz, d’un peu de feldspath (oligoclase), de tourmaline et de pyrite. La texture est lépidoblastique. Par endroit, les grenats almandins et les staurotides sont abondants et constituent des « lits » ou des petits bancs (ces occurrences sont également bien visibles à Pors-Liogan). Il s'agirait d'anciennes surfaces de couches de roches sédimentaires.

Fig10 Schistosité

Figure 10. La schistosité du Micaschiste du Conquet

Les grenats sont représentés par plusieurs variétés cristallines constituant ainsi un « groupe » cristallin. Il existe ainsi des grenats calciques avec des variétés riches en chrome / aluminium / fer et des grenats alumineux avec des variétés riches en magnésium / fer / manganèse. Au Moyen-âge, les grenats, dont le nom vient de sa couleur rappelant la « grenade », étaient particulièrement appréciés en tant que gemmes. En joaillerie, la variété de grenat la plus prisée est le pyrope (variété riche en magnésium). Les grenats almandins, brun-rougeâtres, en forme de trapézoèdre ou rhombododécaèdres, sont des silicates riches en fer et en aluminium et sont considérés comme les plus communs. L'almandin était porté comme talisman par les croisés. A l'époque « d'or » de l'alchimie, les grenats étaient connus pour guérir de la mélancolie et arrêter les hémorragies ! A l'affleurement sur les falaises conquétoises, les grenats sont comme enrobés dans le micaschiste et les faces cristallines sont le plus souvent émoussées. De plus, si certains almandins sont considérés comme des « pierres précieuses », ce n'est pas le cas au Conquet car ils contiennent de nombreuses inclusions d'autres minéraux qui les rendent « impropres » à la joaillerie ! Inutile d'aller les extraire pour espérer fortune : leurs beautés se dévoilent bien mieux en condition d'affleurement.

Fig11 Grenats déformés

Figure 11. Grenats déformés au sein du Micaschiste du Conquet

Les staurotides sont des minéraux silicatés riches en fer et en aluminium, bruns – rougeâtres, se présentant sous forme prismatique ou de macle*. La staurotide est particulièrement connue en Bretagne comme l’atteste son appellation la plus populaire : la croisette de Bretagne, du fait de sa forme la plus fréquente de macle en croix. D’anciennes croyances populaires prêtées à la staurotide des vertus de protection des maisons contre la foudre et contre les chiens enragés …. A Pors-Liogan, la staurotide se présente sous forme de baguettes de 1 à 3 cm de longueur.

Fig12 Staurotide

Figure 12. Staurotide dans le Micaschiste du Conquet

On peut aussi trouver des minéraux d’andalousite (rose) et de disthène (bleu), minéraux typiques du métamorphisme dans des glandules disposées parallèlement à la schistosité (voir paragraphe Bilou). Il est classiquement considéré que les micaschistes ont une origine sédimentaire, c'est-à-dire qu'ils représentaient d’anciens sédiments qui ont subi un métamorphisme. En se projetant dans le passé, il y a plus de 500 millions d’années, des dépôts de sédiments argileux se sont constitués. Ces sédiments se sont ensuite transformés en roches sédimentaires cohérentes par compaction et déshydratation (diagenèse* et lithification*). Ensuite, il y a eu la formation d’une chaîne de montagne et donc plissement des terrains. Les roches ont postérieurement subi, plusieurs phases de déformation et de métamorphisme.

La Presqu'île de Kermorvan et le massif dunaire des Blancs-Sablons (Le Conquet)

La presqu'île de Kermorvan est composite d'un point de vue géologique : la partie sud est constituée de Micaschistes du Conquet tandis que la partie nord se caractérise par une alternance constituée de la Granodiorite de la Pointe des Renards, du Gneiss de Kerhornou et filons de (méta) dolérite. Le Gneiss de Kerhornou est une roche métamorphique fortement foliée avec une texture granoblastique orientée : les minéraux (biotites, muscovites, sillimanites, quartz et feldspaths) qui la constituent sont orientés selon le plan de foliation*. La roche d'origine est probablement sédimentaire (grès ?). La présence de sillimanite est un témoin d'un métamorphisme de haute température (voir l’encadré « poussons un peu le bouchon » ci-dessous pour une proposition d'interprétation du métamorphisme léonard).

Fig13 La Presqu'île de Kermorvan

Figure 13. La Presqu’île de Kermorvan

Sur la grève, il n’est pas rare de trouver des galets blanchâtres caractérisées par des minéraux noirs disséminés, le plus souvent sous forme de baguette : la tourmalinite. Il s’agit d’une roche métamorphique métasomatique (voir le paragraphe Saint-Marzin traitant des albitites) formée dans les zones fracturées du Granite de Saint-Renan. Cette roche est ainsi constituée de tourmaline et de quartz tardif. La tourmaline est un silicate de composition chimique variée. Il en existe ainsi plusieurs variétés selon les teneurs en éléments (aluminium, bore, sodium, fer, magnésium, lithium). La variété trouvée dans les tourmalinites est appelée « Schorl » : tourmaline riche en sodium, fer et aluminium se présentant sous forme de cristaux prismatiques noirs à section triangulaire, de quelques millimètres à quelques centimètres de large et de plusieurs centimètres de long.

Focus : La Tourmaline:

La tourmaline est considérée comme une « pierre précieuse », en cinghalais (Sri Lanka) : turmalli signifie « la pierre qui attire les cendres » sans doute à cause de ses fortes propriétés électrostatiques lorsque l'on frotte le minéral avec un chiffon ! D'ailleurs, il paraît que les marins scandinaves se servaient du minéral pour retirer la cendre de leurs pipes. '

Focus : « mégalithes » et patrimoine

La presqu’île de Kermorvan représente un site emblématique de Penn ar Bed. La presqu’île fut un haut-lieu du « mégalithisme » puisque de nombreux dolmens, menhirs et allées couvertes ont été décrits au début du 19ème siècle. La plupart furent détruits et actuellement, ne sont visibles que des vestiges ou traces des monuments, notamment deux menhirs : un menhir en Gneiss de Kerhornou (aspect en lame) et un autre en Granodiorite de la Pointe des Renards. La presqu’île porte l'empreinte de l’époque « Vauban » comme l’attestent le fort de l’Ilette et les redoutes constituées en grande partie de pierres locales (Gneiss du Conquet et de Kerhornou, Granodiorite de la Pointe des Renards, Granite de l’Aber Ildut, Kersantite). Le phare de Kermorvan (construit en 1849 ; 19,35m de hauteur) est également constitué de ces mêmes roches.''

Fig14 Menhir à Kermorvan

Figure 14. Un menhir en Gneiss de Kerhornou

La presqu’île est un promontoire de choix afin d'admirer la Mer d’Iroise. La Mer d’Iroise offre une diversité exceptionnelle du patrimoine naturel : diversité biologique, diversité géomorphologique, diversité géologique. Il s'agit d'une mer peu profonde (dite épicontinentale). Son plancher est constitué des mêmes roches que sur le continent. Le terme « océan » est réservé aux zones où le plancher est constitué de la croûte océanique dont la roche prédominante est le basalte. Séparé de la côte par le chenal du Four, l’archipel de Molène s’étend et se poursuit au nord avec le plateau de la Helle et celui des Plâtresses. Le chenal du Fromveur sépare l’archipel de Molène du plateau d’Ouessant. Ce dernier est plus réduit et les pentes sont plus abruptes que celui de Molène. Au Nord-Ouest de l’île d’Ouessant, deux curiosités géomorphologiques et géologiques sont à mentionner : la grande fosse (- 200 m de profondeur) et la petite fosse (-150 m de profondeur) creusées dans des roches très différentes de celles que l’on trouve sur la côte du Léon. Il s’agit de roches calcaires riches en concrétions siliceuses (silex), d’à peine 100 millions d’années (plutôt jeunes par rapport à l’ensemble des roches du bâti géologique du Massif armoricain). Ces roches se sont formées au Crétacé, l’âge d’or des dinosaures. Sur le fond de la Mer d’Iroise, la pellicule sédimentaire est variée : cailloutis, sables grossiers, sables fins à très fins, pélites. En Iroise, il se forme également des structures sous-aquatiques remarquables : des dunes et des bancs sableux localement riches en débris coquilliers (activité de la marée et action des tempêtes prépondérantes), des constructions bio-sédimentaires constituées de thalles d’algues (le maërl). La Mer d’Iroise est également renommée pour sa richesse biologique : forêts de laminaires, colonies de phoques, dauphins, oiseaux marins, invertébrés marins, poissons, etc.

Le site des Blancs-Sablons est un espace naturel remarquable (site classé, zone Natura 2000). Il s'agit d'un massif dunaire d'origine éolienne qui s'est mis en place après l'âge de fer. Depuis le 18ème siècle, la dune se dégrade par l'action des agents de l'altération (marée, houle, vent, pluie, etc.) et la pression humaine (piétinement, camping sauvage, etc.). L'action de la communauté de communes du Pays d'Iroise, gestionnaire Natura 2000 du site, permet cependant une stabilisation et une régénérescence du massif. La dune des Blancs-Sablons se divise en deux zones : en se dirigeant vers l'intérieur des terres, la dune embryonnaire correspond au début du massif, on y rencontre les premières plantes pionnières comme le Caquillier maritime ou le Chiendent puis on passe à la dune mobile, beaucoup plus végétalisée (Oyat, Panicaut, Euphorbe, Liseron, etc.). Cette partie de la dune est instable en raison des apports ou des retraits de sable en fonction de l’action des marées et de la houle.

La plage, longue de près de 2 km, est constituée de sables fins coquilliers, milieu privilégié pour les invertébrés marins fouisseurs tels les donaces, les tellines ou les lucinelles.

En falaise affleure le Gneiss de Kerhornou et, en de nombreux points, la roche se présente sous forme de fragments disposés en coulées de gélifraction. La gélifraction est un phénomène de fragmentation des roches sous l'effet du gel. Les différences de température provoquent des fissurations et, l'eau qui gèle dans les fractures, exerce une pression importante. L’alternance de périodes de gel et de dégel entraîne des mouvements de sols. Ces coulées sont les témoins de la dernière période de glaciation*. Des coulées de gélifraction peuvent s’observer ponctuellement le long du littoral (Bilou, Pors Liogan, Rospects, Saint-Marzin, Trez-Hir).

Fig15 Coulée de gélifraction

Figure 15. Coulée de gélifraction, Saint-Marzin, Plougonvelin.

Un autre témoin de glaciation est visible au nord du massif dunaire des Blancs-Sablons, à Lanfeust, sous l’aspect d’une formation jaune-ocre appelée Loess ou limon des plateaux. Le Loess est un dépôt sédimentaire d’origine détritique, meuble, constitué en majorité de quartz, de carbonate et de minéraux argileux et présentant le plus souvent des fossiles de gastéropodes terrestres. La formation du Loess est liée aux glaciations du Quaternaire. Les périodes glaciaires, avec un climat froid et sec favorisaient le développement de steppes parcourues de vents violents, vecteurs de transport de fines particules sédimentaires (la granulométrie se situe entre les classes des sablons et de limons) dont les sources sont principalement les dépôts glaciaires (moraines*) et les limons fluvio-glaciaires. L’accumulation de ces particules finit par former un sol dont la composition variée (siliceuse et carbonatée) confère une grande fertilité agricole. Le Loess affleurant à Lanfeust est en grande partie décarbonaté dû à l’altération météorique. Les complexes loessiques sont abondants en Europe du Nord (Nord de la France, Belgique, Hollande, Allemagne, Suisse).

Focus : Interprétation géologique

Poussons un peu le bouchon ! Tentons une interprétation de la « série » métamorphique léonarde : Les séries géologiques affectées par un métamorphisme régional montrent, le plus souvent, une évolution dans l’espace des assemblages minéralogiques, à mettre en relation avec l’évolution des conditions de pression (P) et de température (T). Si ces deux facteurs augmentent en intensité, le degré de métamorphisme augmente également. Il est qualifié de gradient prograde et correspond, le plus souvent, à une augmentation de profondeur (enfouissement). Le substratum géologique du sud-ouest du Pays du Léon présente les caractéristiques de ce gradient. Celui-ci est essentiellement constitué par des roches magmatiques (granites, granodiorites, diorites) et des roches métamorphiques (schistes, gneiss, micaschistes, métagabbros, métagranitoïdes). Le métamorphisme est de basse à moyenne pression et de haute température et le gradient prograde s’observe du sud vers le nord. Au sud, les quartzophyllades de l’Elorn affleurent sur les rives de l’Elorn, en alternance de niveaux gréseux et de niveaux schisteux, probablement d’âge Précambrien (?). Le degré de métamorphisme est très faible (l’ensemble des structures sédimentaires, dont le litage*, a été conservée). Ils correspondent au faciès des schistes verts avec des assemblages minéralogiques typiques à quartz-albite-muscovite-chlorite. Ensuite, une puissante masse gneissique est observée : les Gneiss de Brest qui succèdent au complexe des Micaschistes et Gneiss du Conquet. Les micaschistes représentent l’équivalent des quartzophyllades de l’Elorn sous un faciès métamorphique plus élevé (faciès amphibolite). L’andalousite a aussi été localement observée, associée à de la muscovite et au quartz. Quelques disthènes ont également pu être collectés. Les Gneiss de Kerhornou s’étendent au nord des Micaschistes du Conquet, caractérisés par la présence de la sillimanite, témoin de conditions de température élevées. On passe ensuite aux migmatites de Plouarzel mais, ici, la continuité magmatique est interrompue par l’intrusion du granite de Kersaint-St-Renan. Ces migmatites traduisent ainsi l’évolution ultime du gradient prograde à la limite de la fusion. Cette succession d’unités métamorphiques : unité 1 (Quartzophyllades de l’Elorn + Gneiss de Brest), unité 2 (Micaschistes et Gneiss du Conquet), unité 3 (Gneiss de Kerhornou) et unité 4 (Migmatites de Plouarzel) montre clairement un gradient prograde. En effet, les Micaschistes du Conquet présente deux polymorphes des silicates d’alumine (andalousite, disthène) et, ensuite, on passe au Gneiss de Kerhornou qui, lui, contient le polymorphe haute température : la sillimanite. Les galets marins

En parcourant le littoral, les grèves, les plages, l’estran rocheux, les galets attirent par leurs formes, leurs couleurs ou encore leurs textures. Si le terme « galet » est employé communément pour désigner des « cailloux ronds », il existe une classification selon la taille des particules : on parle de blocs (> 20 cm), galets (> 2 cm), gravillons (> 2 mm), sables (> 0,2 mm), sablons (> 0,02 mm) et limons (> 0,002 mm). Une fois libérés par les facteurs de l’érosion (voir lecture du paysage), les fragments de roches ou particules vont être transportés (eau, vent, gravité). Au niveau du littoral, les fragments de roches sont emportés par les courants marins et chahutés sans cesse par les vagues et l’onde de marée. Pendant cette phase de transport, les angles des fragments de roches seront abrasés et vont devenir « ronds ». Cette abrasion tient, en grande partie, aux frottements des particules fines (sable) sur les fragments. Selon l’intensité de l’abrasion, les fragments seront plus ou moins émoussés. Selon la force des courants et des vagues, des accumulations de galets et de blocs se développent dans les zones abritées de la houle de sud-ouest dominante et prennent des formes différentes (croissants, langues, flèches, etc.). L’archipel de Molène est particulièrement réputé pour ces formations sédimentaires contemporaines. Par exemple la côte Nord-Ouest de l’île de Béniguet est constituée d’impressionnantes « vagues » de galets appelées « Penn Biliog » (tête de galet !). Ces accumulations constituent de véritables remparts protégeant la côte, notamment insulaire, des assauts de la mer. De manière plus réduite et localisée, des amas de galets de rencontrent le long du trait de côte. La nature lithologique des galets est variée : on retrouve les roches constituant les falaises de proximité (Gneiss de Brest, Granodiorite de la Pointe des Renards, Granodiorite de Trégana, etc.) mais aussi en provenance de falaises un peu plus éloignées géographiquement (Granite de l’Aber Ildut, Granite de Saint-Renan, Dolérite de Brenterc ‘h, etc.) voir de beaucoup plus loin (le delestage des navires peut être une source de galets dont l’origine est difficilement identifiable…). Des roches, étrangères au substrat géologique local (dites allochtones), sont également répertoriées sous forme de galets et dont l’origine reste vague ou inconnue : granite « rouge », microgranite, basalte à olivine, basalte vacuolaire altéré appelé « Mélaphyre », syénite à leucite, rhyolite, silex, etc.. Plus rare, des roches sédimentaires sont retrouvées (schistes et grès paléozoïque de la Presqu’île de Crozon). Ainsi, les galets peuvent être des indicateurs de la courantologie et permettent de retracer les routes de transport.

Fig16 Galets marins

Figure 16. Galets marins

Focus environnement : les « larmes de sirènes »

En parcourant les grèves, il n’est pas rare de repérer des perles multicolores, émoussées et polies. Ces débris de verres manufacturés, jetés ou « perdus » en mer, prennent ainsi l’allure de pierres précieuses de fantaisie que l’on peut s’amuser à collectionner. Ces « larmes de sirène », comme certains aiment à les appeler, sont pourtant des déchets. Depuis l’ère du « tout plastique », les perles de verre cèdent le pas à des perles de plastique : granulés plastiques issus du processus industriel de recyclage de déchets qui se retrouvent dans le milieu naturel du fait de modes de gestion (production, conditionnement, transport) non maîtrisés. Ces larmes de sirène, comme les nombreux débris de plastiques, se comportent comme des particules sédimentaires et constitueront, dans un avenir pas si lointain, des roches, conglomérats de déchets (plastique surtout) qui seront ainsi caractéristiques de « l’Anthropocène ».

Fig17 Les larmes de sirère

Figure 17. Les larmes de sirène

Le Conquet

Le Conquet est une cité de caractère, d'art et d'histoire. Son origine remonte aux temps préhistoriques comme en témoignent les restes de mégalithes de la Presqu’île de Kermorvan. En flânant au Conquet, on remonte les siècles et on touche les pierres et les constructions des générations passées : Maison des Seigneurs, Maison de Michel Le Nobletz « Notre Dame de bon secours », Eglise Sainte-Croix (initialement à Lochrist, elle fut déplacée et reconstruite en 1856 pierre par pierre et agrandie en utilisant les pierres des ruines de la chapelle de Saint Christophe), la dizaine de lavoirs conquétois, etc. Beaucoup de pierres de construction ont une origine « locale », provenant des carrières littorales conquétoises lorsqu’elles étaient en activité, dont la source principale est la Granodiorite de la Pointe des Renards et les Micaschistes et Gneiss du Conquet. Etant donné l’histoire maritime riche du Conquet (avec le développement portuaire), la production locale de pierre ne suffisait plus, il a donc fallu aller chercher d’autres pierres. Ainsi, à travers les pierres de construction du Conquet, il est permis de voyager « géologiquement parlant » :

  • Granodiorite de Trégana.
  • Pierre de Logonna ou « pierre jaune » de Logonna (extraite de la carrière du Roz en Rade de Brest), roche filonienne (microdiorite quartzique porphyrique), jaunâtre avec des auréoles concentriques d’hydroxyde de fer (aspect rouillé), constituée de grands cristaux de quartz, plagioclases, micas blancs.
  • Kersantite, pierre emblématique de Bretagne, roche filonienne, comprenant plusieurs variétés : claire à l’Hôpital Camfrout (plagioclases, biotites, amphiboles, calcites et allanites, pyroxènes), noire à gros grains (Loperhet) (olivines, micas noirs en grands cristaux), ou à grains fins (Logonna). La Kersantite est datée d’environ 350 millions d’années.
  • Granite de l’Aber Ildut, roche magmatique contenant des feldspaths (roses), biotites (noires) et quartz. Elle présente également des enclaves d'aspect noirâtre. Cette roche s’est mise en place lors du dernier cycle de formation de montagne (Hercynien), il y a environ 350 millions d’années.

Focus : Les phares

Les phares constituent des édifices incontournables du patrimoine maritime et littoral breton. Ils nous montrent l’importance des roches sans qui ces monuments historiques ne seraient plus debout !

Le phare des Pierres noires (1872, 28 mètres de hauteur, feu à éclat rouge – un éclat toutes les 5 secondes), situé en mer au large de Molène, est constitué en Kersantite et Granite de l’Aber Ildut. Alors que le phare des Pierres noires balise le sud du chenal du Four, son « jumeau », le phare du Four balise le nord du même chenal. Le phare de Saint-Mathieu (1835, 56 mètres de hauteur, feu à éclat blanc – un éclat toutes les 15 secondes), situé sur la pointe Saint-Mathieu (Plougonvelin), est bâti avec de la Granodiorite de la Pointe des Renards, Gneiss de Brest, Granite de l’Aber Ildut. Au Moyen-âge, il existait déjà un feu entretenu par les moines bénédictins de l’Abbaye. Le phare de Kermorvan (1849, 19,35 mètres de hauteur, feu à éclat blanc – un éclat toutes les 5 secondes), en presqu’île de Kermorvan (Le Conquet), est composé de Gneiss du Conquet et de Kerhornou, Granodiorite de la Pointe des Renards, Granite de l’Aber Ildut, Kersantite. Le feu de Lochrist (1904, 18 mètres de hauteur, feu à éclat blanc – à occultation), situé au Conquet, est principalement construit en Granite de l’Aber Ildut.



Glossaire (les définitions sont succinctes, pour en savoir plus consultez les ouvrages en références !)Grand texte

  • Cisaillement : plan de fractures impliquant des discontinuités dans les roches avec un déplacement de matériel.
  • Convergence : la Terre est constituée en surface par des plaques en mouvement les unes par rapport aux autres. La convergence est la rencontre entre deux plaques, soit il y a collision et formation de chaines de montagnes (ex. Himalaya), soit une plaque va passer en dessous d'une autre (ex. La ceinture de feu du Pacifique).
  • Datations isotopiques : méthode de datation absolue permettant de donner un âge aux formations géologiques. Elle repose sur les caractéristiques de la désintégration d’un élément radioactif « père » en un élément radiogénique « fils » et sur le fait que la masse d’un élément radioactif décroît de façon exponentielle en fonction du temps.
  • Diagénèse : processus de transformation du matériel sédimentaire par compaction des particules, expulsion de l'eau et consolidation (cristallisation et cimentation).
  • Distension crustale : se déroule au niveau de la dorsale océanique* mondiale qui génère de la croûte océanique sous la forme de deux plaques qui s'écartent l'une de l'autre. Il s'agit du lieu principal de formation des roches magmatiques terrestres.
  • Dorsale(s) médio-océanique (s) : Il s'agit de chaînes de montagne sous-marines d'environ 60 000 km de long et entre 1 et 2 km de haut. Elles sont parcourues de failles et l'axe principal se révèle être un fossé d'effondrement autrement appelé « rift ». Ces « montagnes » sont l'objet d'une activité volcanique intense, avec l'émission quasi continue de magma basaltique qui, au contact de l'eau de mer, refroidit rapidement créant des formes caractéristiques en forme de coussins voire de traversins (« pillow-lavas »). La dorsale est la manifestation en surface de mouvements colossaux de convection se produisant à l'intérieur de la Terre (manteau). Ainsi du matériel magmatique est produit en permanence et renouvelle le plancher océanique comme une sorte de tapis-roulant !
  • Fentes de tension : fractures dont les bords sont écartés au niveau de la partie centrale et se rejoignant aux extrémités. Le déplacement, qui est responsable de l’ouverture, est perpendiculaire à la fracture, dont la cause est une tension. Le plus souvent, ces fentes sont remplies de cristaux (calcite en pays calcaire et quartz en pays siliceux).
  • Fluides hydrothermaux : circulation dans des fractures « d'eaux chaudes » liée à l'activité magmatique (volcanisme, cristallisation d'un magma, etc.). Ces liquides sont riches en éléments dissous (fer, cuivre, titane, etc.) qui, en se refroidissant, se précipitent pour donner des filons.
  • Glaciation : La Terre connaît de manière récurrente, des alternances de périodes glaciaires et interglaciaires. La dernière glaciation a débuté il y a 120 000 ans pour se terminer il y a 10 000 ans (Glaciation dite « Würm «  qui est un affluent du Danube) avec un maximum glaciaire il y a 20 000 ans. La calotte glaciaire occupée ainsi une grande partie de l’Amérique et de l’Europe du Nord. Le niveau marin était ainsi plus bas d’environ 120 mètres par rapport à aujourd’hui.
  • Hydrolyse : réaction chimique entre des éléments comme le sodium, potassium, magnésium, qui attirent les molécules d’eau pour donner des nouveaux éléments solubles.
  • Kaolin : roche argileuse constituée principalement de kaolinite, silicate d’alumine, et issue de l’altération de roches riches en feldspaths.
  • Leucocrate : se dit d’une roche magmatique riche en feldspaths et assimilés, quartz.
  • Litage : sous l'action des vagues, des courants marins ou de rivières, du vent, etc., les sédiments vont s'organiser en lamines correspondant à des alignements de particules. L'organisation géométrique des lamines se nomme litage.
  • Lithification : passage d'un sédiment meuble à une roche sédimentaire solide par diagénèse.
  • Macle : association de minéraux de même nature soit par accolement ou interpénétration.
  • Magmas : liquides naturels de haute température et le plus souvent riches en silice (pour 99% d'entre eux) avec une partie solide (cristaux précoces) et contenant du gaz dissous. La cristallisation des magmas donne des roches magmatiques.
  • Manteau : la structure de la Terre est constituée de couches successives à la manière d'un oignon ! Du centre à la surface, les différentes zones sont la graine (solide, riche en fer et en nickel), le noyau (liquide également riche en fer et nickel), le manteau (solide et ductile) et la croûte terrestre (solide). Le manteau présente deux parties : le manteau supérieur solide de 400 km à 670 km de profondeur et le manteau inférieur ductile de 670 km à 2 900 km de profondeur. Les roches du manteau sont des péridotites (riches en silicates de magnésium et de fer).
  • Moraine : dépôt glaciaire. En avançant, les glaciers brisent, fragmentent et transportent des des débris de roches de formes et de tailles variées (blocs anguleux, graviers, sables, etc.) s’accumulant devant les glaciers ou latéralement.
  • Neutrino : particule fondamentale de charge électrique nulle et de masse quasi-nulle.
  • Orogenèse : processus de formation des chaînes de montagne, résultat de mouvements de convergence et de collision de plaques lithosphériques (voir convergence).
  • Pendage : angle entre une surface (couche, plan de schistosité, etc.) et un plan horizontal.
  • Pénéplaine : se dit d'un relief aplani et arasé où les facteurs de l'érosion ont agi pendant plusieurs millions d’années (pour les roches de résistance moyenne) sans qu'aucun accident ou événement géologique ne soit venu contrarier l’évolution du cycle d’érosion. Il s'agit du relief typique des massifs anciens comme le Massif armoricain ou le Sud-Ouest de la plaine Anglaise.
  • Plaques (lithosphériques) : Parties supérieures et rigides de la Terre (lithosphère) se déplaçant sur un substrat de nature visqueuse (Asthénosphère). Chaque plaque se limite par une zone de création de la croûte ; par une zone de résorption de la croûte (la croûte plonge dans le manteau); par une zone où 2 plaques glissent l’une contre l’autre. On distingue 7 plaques majeures : Afrique, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Antarctique, Australie, Eurasie et Pacifique ; auxquels s’ajoutent les plaques, plus petites, Arabie, Caraïbes, Cocos, Inde, Juan de Fuca, Nazca, Philippines et Scotia.
  • Schistosité et foliation : à partir de la température de 300°C, les matériaux seront susceptibles de fluer sous l’effet de contraintes. Il se développe ainsi dans les roches métamorphiques, des plans de discontinuité appelés schistosité de flux ou foliation. Sous des conditions de métamorphisme faible et selon la compétence des roches, il va se développer une schistosité de fracture au niveau des roches les plus compétentes tandis que la schistosité de flux caractérise les niveaux plus meubles.
  • Systèmes cristallins : Au sein des cristaux, les atomes constitutifs se combinent géométriquement selon 7 systèmes cristallins : cubique, quadratique (prisme droit avec deux bases carrées), orthorhombique (prisme droit avec deux bases rectangulaires), monoclinique (prisme oblique avec deux bases rectangulaires), triclinique (prisme oblique avec des bases de parallélogrammes), Rhomboédrique (avec 6 faces de losanges) et hexagonal (prisme droit avec deux faces hexagonales).

Quelques lectures géologiques Ouvrages généraux

  • Brahic, A., Hoffert, M., Maury, R., Schaaf, A. & Tardy, M. 2006 - Sciences de la Terre et de l'Univers, Ed. Vuibert, 758 p.
  • Foucault, A. & Raoult, J.F., 1995 (4ème édition) – Dictionnaire de géologie, Ed. Masson, 324 p.
  • Michel, F. 2005 – Roches et paysages, reflets de l'histoire de la Terre, Ed. Belin, 255 p.
  • Ouvrages sur la Bretagne
  • Cabanis, B. 2007 – Géologie et paysages de Bretagne, Ed Jean-Paul Gisserot, 31p.
  • Caroff, M. & Le Gall, B. 2013 – Curiosités géologiques du Léon, de l'île d'Ouessant à l'île de Batz, Ed. Apogées, 110 p.
  • Chauris, L. 2014 – Minéraux de Bretagne, Ed. Du Piat, 335 p.
  • Jonin, M. 2010 – Géotourisme en Finistère, petit guide géologique pour tous, Ed. Biotope, 96 p.
  • Lardeux, H. 1996 (3ème édition) – Guide géologique de la Bretagne, Ed. Masson, 223 p.
  • Lukas, Y. & Rolet, J. 2001 – Bretagne, beaux minéraux, belles roches, Ed. Palantines, 127 p.
  • Cartes géologiques
  • Chauris, L. & Hallégouet, B. 1989 – Carte géologique de la France à 1/50 000 – Le Conquet, Ed. BRGM
  • Chauris, L. & Plusquellec, Y. 1980 - Carte géologique de la France à 1/50 000 – Brest, Ed. BRGM
  • Article spécialisé
  • Jones, K.A. 1993 – Phase relations in Al2SIO5 polymorphs; Le Conquet Region, North-Western Brittany, France, Proceedings of the Ussher Society, 8, 138-144

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