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geologie

De la tourbe à Treffiagat

Publié le par DL

Entre la plage de Léhan et celle de Squividan en Treffiagat (Finistère), de larges plaques sombres apparaissent où une couche de sable a été emportée par la mer. Mars 2019.

C'est de la tourbe, matière organique fossile formée par accumulation de végétaux morts dans un milieu saturé en eau. Quelques "galettes" semblent s'en être détachées sans doute sous l'effet des vagues.

La tourbe se formant dans l'eau douce, on peut se demander pourquoi on trouve celle-ci dans une zone couverte par la mer à chaque marée.

Sur cette photographie aérienne de l'IGN (Institut Géographique National), la zone où la tourbe est apparue en mars 2019 est marquée d'un trait rouge. Sur la gauche, la marque rouge signale la position du menhir de Léhan en bordure de l'étang. Source: geoportal.gouv.fr

En fait, cette tourbe s'est bien formée à cet endroit quand la mer ne l'atteignait pas. A cette époque, la dune qui surplombe la plage se trouvait plus au large, c'est-à-dire au Sud de sa position actuelle. 

L'accumulation de galets et de sable crée des cordons dunaires qui bloquent l'écoulement des ruisseaux et provoquent la formation de marais et d'étangs dont l'eau finit par s'évacuer par filtration sous la dune. C'est dans de tels marais et étangs que se forme la tourbe.

Dans le Finistère, d'autres tourbières sont occasionnellement visibles sur l'estran: dans l'anse de Kervijen, en Plomodiern (1) ou dans la Baie des Trépassés en Plogoff (2).

La côte du pays bigouden compte de nombreux étangs d'arrière dune, dont les plus étendus sont ceux de Kergalan et de Trunvel. A Treffiagat, il subsiste l'étang de Léhan dont l'existence est due au barrage que la dune oppose à l'écoulement des eaux de ruissellement. La lente formation de tourbe se poursuit donc.

L'étang de Léhan avec son menhir et sa roselière.

Actuellement, ce sont sans doute essentiellement les feuilles mortes de la roselière  s'accumulant au fond de l'étang de Léhan qui forment de la tourbe. 

Il y a quelques millénaires, cet étang se trouvait certainement plus au Sud sans être nécessairement plus étendu qu'aujourd'hui. Le vent, les tempêtes et l'élévation du niveau des océans ont progressivement repoussé les cordons dunaires vers l'intérieur des terres et mis à portée des marées des zones jusqu'alors dans les terres.

Toutefois, les bancs de tourbe apparus en mars 2019 ne se trouvent pas à proximité directe de l'étang de Léhan, mais plus à l'Est. L'explication qui précède s'applique aussi à eux: il y a quelques millénaires, un étang ou un marais se trouvait à cet endroit, à l'arrière d'un cordon dunaire qui se trouvait lui-même plus au Sud. 

D'ailleurs, le secteur qui se trouve aujourd'hui derrière la dune au niveau de ces bancs de tourbe est aujourd'hui considéré comme une zone humide.

Le secteur grisâtre cerclé de rouge est une zone humide où s'accumulent les eaux de ruissellement. En bleu, le réseau hydrographique. Source: geoportail.gouv.fr

Sur des cartes anciennes, ce secteur est figuré comme un étang.

Carte dite de Cassini (1783). Cette carte figure 2 étangs derrière le cordon dunaire. La marque rouge indique la position du menhir. Source: gallica.bnf.fr

Carte dite d'Etat major (1820-1866). Deux étangs de part et d'autre du village de Léhan. Source: geoportail.gouv.fr

Carte extraite du "Pilote français" (1822). Source: geoportail.gouv.fr

Comme pour l'étang de Léhan, celui qui n'est plus maintenant qu'une zone humide se situait plus au Sud voici quelques milliers d'années. 

La roselière qui bordait ses rives a déposé au fond de l'eau ses feuilles mortes qui se sont transformées en tourbe noire. 

Avec le temps, les événements météorologiques et la montée du niveau océanique, le cordon dunaire a été repoussé progressivement vers le Nord, recouvrant tout d'abord la tourbe puis la laissant apparaître. 

Cette tourbe est découverte approximativement au milieu de l'estran (le 27 mars 2019, moins d'une heure après une marée basse de coefficient 55). Il en a aussi été observé par un plongeur à 2,40 mètres au dessous des basses mers de coefficient 118, dans un endroit indéterminé de la côte de Treffiagat (3). C'est dire que cette tourbière devait être très étendue.

Liens:

Les zone humides de Treffiagat

Tourbières et marais, des zones humides remarquables

Treffiagat, une richesse archéologique préhistorique

https://www.ouest-france.fr/bretagne/treffiagat-29730/en-images-fausse-alerte-pollution-sur-le-littoral-bigouden-6314817

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Des filons de quartz à Plozévet

Publié le par DL

A Plozévet, quand on circule à marée basse sur l'estran, au pied de la falaise entre Prat Meur et l'anse de Canté, on peut voir des filons de roche claire, parfois presque blanche, comme insérés dans la roche encaissante plus sombre.

Comme on peut le voir sur les photos ci-dessus, ces filons forment des alignements quasi rectilignes sur des mètres, voire des dizaines de mètres.

En orange, localisation des sites entre Prat Meur au N.-O. et l'anse de Canté au S.-E. Carte topographique IGN. Source: géoportail.ign.fr

Ces filons sont du quartz, c'est-à-dire essentiellement de la silice associée à différents éléments chimiques, dont des métaux.

Les roches dans lesquelles ces filons se sont formés sont des micaschistes, c'est-à-dire des roches ayant subi des transformations physiques et chimiques dans des conditions de forte pression et température (roches métamorphiques).

Sur cette photo, on voit que les filons de quartz se trouvent sur toute l'épaisseur des micaschistes encaissants.

Ces micaschistes forment des couches qui se sont redressées sous l'effet des forces tectoniques et présentent un pendage jusqu'à 80°.

Sur la droite de cette photo, on voit nettement un banc de micaschistes redressé presque verticalement.

Extrait de la carte géologique dite de Pont-Croix, du Bureau de Recherche Géologique et Minière (BRGM). Source: geoportail.ign.fr

Ces filons de quartz sont des filons hydrothermaux. En profondeur, de l'eau très chaude et sous pression s'est chargée de silice dissoute et s'est infiltrée dans les failles et les fissures de la roche encaissante (micaschistes). Sous l'effet du refroidissement et de la diminution de pression, la silice jusqu'alors dissoute s'est cristallisée et s'est déposée sur les parois des failles qu'elle a fini par combler entièrement. 

Ces filons peuvent avoir une largeur considérable. Sur cette photo, la personne cerclée de rouge donne une indication de l'échelle.

Sur l'estran soumis à l'action de l'océan, la roche encaissante, plus fragile, s'érode plus rapidement que le quartz, jusqu'à disparaître en surface et dégager le filon qui se disloque peu à peu en libérant des blocs.

Sur cette photo, deux filons encore en place dans la roche encaissante, et, sur la gauche, les blocs d'un plus gros filon complètement disloqué. 

La force des vagues est capable se déplacer les blocs de quartz à tel point qu'on ne peut que deviner le tracé du filon qu'ils composaient.

 

Parfois, le tracé initial d'un filon est impossible à déterminer.

Blocs de quartz épars sur la grève.

Liens:

https://www.rts.ch/decouverte/sciences-et-environnement/environnement/4640358-comment-est-fabrique-le-quartz.html

http://temoinsdupasse.free.fr/gitologie.html

https://fr.wikipedia.org/wiki/Quartz_(minéral)

https://dossier.univ-st-etienne.fr/dsi/www/tice/geologie/generalites/mineralisation_perimetre/mineralisations_filons.html

https://fr.wikipedia.org/wiki/Micaschiste

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Des traces de cuivre en presqu'île de Crozon ?

Publié le par DL

Au pied de la falaise qui surplombe la plage de Kersiguénou en Crozon (Finistère), un bloc rocheux présente des traces insolites.

Ce n'est pas surtout sa couleur gris-bleu qui surprend, alors que la falaise qui se trouve derrière est plutôt beige. Ce qui surprend, c'est qu'il porte de nombreuses traces qui font penser à du cuivre et à ce qu'on appelle communément du vert-de-gris.

Cerclée de rouge, la localisation du bloc rocheux. Photo aérienne IGN. Source: geoportail.gouv.fr 

Sur ces deux photos, on voit des traces bleu-vert sur la roche. 

Sur ces deux photos, on voit aussi des amas rougeâtres entourés de traces bleu-vert.

Détails des photos qui précèdent.

La présence simultanée d'amas rougeâtres et de traces bleu-vert évoquent le cuivre et le vert-de-gris.

Contrairement à ce qui est communément admis, le vert-de-gris n'est pas le produit de l'oxydation du cuivre, mais celui de sa corrosion (Wikipédia). Il comporte différents composés dans des proportions variables dépendant des conditions extérieures: antlérite (milieu très pollué avec beaucoup de dioxyde de soufre), brochantite (milieu moyennement pollué avec peu de dioxyde de soufre) et atacamite (milieu salin).

Peut-il effectivement s'agir de traces de cuivre et de vert-de-gris ? Pas si l'on en croit la carte géologique de Brest et sa région, ou la carte géologique harmonisée du département du Finistère du Bureau de Recherche géologique et minière (BRGM), qui ne mentionnent pas de roches susceptibles de contenir du cuivre dans ce secteur.

Quoi qu'il en soit, ce bloc rocheux comporte de nombreuses traces de ce genre.

 Détail de la photo précédente.

Ce n'est pas tout. Cette roche présente aussi deux trous presque parfaitement circulaires. Ont-ils une origine naturelle ? On le dirait bien.

Trou n° 1.

Trou n° 2

Lien:

https://fr.wikipedia.org/wiki/Vert-de-gris

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Un cordon de galets fossile à Primelin

Publié le par DL

Entre l'anse du Cabestan (en Esquibien) et Porz Tarz en Primelin (Finistère), on peut voir un cordon de galets fossile au somment de la falaise qui surplombe l'estran. Les galets de petite taille, qu'on peut qualifier de graviers, sont majoritaires, même si certains sont nettement plus gros.

Sur cette photo aérienne de l'Institut Géographique National (IGN. Source: géoportail.gouv.fr), le secteur où l'on peut observer le cordon de galets fossile est souligné de jaune. En tireté noir, la limite entre les communes d'Audierne-Esquibien et de Primelin.

En fait, il ne s'agit pas d'un cordon continu, mais de portions de ce qui, à l'origine, devait être un seul cordon.

La présence de cordons de galets sur le littoral breton n'est pas exceptionnelle, et à quelques kilomètres de Primelin, le cordon de galets qui s'étend entre Plovan et Plomeur en pays bigouden est bien connu. C'est l'Ero vili.

A Tréogat, l'Ero vili du pays bigouden est atteint par les marées de vives eaux.

Alors que l'Ero vili du pays bigouden est atteint par les marées de vives eaux (les grandes marées), le cordon fossile de Primelin ne l'est pas parce qu'il se trouve à une altitude assez élevée. Pour s'en convaincre, il suffit de considérer les altitudes relevées par l'Institut Géographique National sur la portion de littoral qui nous intéresse.

Sur cette carte topographique de l'IGN, les altitudes relevées juste à proximité du rebord de la falaise sont respectivement de 11 m, 12 m et 13 m. Source: geoportal.gouv.fr

Le site geoportail.gouv.fr, permet de vérifier point par point l'altitude de chaque portion du cordon fossile de Primelin. Et partout, on trouve des altitudes proches de 10 mètres.

Tout près des anciens viviers de Pors Tarz, la portion de cordon fossile signalée par le point orange se trouve à une altitude de 10,66 m selon le site geoportail.gouv.fr.

La vidéo qui se trouve en fin de cet article met en valeur la hauteur des vestiges du cordon fossile par rapport au niveau de la mer.

On sait que les galets présents sur nos côtes proviennent de cordons aujourd'hui immergés au large et qu'ils sont amenés peu à peu à la côte par les courants, la houle et des algues qui s'accrochent à eux et les soulèvent avant d'êtres drossées sur le rivage (Voir sur ce blog les articles Du silex sur la plage de Tréguennec et Comment des galets se retrouvent sur les plages).

Toutefois, cela n'explique pas que le cordon fossile de Primelin se trouve à une altitude qui n'est pas atteinte par les marées de vives eaux.

Une explication est avancée par les géologues: le cordon fossile de Primelin s'est formé à une époque où le niveau de la mer était plus élevé.

Au cours des 2,6 millions d'années du Quaternaire, la terre a connu une alternance de périodes glaciaires marquées par un abaissement général du niveau des océans dû au stockage de l'eau sous forme de glace, tant aux pôles que dans les glaciers terrestres, et de périodes de réchauffement (périodes interglaciaires) au cours desquelles la fonte des calottes et des glaciers a provoqué une hausse du niveau des océans. 

La formation du cordon de galets de Primelin daterait de la dernière période interglaciaire, appelée Éémien, et datée d'environ 120.000 ans. A en juger par l'altitude actuelle des vestiges de ce cordon, on pourrait en déduire qu'au cours de cet épisode de réchauffement climatique, le niveau moyen de l'océan aurait été supérieur d'environ 10 mètres à ce qu'il est aujourd'hui.

Hypothèse de l'aspect du littoral à Primelin lors de la dernière période interglaciaire (Eémien). Le niveau marin est plus élevé qu'aujourd'hui et le cordon de galets se forme en haut d'une plage par le processus évoqué plus haut.

Après l'épisode de réchauffement climatique (interglaciaire), le niveau marin redescend. Le cordon de galets s'est fossilisé, recouvert par du limon, de l'arène granitique, du sable éolien, etc. Sous l'effet de l'érosion, des portions du cordon se sont effondrées, dont on peut retrouver des vestiges au pied de la falaise.

Après l'épisode interglaciaire, l'abaissement des températures et le recul concomitant du niveau marin ont entraîné l'effondrement de portions du cordon de galets là où il s'est trouvé privé de support et sous l'effet des coups de mer. Sont restées en place les parties qui reposaient dès l'origine sur le socle rocheux.

Il est à noter qu'à l'Ouest du phare de Lervily en Esquibien, au Sud-Est du cordon de galets fossile de Primelin, on peut observer des portions d'un autre cordon fossile (Lervily, ou en breton An Ervily, peut se traduire par le cordon de galets). A cet endroit, la falaise est moins haute qu'à Primelin et le cordon de galets se trouve plutôt à une altitude de 6 à 7 mètres.

Selon la notice explicative de la carte géologique de Pont-Croix (Bureau de Recherches Géologiques et Minières, page 23), il y aurait continuité entre ces différents cordons, ainsi qu'avec celui de Plovan (Ero vili).

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Les dalles à rides de la Pointe du Gouin à Camaret.

Publié le par DL

Quand on se promène entre la plage du Corréjou et la Pointe du Grand Gouin à Camaret (Finistère), un spectacle géologique étonnant s'offre à nous. Septembre 2020.

Localisation des dalles à rides de la Pointe du Grand Gouin. Source: geoportail.gouv.fr

Le site vu de la plage du Corréjou.

En partant de la plage du Corréjou, on rencontre tout d'abord une masse de galets enrobés dans un agglomérat présentant des traces rougeâtres attestant la présence d'oxyde de fer. 

C'est le reste d'une ancienne plage âgée de 125.000 ans, à une époque où le niveau marin était plus élevé.

On trouve ensuite des roches bleues-noires au pied de la falaise. Leur surface est usée là où l'érosion marine a produit son effet, et elles présentent un feuilletage très net dans les secteurs plus abrités.

Ici, la roche est usée par le frottement des galets brassés par la mer.

Ici, on distingue nettement le feuilletage de cette roche bleue-noire.

Ces roches sont des schistes de Postolonnec, formés à partir de vases déposées il y a 465 millions d'années et métamorphisées par la suite. 

On arrive alors à la falaise de la Pointe du Grand Gouin proprement dite, qui présente la formation rocheuse la plus spectaculaire.

En effet, à cet endroit, la paroi montre une surface ondulée qui fait penser à des vaguelettes.

La roche qui constitue cette falaise est un grès quartzitique, le grès armoricain. C'est une roche sédimentaire âgée de 475 millions d'années, donc plus ancienne que les schistes de Postolonnec. Ce grès s'est formé par l'agglomération de grains de sable sous l'effet de divers processus physico-chimiques intervenus à faible profondeur et dans des conditions de pression et de température peu élevées: compaction, déshydratation, dissolution, cimentation.

Ce que ce grès a de particulier à cet endroit, c'est qu'il présente ces ondulations. Ce sont des rides de sable, ou «ripple-marks» pour les géologues, qui se sont formées sous l'action de la houle sur une plage.

Ce que nous voyons est donc une plage de sable fossilisée. Comment s'est-elle trouvée dans cette position, avec ce pendage de près de 45° ?

Il y a environ 475 millions d'années, une plage de sable bordait une mer peu profonde. La houle y avait formé des rides comme on en voit aujourd'hui encore sur nos plages.

Rides de sable, de nos jours, sur la plage du Corréjou à Camaret.

Schéma en coupe de la "plage du Grand Gouin", avec ses rides de sable, il y a 475.000.000 ans.

Au cours des dix millions d'années qui suivent, tandis que se met en place le processus de transformation du sable en grès, des vases argileuses se déposent au-dessus de l'ancienne plage.

La transformation du sable en grès a commencé.

A leur tour, les différentes couches de vase se métamorphisent en schistes. 

Sous l'effet d'énormes pressions dues aux mouvements tectoniques (rencontre des plaques continentales), les formations de grès et de schistes se redressent.

Les schistes qui recouvraient le grès armoricain de la Pointe du Grand Gouin s'effondrent et dégagent la surface de celui-ci, mettant au jour la plage fossilisée et ses rides de sable. A leur pied, une nouvelle plage de sable se forme, la plage du Corréjou.

Liens:

https://fr.wikipedia.org/wiki/Grès_(géologie)

https://fr.wikipedia.org/wiki/Schiste

Rides de sable actuelles et fossiles

https://www.comcom-crozon.com/wp-content/uploads/2018/07/article-PointeduGouinSEPTENTRION-avril2016.pdf

https://www.comcom-crozon.com/wp-content/uploads/2018/12/Fiche_Pte-du-Gouin-Corréjou.pdf

http://avg85.fr/wp-content/uploads/2014/06/2011.06.AVG_.CR_.Crozon-1.pdf

 

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