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20 juin 2016 1 20 /06 /juin /2016 11:27

 

 

 

Tufs à phénoclastes

 

 

 

Sous ce terme sont désignées des roches grisâtres à blanchâtres (en fonction de l'altération) riches en minéraux phylliteux et caractérisées par la présence de nombreux phénoclastes de feldspaths et de quartz) millimétriques à centimétriques, contournés par une schistosité bien marquée. Ces faciès, comme toutes les volcanites et volcanoclastites, ont subi une recristallisation notable. Ces tufs surtout visibles à l'Est d'Eréac (carrière de Haut-Launay) se retrouvent au Nord de la Deuve (Fig. 23), et ou Nord-Ouest de Troherneuf (Fig. 24) où ils sont particulièrement riches en phénoclastes de feldspaths (atteignant 20 mm) et contiennent des fragments lithiques. Matrice : elle est abondante (60 à 70 % du volume de la roche) et constituée de quartz microcristallin (recristallisation) et de minéraux phylliteux (séricite et chlorite) de néoformation qui soulignent la schistosité. Clastes (30 à 40 % du volume de la roche) : le pourcentage quartz-feldspaths est variable. - quartz en gros individus (200 à 1 000 p) arrondis et fracturés, éclatés, parfois à golfes de corrosion - petits grains noyés dans la matrice (quelques dizaines de v à 100 y), souvent à contours anguleux, indiquent qu'il s'agit bien de clastes. Enfin des quartz automorphes bipyramidés contiennent des inclusions de minéraux titanés (rutile). - les feldspaths correspondent à des plagioclases albitiques (An 5-10) assez arrondis et à des feldspaths potassiques-perthitiques, parfois maclés carlsbad, subautomorphes. Ces feldspaths sont aussi fracturés et éclatés. La matrice renferme d'autre part des grains microquartzitiques et des fragments de siltites, anguleux, parfois centimétriques. Dans la carrière de Haut-Launay (Nord-Est d'Eréac, front de taille est) (Fig. 23), on observe des roches allant depuis des termes tuffacés à rares phénoclastes jusqu'à des tufs francs à cristaux et des faciès siliceux (gris) à texture felsitique, évoquant des cinérites en grande partie recristallisées. Aucune texture de lave n'a été observée dans toutes ces roches. L'analyse chimique (Tabl. 13 a-1) d'un tuf à cristaux caractérise une roche légèrement plus potassique que sodique. Parmi les éléments traces (Tabl. 13 a-1) on constate une teneur élevée en Rb (# 150 ppm) et Zr (# 300 ppm) et au contraire des faibles teneurs en V et Sr. Des teneurs assez comparables ont été obtenues sur les tufs fins à débris de schistes à plantes provenant du Tournaisien inférieur de Bas-Couyer (Ille-et-Vilaine) (F. Paris, comm. Orale). Le caractère volcanique des faciès observés en indices de surface (butte au NW de Troherneuf), sont moins apparents. Des clastes de quartz "volcaniques" sont noyés dans une matrice fine et abondante. Il s'agit plutôt ici de tuffites. Des faciès comparables (schistes à "quartz volcaniques") ont été décrits par Sagon (1976, p. 143) dans l'Est du Synclinorium de Châteaulin, au sein de formations attribuées au Dévonien inférieur (Anticlinal de la Butte Saint-Michel).

 

 

 

 

Données paléontologiques

 

 

 

 

Aucune donnée paléontologique n'a pu être recueillie dans le Groupe d'Eréac. La seule macrofaune reconnue à la bordure sud du synclinorium (Crinoîdes, Tentaculites, Bivalves, Céphalopodes ?) a été découverte dans un faciès calcareux inclus dans des schistes noirs du Dévonien(sondage B.R.G.M. - Ville Allouët). Quelques spores découvertes dans ces mêmes faciès noirs appartiennent au genre EmpharûAposuXej, (Chateauneuf, comm. orale) dont l'extension verticale (Silurien supérieur à Carbonifère) n'apporte aucune précision supplémentaire. Les relations entre ces termes dévoniens et le Groupe d'Eréac sont purement tectoniques (cf. 3ème Partie) Les seules données antérieures concernant les "porphyroïdes" d'Eréac, sont celles de Barrois. Cet auteur (1894) considère que ces roches sont assimilables, d'après leurs caractères lithologiques, aux porphyroïdes (a y3) qu'il a cartographiées dans la partie est du Synclinorium de Châteaulin (1890) (Le Bodéo, Allineuc, Merléac) où leur interstratification dans les schistes carbonifères peut être observée. De même Barrois et Lebesconte (1894) considèrent que les porphyroïdes d'Eréac sont analogues à celles du Nord de Rennes (Bas-Couyer en Melesse). Pruvost & al. (1959) figurent des schistes de Châteaulin sur la bordure sud de la forêt de Bosquen (Est de Collinée) mais ne donnent pas les motifs qui les ont poussés à modifier l'attribution antérieure de ces terrains aux schistes et grès de Gahard (Barrois, 1890). On peut penser que la mise en évidence, dans ce même secteur, de "porphyroïdes" (y4), les a incité à considérer les terrains situés immédiatement au Nord, comme représentant les schistes de Châteaulin, ceci par comparaison avec les séries carbonifères de l'Est du Synclinorium de Châteaulin. Ces interprétations successives sont relativement imprécises et ne reposent que sur des analogies de faciès. En outre la nature des contacts entre les formations du Paléozoïque inférieur, le Groupe d'Eréac et les terrains briovériens a été considérée tantôt comme stratigraphique (Pruvost & al., 1959), tantôt comme tectonique (Barrois 1890 ; Barrois & Lebesconte, 1894). Compte tenu de l'imprécision des données antérieures et de l'absence de tout élément paléontologique, une discussion sur l'âge du Groupe d'Eréac ne peut se fonder que sur les comparaisons avec les régions occidentales et orientales du Synclinorium médian armoricain. Dans la partie orientale du Synclinorium de Châteaulin, une récente révision du volcanisme (Sagon, 1976) a permis de reconnaître parmi les "porphyroïdes" rapportées antérieurement au Carbonifère, deux ensembles : - le premier constitué entre autres par des méta-rhyolites ou métadacites, serait interstratifié dans la partie inférieure de la succession dévonienne. - le second, qui comprend des kératophyres sodiques, des quartz- volcano-sédimentaires, appartient à la partie basale de la série sédimentaire inférieure du Dinantien. Dans la partie orientale du Synclinorium du Ménez-Bélair, aux environs de Saint-Germain sur-Ille, existe un ensemble volcanoclastique comprenant des brêches à éléments volcaniques, des tufs rhyolitiques, des "blaviérites" ; le tout passe à une succession terrigène plus fine et se termine par des faciès carbonatés. Des intercalations schisteuses à plantes et spores, ont permis de dater le matériel volcanoclastique du Tournaisien inférieur. Au voisinage immédiat de ces affleurements des filons de rhyolites et de microgranites, localisés le long de la fracture sudbordant le Paléozoïque, correspondraient aux "cheminées" d'alimentation de ce volcanisme (Paris, 1971 ; Cogné, Paris & Philippot, 1972). D'après l'ensemble de ces données, deux hypothèses sont retenues et discutées : l'appartenance du Groupe d'Eréac soit au Dévonien inférieur, soit au Carbonifère. Un âge dévonien inférieur paraît peu probable dans la mesure où les faciès reconnus dans le Groupe d'Eréac ne rappellent en rien les Formations de Gahard et Touvra, représentant le Dévonien inférieur sur le flanc nord du synclinorium. Ces formations n'ont montré aucune trace de volcanisme et il paraît peu concevable que l'épaisse série volcanique du Groupe d'Eréac puisse disparaître aussi rapidement vers le Nord. On notera par ailleurs que dans le reste du Synclinorium du Ménez-Bélair, le Dévonien inférieur, dont la succession est bien connue, ne comporte pas non plus d'épisodes volcanoclastiques manifestes. On peut d'autre part remarquer que l'attribution au Dévonien inférieur des volcanites acides de la partie est du Synclinorium de Châteaulin, comporte une part d'interprétation. Les conditions d'affleurement très médiocres ne permettent pas en effet, de voir un passage graduel entre les volcanites et les formations rapportées au Dévonien (Aye, 1978). Une association tectonique ne peut être à priori exclue dans la mesure où dans la région étudiée ici, le Groupe d'Eréac est fréquemment en contact par faille avec les terrains du Dévonien inférieur (sondage B.R.G.M., Ville Allouët - Discussion 3ème partie). Enfin, la variabilité des faciès qui accompagnent le volcanisme acide dans la partie orientale du Synclinorium de Châteaulin (Aye, 1978) s'accorde mal avec la relative uniformité de la succession éodévonienne dans l'ensemble du Synclinorium médian armoricain. En l'absence de toute preuve paléontologique ou radiochronologique publiée, l'âge dévonien inférieur du volcanisme dans la partie est du Synclinorium de Châteaulin (par exemple Porte-aux-Moines), ne peut donc être considéré comme définitivement acquis. Le volcanisme d'Eréac est à chimisme acide et peut donc être rapproché du volcanisme de même type reconnu au Nord de Rennes et dans le Synclinorium de Laval. Le Dinantien du Synclinorium de Châteaulin renferme également du matériel rhyolitique (Sagon, 1976 ; Morzadec & al., 1975 ; Bebien & al., 1979, p. 279). Les comparaisons de faciès sont plus délicates à utiliser en raison des variations latérales et verticales de ces faciès, au sein d'une même unité structurale (par exemple bordure sud du Synclinorium de Laval : Plaine, 1976). On remarquera toutefois la présence dans le secteur étudié, comme dans le Bassin de Laval, de rhyolites ignimbritiques, également présentes dans le Carbonifère inférieur du Bassin de Châteaulin (Sagon, 1976). Dans le Groupe d'Eréac, l'absence de calcaires ne saurait constituer un argument pour rejeter un âge carbonifère puisque la sédimentation carbonifère dans le Synclinorium du Ménez-Bélair (Calcaires de Quenon : Tournaisien supérieur à Viséen) comme dans le Bassin de Laval (Calcaires de Laval et de Sablé : Tournaisien supérieur-Viséen), ne débute qu'après la mise en place de l'ensemble volcanique de la Formation de l'Huisserie. De même l'absence apparente de schistes à plantes ne constitue pas non plus un obstacle à cette interprétation : ces dépôts, peu épais et très localisés dans la Formation de l'Huisserie, ont fort bien pu être entièrement laminés lors des épisodes de structuration affectant le Groupe d'Eréac. Un premier essai de datation radiométrique effectué sur le matériel rhyolitique du Groupe d'Eréac (Le Tertre) ne fournit pas pour l'instant de résultats suffisamment fiables pour être retenus (R. Charlot, communication oraleEnfin on peut remarquer que cette unité prend place à la bordure méridionale du synclinorium, en position assez comparable à celle des lambeaux de la Formation de l'Huisserie, exposés sur le flanc sud du Synclinorium médian, au Nord de Rennes et aux environs d'Entrammes. Malgré l'absence d'éléments décisifs un âge carbonifère inférieur sera retenu pour le Groupe d'Eréac ; aucun argument irréfutable ne paraissant aller à l'encontre de cette interprétation. Cette évolution (Fig. 26) est marquée par les variations de maturité de texture, de composition, et les changements successifs de la taille du "grain moyen" des sablites et la présence de niveaux particuliers (microconglomérats ...). La maturité de composition est faible à la base de la succession (formations gréseuses ordoviciennes). Les feldspaths se rencontrent à l'extrême base de l'Ordovicien (Formation du Grès armoricain) où ils sont accompagnés de fragments lithiques, puis, après une disparition momentanée (Formation d'Andouillé) sont à nouveau présents au sommet de ce Système (Formation de Saint-Germain-sur-Ille). Ils paraissent totalement absents des formations siluriennes et dévoniennes. Si cette absence peut être affirmée pour la Formation de Rochereuil, dans le Grès de Gahard, l'état d'altération des échantillons disponibles ne permet pas d'être aussi affirmatif : on notera par ailleurs dans ces faciès l'existence de quartz arrondis, translucides, qui pourraient avoir une origine volcanique. Par contre dans le Groupe d'Eréac (Carbonifère inférieur), ces feldspaths sont très abondants dans les niveaux volcanoclastiques. La maturité de texture montre une évolution peu nette dans la mesure où la succession est caractérisée par l'alternance de formations à dominante gréseuse et à dominante silteuse. A la base de la succession, dans la Formation du Grès armoricain, les niveaux gréseux pratiquement dépourvus de matrice, ont un grain moyen élevé et sont accompagnés, à plusieurs reprises, par des niveaux microconglomératiques à éléments de quartz et fragments lithiques (phtanites); ces passées intraformationnelles paraissent correspondre au remplissage de chenaux sous une tranche d'eau peu importante (zone tidale). La Formation de Gahard, en particulier à son sommet (niveaux ferrugineux du "Grès de Gahard" s.s.), montre un grain moyen comparable à celui du Grès armoricain. Les caractères de la Formation du Grès armoricain,correspondant à l'installation de la sédimentation paléozoïque sur le "socle" cadomien érodé, dont les éléments (formations briovériennes et granites) ont fourni une part importante du matériel, en particulier les feldspaths et les éléments lithiques.Le cas de la Formation de Gahard paraît plus étonnant dans la mesure où ses caractères (relativement uniformes dans l'ensemble du Massif armoricain) rappellent ceux d'une formation de début de transgression alors qu'aucune régression importante ne précède apparemment ces dépôts qui succèdent en continuité à ceux du Silurien. Le Groupe d'Eréac traduit dans ses caractères lithologiques et pétrographiques un démantellement pratiquement sur place d'épanchements volcaniques acides.

 

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