Histoire géologique concernant les schistes de la carrière de la Pierre bleue à Nozay, dans la formation du Grand-Auverné, à l’intérieur de l’unité des Landes de Lanvaux, parmi d’autres formations, notamment gréseuses, de l’âge de l’Ordovicien en relation avec la formation du Massif armoricain et l’émergence de la Chaîne hercynienne.
LA CARRIERE DE LA PIERRE BLEUE, Site anthropique de surface (Carrière), Nozay, GrandJouan, Le petit GrandJouan, La Petite Haie, Bordure de la D121.
Description physique et géologique du site :
Description générale : la carrière de la « Pierre Bleue » (point 19a) se situe au nord du bourg de Nozay, au lieu-dit « la Maison Neuve », et on y accède, à partir de la D121, par un chemin rural qui se suit sur environ 100 m. Le site appartient à la commune de Nozay ; il est géré par l’association ASPHAN.
Description physique : la « carrière de la Pierre Bleue » est un site aménagé et valorisé dont le but est de promouvoir le patrimoine historique de la commune de Nozay. Les aménagements sont faciles et libres d’accès lors des jours d’ouverture du site. Le visiteur peut alors arpenter un chemin pédagogique contournant la zone d’exploitation, en partie ennoyée, tout au long duquel sont disposés des panneaux explicatifs illustrant les différents aspects de l’ancienne activité de la carrière.
Description géologique : La « carrière de la Pierre Bleue » a exploité les schistes de la Formation du Grand-Auverné, qui appartient à l’Unité des Landes de Lanvaux et au Domaine varisque ligéro-sénan. Les schistes affleurant dans cette carrière sont des méta-argilites silteuses sub-ardoisières à ardoisières. L’âge de dépôt de leur protolithe sédimentaire terrigène, dans un contexte probablement épicontinental, est supposé ordovicien moyen. A l’entrée de la zone d’exploitation, la roche, bien que massive, présente une fine schistosité sub-horizontale recoupée par un réseau de diaclases sub-verticales.
L’intersection de la schistosité et des diaclases confère à la roche un débit particulièrement remarquable qui, dans la moitié sud de la carrière, a permis d’extraire des « palis » d’environ 7 m de long. En revanche, sur le flanc nord, la schistosité ayant un pendage plus prononcé et étant déformée par des plis pluridécimétriques en chevron le site est moins favorable à l’extraction de tels « palis ». De plus, localement, les schistes sont recoupés par des filons de quartz qui sont eux-mêmes déformés par les plis en chevron. Enfin, aux abords de la carrière, l’observation des parties sommitales des affleurements permet de visualiser différents stades de l’altération des schistes.
Les schistes bleus de la Formation du Grand-Auverné appartiennent à l’Unité des Landes de Lanvaux :
Unité des Landes-de-Lanvaux
L’Unité des Landes-de-Lanvaux débute par un vaste ensemble détritique, plus ou moins métamorphisé, à grès-quartzites, siltites, wackes, conglomérats (Groupe de Bains-sur-Oust) dont l’âge protérozoïque supérieur-ordovicien demeure hypothétique.
Il est surmonté par une formation à dominante schisteuse (Fm. du Grand-Auverné), localement métamorphisée, et datée de l’Ordovicien moyen.
Enfin, la succession se termine par des schistes ampélitiques siluriens (Fm. des Ampélites du Houx) qui servent souvent de niveaux préférentiels de décollement et de chevauchement.
Extrait de : Le Domaine VarisqueLigéro-sénan (SIGES Pays de la Loire) https://sigespal.brgm.fr/spip.php?article133
L’unité des Landes de Lanvaux appartient au Domaine Ligéro-sénan :
Le domaine varisque Ligéro-sénan
Ce domaine est situé entre les Branches Nord et Sud du Cisaillement Sud Armoricain (BrNCSA et BrSCSA). Les roches sédimentaires de ce domaine s’individualisent par rapport aux domaines varisques de centre Bretagne, à partir de l’Ordovicien (Robardet et al., 1994).
La Branche Nord du CSA et l’orthogneiss de Lanvaux ont été reconnus comme constituant une limite paléogéographique du Paléozoïque (Robardet et al., 1994). Cette limite sépare également deux domaines présentant une évolution géologique différente de la déformation carbonifère.
Alors que la déformation des domaines varisques de centre-Bretagne est continue et générale, celle du domaine varisque ligéro-sénan est localisée le long sur des failles orientées WNW-ESE.
extrait de : Histoire géologique de la Bretagne (SIGES Bretagne)
Les schistes de Nozay sont issus d’un protolithe sédimentaire d’âge ordovicien
Le niveau de la mer est élevé pendant l’Ordovicien, la transgression marine du Trémadocien est celle où le niveau de la mer est le plus haut dont il reste des traces.
Les continents de l’hémisphère sud sont groupés en un supercontinent : Gondwana. Le Gondwana est issu de la fracture d’un supercontinent encore plus ancien : Rodinia. Au début de l’Ordovicien, Gondwana est situé aux latitudes équatoriales et se déplace vers le pôle Sud. De petits terranes, qui se séparent du Gondwana y seront ré-accrétés durant l’Ordovicien moyen.
Tout comme l’Amérique du Nord et l’Europe, Gondwana est en partie couvert de mers peu profondes. Les roches de l’Ordovicien sont principalement sédimentaires.
https://fr.wikipedia.org/wiki/Ordovicien
Le terme Ordovicien, formé d’après le nom de la tribu celte des Ordovices, a été créé au xixe siècle par Charles Lapworth pour désigner une série stratigraphique du nord du pays de Galles. Il représente un des systèmes du Paléozoïque (ère primaire). Situé entre le Cambrien et le Silurien, il s’étend de — 488,3 millions d’années (Ma) à —443,7 Ma, soit une durée de quelque 45 Ma.
Dans l’Anticlinorium des landes de Lanvaux alternent Grès et Schistes, autour de la région de Nozay.
Des grès micro-conglomératiques de puissance inconnue affleurent à la Chapelle de Limerdin, un âge Cambrien est envisagé pour ces niveaux détritiques.
Des alternances d’argilites noires et de grès gris à jaunâtres ou rosâtres d’une puissance de 100 m s’observent sur les deux flancs de l’anticlinorium de Lanvaux. Situés sous le grès armoricain du flanc sud, il est permis de leur attribuer un âge trémadocien.
Des quartzites blancs à muscovite constituent une série de buttes elliptiques plus ou moins étirées et subparallèles à la linéation d’étirement N 120°. Ces quartzites ont un faciès analogue à celui du grès armoricain. Malgré l’absence de relations établies avec les bandes des flancs nord et sud de l’anticlinorium de Lanvaux, un âge cambrien est envisageable pour ces quartzites.
La Formation d’Angers-Traveusot (puissance 330 m) est une bande ardoisière étroite de 300 à 400 m de large en moyenne qui jalonne le flanc nord de la structure déversée de Lanvaux avec un faciès gréseux de base de 35 m environ.
Ces schistes ont été exploités en de nombreuses carrières. Ils ont livré une faune landéilienne dans les faciès ardoisiers de Pierric et Derval ou Llanvirnienne plus à l’ouest vers Beslé.
Les schistes de Derval sont des méta-argilites homogènes constituées essentiellement de muscovite et diorite en paillettes très fines. Il n’y a pratiquement pas de grains de quartz.
Deux petites écailles de schistes sub-ardoisiers s’observent à la Bourdaudais en Derval, l’autre au Pâtis-Genêt en Treffieux.
Dans le Synclinorium de Nozay, entre le flanc sud de l’anticlinorium de Lanvaux et le synclinorium de St Georges/Loire, une succession d’accidents directionnels inverses à tendance chevauchante rend difficile la lecture de la série initiale.
Dans cette zone, globalement synclinoriale, la présence d’un massif leuco-granitique syntectonique a permis le développement d’une auréole de métamorphisme.
Le flanc nord du synclinorium de Nozay est jalonné par des grès quartzites attribués au grès armoricain d’une puissance maximale de 120 m. On observe, au début, des grès quartzite jaunâtres avec une succession d’alternances de siltites à muscovites et de psammites gris blanc.
Ces faciès se retrouvent dans les synclinaux du sud de Rennes dans le Grès armoricain supérieur.
Les deux autres membres inférieurs de la formation des grès armoricains n’apparaissent ici qu’à de rares endroits (Par exemple dans le bois de la Croix-Merhan en Nozay avec des passées conglomératiques sur des blocs de grès)
Succédant, en concordance, au grès armoricain, une formation schisteuse affleure assez largement autour de Nozay (Puissance supérieure à 25 m). Au début alternent des grès et des schistes grisâtres plissés (plis métriques déversés vers le nord) dont les charnières en fuseau sont appelées « cœur de pierre ». Puis viennent des silts stones sub-ardoisiers bleu-noir jalonnés par de nombreuses carrières à l’ouest de Nozay (Beausoleil, La Mérais en Marsac/Don).
A l’est de Nozay, les schistes ont un faciès différent, ce sont des silts stones micacés noir verdâtre à chloritoïdes d’aspect massif avec de nombreuses taches graphiteuses et des graptolites très étirés dans l’axe de la linéation d’étirement. Ils s’étalent très largement dans le secteur des Grées (où ils sont encore exploités comme pierre de construction), mais ce faciès ne dépasse pas, vers l’est, La Touche de Boissais.
Le microfaciès du schiste de Nozay est une méta-argilite à grain très fin constituée essentiellement de phyllites bien cristallisées (muscovite et chlorite) imprimant une schistosité très pénétrative.
Des lenticules de quartz et des grosses muscovites détritiques sont également présentes.
Plus au sud, une deuxième bande de siltites (schiste de la Meilleraye), plus ou moins altérées, se suit sporadiquement depuis Mézillac (Guémené-Penfao) jusqu’à la Jahotière (Abbaretz).
Elles disparaissent par endroit à cause de chevauchements ou de failles inverses.
Elles apparaissent sous forme d’une argile bleu-noir où l’on reconnaît parfois un débit schisteux.
Par leur position sur le grès armoricain, les schistes de Nozay sont attribués au Llanvirnien.
Les schistes de la Meilleraye sont en contact faillé inversé sur les grès d’Abbaretz d’âge caradocien à silurien.
Disposée entre les grès d’Abbaretz et les premiers niveaux phtanitiques du Llandovérien, la formation de Saint Perreux (puissance : plus de 200 m), dont l’âge reste discuté, a pour faciès dominant une argilite schisteuse très tendre. Les schistes alternent fréquemment avec des siltites vertes.
Ces siltites micacées à grain très fin sont constituées de quartz (Chlorite, muscovite à pigments opaques abondants (avec zircons comme minéraux accessoires)). La formation est très déformée et très homogène.
Trois barres de quartzites blanc se succèdent dans le synclinorium de Nozay. Chacune est en contact faillé avec les autres formations sans aucun critère paléontologique fiable.
Plus au nord, la première barre est en contact faillé avec les schistes de Nozay (Calonnes). Ces Grès blanc gris feuilleté séricitiques en petits bancs alternent avec des schistes ampélitiques noirs en passant aux ampélites du Houx d’âge Wenlockien.
Le microfaciès montre un grès fin homogène à présence de muscovite et biotite traduisant un thermo-métamorphisme épi zonal proche de la méso zone (masse granitique proche mais non affleurante).
Une seconde barre gréseuse (Le Maire en Nozay) présente le même faciès avec des relations anormales avec les formations encaissantes. Ce niveau est encadré par de puissants filons de quartz au niveau du Maire.
La dernière barre, longue et étroite, de quartzites supporte le bourg d’Abbaretz et constitue le repère le plus important du secteur. Elle est constituée d’une roche à grain très fin contenant de gros grain de quartz (zircons parfois abondants). Colorée parfois en rouge par des pigments ferrugineux, le plus souvent, la roche offre l’aspect de quartzites blancs en banc parfois massifs, localement fortement recristallisée avec de très fines paillettes de muscovite.
Ce grès au faciès analogue à tous les niveaux gréseux subordonnés pose un problème de position stratigraphique, mais tout le monde s’accorde au moins sur son âge ordovicien supérieur.
Les ampélites du Houx sont présents dans une zone ampélitique que l’on peut suivre depuis Nozay (labours noirs bien visibles après une pluie) jusqu’au nord de Riaillé. Elles n’ont pas livré de fossiles, mais on leur attribue un âge Wenlockien.
Une mer épicontinentale à l’ordovicien a précédé l’émergence de la chaîne de montagne hercynienne.
La formation d’une chaîne de montagne se fait sous un régime tectonique compressif, qui correspond au rapprochement de deux masses continentales. Le rapprochement de ces deux continents, séparés par un océan, entraîne la disparition de celui-ci. Mais entre ces deux compressions cadomiennes et hercyniennes, que s’est-il passé ? Et bien il y a eu après la période cadomienne, un épisode qui s’oppose à la compression et qui a été « extensif ». D’environ, 500 à 360 millions d’années, il y a eu la création de bassins sédimentaires, résultat de l’extension (c’est-à-dire de l’étirement de la croute continentale) et le dépôt dans ces bassins, de conglomérats, grès et d’argiles jusqu’à des calcaires.
Histoire Géologique du Massif-Armoricain
Le Massif-Armoricain dans l’océan Atlantique
L’histoire géologique du Massif-Armoricain correspond à la fermeture d’anciens océans dans un premier temps durant le Cadomien (entre 700 et 520 millions d’années) puis durant l’Hercynien (entre 360 et 300 millions d’années). Cette fermeture finale est la collision entre deux anciens continents :
Gondwana correspondant à l’Europe et l’Afrique (à l’Est) et
Laurentia correspondant à l’ancienne Amérique du Nord à l’Ouest (Illustration 2).
Depuis Laurentia au Nord-Ouest et vers Gondwana au Sud-Est, il existait un premier océan, maintenant fermé, l’océan Iapétus-Tomquist, dont la fermeture va entrainer la formation de masses continentales de plus petites tailles comme Avalonia et Armorica, elles-mêmes séparées entre elles par d’autres océans comme : Rhéïc puis l’océan Galice-Massif central (Illustrations 2 & 3).
Extrait de : Histoire géologique de la Bretagne (SIGES Bretagne)
Dans la première partie du Paléozoïque, au Cambrien entre 541 Ma et 490 Ma, sous l’influence de la tectonique des plaques, Le continent Gondwana va voir ses marges nord se morceler en microcontinents. Un premier microcontinent appelé Avalonia va s’en détacher vers 490 Ma ouvrant un nouvel océan appelé océan Rhéique.
Un autre micro-continent, appelé Armorica, se détachera entre 470 et 465 Ma, , du Gondwana, ouvrant entre Armorica et Gondwana un océan appelé océan Médio-européen ou océan du Massif central.
Armorica correspond principalement aux terrains qui forment les domaines nord et médio-armoricains du Massif armoricain voir ci-dessous description). Gondwana correspond aux terrains du domaine sud-armoricain (Vendée, domaine ligérien, Anticlinal de Cornouaille, voir ci-dessous description).
– Dans la seconde partie du Paléozoïque au Carbonifère la formation de la chaine hercynienne va entrainer la suture des continents Armorica et Gondwana par subduction du plancher océanique de l’océan du Massif Central sous Armorica, puis du Gondwana et de Laurussia par subduction du plancher océanique de l’océan Rhéique. La chaine en se formant va se découper en blocs rigides qui vont glisser les uns contre les autres par un jeu de failles décrochantes à mouvement dextre et senestre. Ce sont les failles de cisaillement nord (CNA) et sud-armoricains (CSA) qui limitent les domaines nord, médio et sud-armoricains.
Extrait de : https://www.vinsvignesvignerons.com/Geologie/Geologie-de-la-France/Le-Massif-armoricain2
Une autre formation de l’Ordovicien présente dans la région de Nozay : Les Grès armoricains
Les « Grès armoricains » sont largement répandus en Bretagne, et plus largement en France et en Europe puisqu’on en retrouve jusqu’en Espagne. Ils présentent une épaisseur très variable (de quelques dizaines de mètres à plusieurs centaines de mètres d’épaisseur), et sont composés de Grès et de Quartzites. Ces roches se sont déposées au début de l’Ordovicien il y a plus de 470 millions d’années.
La dureté du « Grès armoricain » est telle qu’il a longtemps été exploité comme pierre de construction.
Mais tout d’abord : qu’est-ce qu’un Grès ?
Un Grès est une roche constituée de petits grains arrondis de moins de 2mm de diamètre, autrement dit, de grains de sable. Cette forme arrondie témoigne du transport de ces éléments avant qu’ils ne se retrouvent dans le Grès. Le Grès est donc constitué de l’accumulation de débris d’une autre roche qui ont été transportés par une rivière ou un courant marin. C’est pour cela que le Grès est classé comme roche sédimentaire détritique.
[…] Le « Grès armoricain » s’est déposé sous une faible profondeur d’eau en bordure d’une mer ou d’un océan. Cet océan a ensuite disparu pour laisser la place à une chaine de montagnes : la chaine Hercynienne. Lors de la formation de la chaine Hercynienne, les roches ont été plissées, basculant le « Grès Armoricain » dans la position où nous le trouvons actuellement.
Extrait de : http://www.geolicimes.fr/gres-armoricains-presqu-ile-crozon-ripple-marks/