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En conclusion, dans toutes les expériences réalisées en milieu organique la forme ferreuse est la forme prédominante du fer en solution. Dans l'état actuel des connaissances il semble donc que la dynamique du fer se fasse de la façon suivante : les acides peu complexants ne sont susceptibles d’extraire que le fer présent à l’état ferreux dans les silicates, du simple fait que le pH, comme c’est généralement le cas dans les sols acides, est inférieur au pKa de Fe2+. Ce sont donc essentiellement les protons qui agissent et non pas les anions. Une fois libérés les ions Fe2+ sont
pas les anions. Une fois libérés les ions Fe2+ sont maintenus à l’état ferreux parce que le potentiel d’oxydoréduction est en général inférieur à 0,77 V (ou 0,99 à pH 3) et que dans ces conditions, l’oxydation à l’air est assez lente à se réaliser. Si par contre on a affaire à des acides très complexants (oxalique, citrique) les anions sont apparemment capables d’arracher une partie du fer présent à l’état ferrique situé dans ou sur les minéraux silicatés (fer ferrique exsudé lors des phénomènes d’oxydation), et de le conserver sous un état stable de complexe dans la solution organique.
sous un état stable de complexe dans la solution organique. On peut donc dire que les acides organiques libèrent et transportent le fer sous un état ferreux peu complexé, instable, qui lors de son oxydation peut précipiter sous forme de ferrihydrate. Seuls 1 ou 2 acides donnent des complexes plus stables; on a donc certainement exagéré l’importance des chelates, et en ce qui concerne les solutions vraies du déplacement possible du fer à l’état ferrique. Dans ces conditions, il est donc normal que les silicates ferriques se montrent particulièrement stables. Ces données restent valables lors de l’intervention des êtres vivants
Ces données restent valables lors de l’intervention des êtres vivants dans la mesure où elle se fait par l’intermédiaire d’acides organiques analogues à ceux que nous avons utilisés. Il restera cependant à voir si d’autres effets comme les fermentations anaérobies ou les réactions enzymatiques sont susceptibles de jouer un rôle au niveau des silicates. Séance du 24 janvier 1977. C. A. BLOOMFIELD, J. Soil Sci., 4, 1953, p. 5. R. BETREMIEUX, Ann. Agron., 1951, p. 193. S. BRUCKERT et F. JACQUIN, Soil Biol. Biochem., 1, 1969, p. 275. H. LONG, E. V. SWANSON et R. E. BISQUE, U. S. Geol.
E. V. SWANSON et R. E. BISQUE, U. S. Geol. Surv., prof. pap., 700, 1970, p. 130. J. D. HEM et W. H. CROPPER, U.S. Geol. Surv., wat. supply pap., 1959, 1459 A, 30 p. S. BRUCKERT, Ann. Agron., 21, 1970, p. 421. M. H. RAZZAGHE KARIMI et M. ROBERT, Comptes rendus, 280, série D, 1975, p. 2645. M. ROBERT, Ann. Agron., 22, 1971, p. 43. J. W. MUIR, J. LOGAN et C. J. BOWN, J. Soil Sci., 15, 1964, 2, p. 226. A. S. DE ENDREDY, Clay Min. Bull., 29, 1963, p. 209. M. H. RAZZAGHE KARIMI, Thèse, Université
29, 1963, p. 209. M. H. RAZZAGHE KARIMI, Thèse, Université Paris VI, 1976, 221 p. E. LEFEBVRE et R. BETREMIEUX (à paraître). J. F. VIZIER, Cah. O.R.S.T.O.M., série Pédol., 9, 1971, p. 373. V. SCHWERTMANN et W. R. FISHER, Géoderma, 10, 1973, p. 237. M. R. Université d'Azarabadegan, Faculté des Sciences, Tabriz, Iran. M. R. I.N.R.A., Département de Science du Sol C.N.R.A., route de Saint-Cyr, 78000 Versailles. GÉOLOGIE. — Un épisode calcaire ashgillien dans l’est du Massif armoricain; incidence sur l’âge des dépôts glacio-marins fini-ordoviciens. Note de Marcel Weyant, Francis Doré, Jean Le Gall et Jacques Poncet, présentée par M.
Doré, Jean Le Gall et Jacques Poncet, présentée par M. Jean Orcel. La présence de l’Ashgillien est démontrée pour la première fois dans le nord-est du Massif armoricain à partir de la faune de conodontes du Calcaire des Vaux, rarissime témoin de la sédimentation carbonatée ordovicienne. Un calcaire identique est remanié, à l’état de nombreux galets, dans des dépôts glacio-marins (Tillite de Feuguerolles) antérieurement considérés comme caradociens. Des corrélations avec d’autres segments de la chaîne hercynienne s’envisagent ainsi plus aisément. The presence of the Ashgillian stage in the Northeastern Armorican Massif is ascertained for the first time on conodont evidence.
Massif is ascertained for the first time on conodont evidence. Conodonts are recovered from the "Calcaire des Vaux", an exceedingly rare remnant of the Ordovician carbonate sedimentation in this area. An identical limestone, bearing almost the same fauna, occurs as numerous boulders within the glacio-marine deposits (Tillite de Feuguerolles), hitherto considered to be of Caradocian age. This finding provides a better understanding of the relationships with some other segments of the Hercynian belt. INTRODUCTION. — Dans le Massif armoricain, l’Ordovicien est constitué de sédiments essentiellement terrigènes. Les faciès carbonatés sont excessivement rares et n’étaient connus jusqu’ici que dans la presqu’île
excessivement rares et n’étaient connus jusqu’ici que dans la presqu’île de Crozon : calcaire de Rosan associé aux tufs volcaniques, calcaires interstratifiés dans la Formation de Postolonnec. Dans le reste du Massif armoricain, notamment dans la partie orientale, les seuls éléments carbonatés connus dans l’Ordovicien semblaient n’être représentés que par les très nombreux fragments de calcaire remaniés dans la formation glacio-marine de la Tillite de Feuguerolles [(1), (2)]. La présence de ces éléments calcaires était d’autant plus énigmatique qu’il était admis qu’aucun calcaire de ce type n’existait en affleurement dans toute la région. Pourtant, dès 1891 Bigot (3) avait, sans
toute la région. Pourtant, dès 1891 Bigot (3) avait, sans argument décisif, rapporté à l’Ordovicien une lentille connue sous le nom de Calcaire des Vaux, affleurant au cœur du synclinal de Sées (Orne). La rareté et le mauvais état des fossiles qui y furent recueillis expliquent sans doute les datations diverses proposées par la suite pour ces calcaires : Silurien (4), Dévonien inférieur [(5), (1)], dernier âge admis. La découverte récente de conodontes, aussi bien dans le Calcaire des Vaux que dans les galets calcaires de la tillite fini-ordovicienne permet de préciser l’âge de l’un et des autres et d’entrevoir
de préciser l’âge de l’un et des autres et d’entrevoir leur relation. DONNÉES FOURNIES PAR LES CONODONTES. — 1. Calcaire des Vaux. — L’unique affleurement de ce calcaire se situe dans une carrière abandonnée, immédiatement au nord de la ferme des Vaux, à 2 km au sud-ouest de Saint-Hilaire-la-Gérard. (1) Il comporte deux lentilles métriques surmontant des schistes caradociens. L’analyse diffractométrique des argiles encaissantes confirme le caractère ordovicien de la sédimentation terrigène. Les principaux bioclastes de ces calcaires micritiques sont des bryozoaires rameux, des crinoïdes, des trilobites et des ostracodes. Ils ont livré l'association suivante de conodontes : Amorphognathus ordovicicus,
Ils ont livré l'association suivante de conodontes : Amorphognathus ordovicicus, Branson et Mehl 1933; Ambalodus triangularis, Branson et Mehl 1933; Acodus similaris, Rhodes 1955; Oistodus niger, Serpagli 1967; Tetraprioniodus superbus (Rhodes, 1955); Keislognathus gracilis, Rhodes, 1955; Ligonodina delicata (Branson et Mehl, 1933); Trichonodella asymmetrica (Knüpfer, 1967); Plectodina breviframa (Walliser, 1964); Goniodontus superbus (Rhodes, 1955) Sagittodontus robustus ? Rhodes, 1955; Sagittodontus dentatus, Ethington, 1959; Sagittodontina separata, Knüpfer, 1967; Drepanodus ? altipes (Henningsmoen, 1948); Drepanodus cf. similaris, Rhodes, 1955; Panderodus sp., Strachanognathus thuringensis, Knüpfer, 1967; Istorinus erectus, Knüpfer, 1967; "Carniodus" sp. 2. Eléments calcaires de la Tillite de Feuguerolles. — Cette formation
Eléments calcaires de la Tillite de Feuguerolles. — Cette formation glacio-marine n'est connue que dans le nord-est du Massif armoricain, du Cotentin au synclinorium de Pail. Elle surmonte des schistes caradociens à Onnia grenieri [(8), (9)] ; elle précède des grès (Grès culminant) ou des schistes dont la faune est soit llandovery basal soit ashgill supérieur (9). La macrofaune et la microfaune (acritarches) de la tillite elle-même semblaient suggérer à des auteurs précédents un âge caradocien [("), (9)]. Les galets de calcaire traités pour l'étude des conodontes ont été recueillis lors du forage du puits de mine d'Aisy (synclinal d'Urville);
lors du forage du puits de mine d'Aisy (synclinal d'Urville); ils ont fourni l'association ci-dessous : Amorphognathus ordovicicus, Branson et Mehl ; Ambalodus triangularis, Branson et Mehl ; Trichonodella asymmetrica, (Knüpfer); Tetraprioniodus superbus (Rhodes); Keislognathus ?, Goniodontus sp., Sagittodontina bifurcata, Knüpfer; Sagittodontus dentatus, Ethington; Istorinus erectus, Knüpfer; Acodus similaris, Rhodes; Acodus trigonius (Schopf); Panderodus sp. sp., Drepanodus sp. AGE ET CORRÉLATIONS. — En raison de la faible quantité de roche traitée, la faune d'Aisy est un peu moins riche en individus et en taxons que celle des Vaux, mais la composition est pratiquement identique. Des conodontes ont été signalés ou
composition est pratiquement identique. Des conodontes ont été signalés ou décrits récemment dans l'Ordovicien de la presqu'île de Crozon, d'une part dans le Calcaire de Rosan ("), d'autre part dans les intercalations calcaires de la Formation de Postolonnec (12). Nos faunes ne présentent guère d'affinité avec cette dernière qui appartient probablement à la zone à Nemagraptus gracilis. Elles semblent plus proches de la « faunule 1 » du calcaire de Rosan qui apparaît cependant beaucoup moins diversifiée. En revanche, des associations tout à fait semblables sinon complètement identiques à celles des Vaux et d'Aisy sont connues et bien datées en
des Vaux et d'Aisy sont connues et bien datées en dehors du Massif armoricain. En Thuringe, Knüpfer (") a décrit des conodontes dans un niveau calcaire associé à l'horizon supérieur des minerais de fer ordoviciens, immédiatement sous la Formation des « Lederschiefer ». Cette faune offre une identité tout à fait remarquable avec celle du Calcaire des Vaux : on y relève non seulement les mêmes « espèces », mais encore un parallélisme surprenant des fréquences relatives pour les principaux taxons. Cette même faune est connue également dans les « Tonflaserkalke » des Alpes Carniques [(14), (15)], dans le «
Tonflaserkalke » des Alpes Carniques [(14), (15)], dans le « Keisley Limestone » du Westmorland en Grande-Bretagne (16), dans les Calcaires de Boda en Suède (région de Siljan) (17) et dans le Calcaire d'Urbana de la Sierra Morena orientale, en Espagne (18). Il est intéressant de noter la position stratigraphique de ces calcaires sous les Lederschiefer en Thuringe et sous les dépôts du Centenillo en Espagne (19), deux formations dont l'origine glaciaire est également retenue. Au cours des dernières décennies, la répartition des conodontes de l'Ordovicien a permis d'établir une échelle de référence qui, concurremment avec celle des graptolithes, aboutit
échelle de référence qui, concurremment avec celle des graptolithes, aboutit à une biostratigraphie précise de cet étage. La faune du Calcaire des Vaux et celle des éléments calcaires inclus dans la Tillite de Feuguerolles à Aisy appartiennent à la zone à Amorphognathus ordovicicus (17), qui correspond à l'Ashgillien et englobe peut-être aussi l'extrême sommet du Caradocien (zones graptolithiques à D. complanatus et D. anceps). Le Calcaire des Vaux est donc définitivement à ranger dans l'Ordovicien supérieur, position que Bigot lui avait assignée d'emblée en raison de sa situation géographique, mais sans argument paléontologique. Par ailleurs, l'âge ashgillien des éléments calcaires
sans argument paléontologique. Par ailleurs, l'âge ashgillien des éléments calcaires repris dans la Tillite de Feuguerolles fixe aussi un âge maximal à cette formation qui ne saurait être anté-ashgillienne. CONSÉQUENCES PALÉOGÉOGRAPHIQUES. — Le Calcaire des Vaux lui-même n'a pas été érodé. Dans le synclinal de Sées, les dépôts glacio-marins n'existent même pas. Le Calcaire des Vaux appartient à la province carbonatée fini-ordovicienne dont la partie soumise à l'abrasion glaciaire ne peut être appréhendée, car elle se situe dans la partie du socle armoricain recouverte à l'est par les terrains secondaires. Sur un plan plus général, la répartition des conodontes ordoviciens
Sur un plan plus général, la répartition des conodontes ordoviciens offre un des meilleurs exemples de différenciation biogéographique (20). Deux provinces majeures se dessinent à travers tout l'Ordovicien : province de l'Atlantique nord (anglo-scandinave et est-appalachienne) d'une part, et province du Midcontinent américain, de l'autre. En se basant sur la position présumée de l'équateur à l'Ordovicien et compte tenu de la dérive de l'Amérique septentrionale par rapport à l'Europe, Bergström émet l'hypothèse d'une influence climatique sur la répartition des conodontes : la province du Midcontinent américain correspondrait à un climat tropical ou subtropical, alors que la province de l'Atlantique nord,
tropical ou subtropical, alors que la province de l'Atlantique nord, englobant en particulier les faunes ci-dessus mentionnées en Thuringe, dans les Alpes Carniques, en Suède, en Grande-Bretagne, en Espagne et dans le Massif armoricain, traduirait un climat sinon arctique, du moins plus frais et tempéré. (*) Séance du 31 janvier 1977. (1) L. DANGEARD et F. DORÉ, Mém. B.R.G.M., 73, 1971, p. 119-128. (2) F. DORÉ et J. LE GALL, Bull. Soc. géol. Fr., (7), XIV, 1972, p. 199-211. (3) A. BIGOT, Bull. Lab. Géol. Fac. Sc., Caen, 4, 1891, p. 131. (4) J. HOMMEY, C. CANEL et M. LANGLAIS,
p. 131. (4) J. HOMMEY, C. CANEL et M. LANGLAIS, Le Canton de Sées (Orne), Géologie-Agronomie. carte au 1, 40 000, in Œuvres de Loutrel, 1. 1901. Paris. Renouard. (5) L. DANGEARD et A. LETULLIER, Comptes rendus, 235, 1952, p. 481. (6) M. ROBARDET, Bull. Soc. linn. Normandie, (10), n° 8, 1967, p. 52-62. (7) Coordonnées Lambert Zone 1 x = 430,75; y = 101,10 (feuille Alençon au 1/50 000). (8) F. DORÉ et J. LE GALL, Comptes rendus som. Soc. Géol. Fr., (7), XV, n° 1, 1973, p. 32-33. (9) M. ROBARDET, Thèse d'État, Paris, 1973, p. 254. G.
(9) M. ROBARDET, Thèse d'État, Paris, 1973, p. 254. G. HENNINGSMOEN, J. PILLET et M. RIOULT, Bull. Soc. linn. Normandie, (10), n° 5, 1964, p. 76-86. M. LINDSTRÖM et A. PELHATE, Mém. B.R.G.M., 73. 1971, p. 89-91. M. LINDSTRÖM, P. RACHEBOEUF et J. L. HENRY, Geologica et Palaeontologica, 8, 1974, p. 15-28. J. KNOPFER, Freiburger Forschungsh., C 220, 1967, 119 p. E. SERPAGLI, Boll. Soc. Palaeont. Ital., 6, (1), 1967, p. 30-111. C. MANARA et G. VAI, Giorn. Geol. (2), n° 36, 1970, p. 441-514. F. T. H. RHODES, Geol. Soc. Lond. Quart. Journ., 111, (2), 1955, p. 117-142. S.
Soc. Lond. Quart. Journ., 111, (2), 1955, p. 117-142. S. M. BERGSTRÖM, Geol. Soc. Amer. Mem., 127, 1971, p. 83-157. A. FUGANTI et E. SERPAGLI, Boll. Soc. Geol. Ital., 87, 1968, p. 511-521. G. TAMAIN, Thèse d'État, Orsay, 1972, p. 278. S. M. BERGSTRÖM, in HALLAM, éd., Atlas of Palaeobiogeography, Elsevier, 1973, p. 47-53. N. SPJELDNAES, Norsk Geol. Tidsskr., 41. 1961, p. 45-77. Laboratoire de Géologie stratigraphique et Laboratoire de Géologie armoricaine. Université de Caen, 14032 Caen Cedex. TECTONIQUE. — L'évolution tectonique de la terminaison occidentale du domaine centre-armoricain au Dévonien et au Carbonifère. Note de Jean-René Darboux, Michel Gravelle,
Dévonien et au Carbonifère. Note de Jean-René Darboux, Michel Gravelle, Annik Pelhate et Joël Rolet, présentée par M. Jean Orcel. Mise en évidence du rôle majeur de la tectonique précoce, antéviséenne, dans l'évolution structurale varisque de cette région du massif Armoricain occidental. Comparative structural studies in Devonian and Carboniferous terrains of the "Rade de Brest" area, "Monts d'Arrée" hills and western part of the Chateaulin basin, emphasize the importance of the previséen tectonic activity (Bretonic phase?), involving recumbent folding, shearing and low grade metamorphism. Les études structurales en cours, menées parallèlement en rade de Brest, dans les monts d'Arrée et
parallèlement en rade de Brest, dans les monts d'Arrée et dans la région occidentale du bassin de Châteaulin, font apparaître un contraste marqué entre le Dévonien et le Carbonifère. Ces résultats, confrontés aux données stratigraphiques récemment acquises, suggèrent qu'un événement tectonique majeur, affectant le Dévonien terminal et antérieur au Viséen, s'est manifesté dans cette région du massif Armoricain, au cours de l'orogenèse varisque. 1. DONNÉES STRUCTURALES. — 1. Structure des terrains carbonifères. — Les recherches poursuivies dans la partie occidentale du bassin carbonifère de Châteaulin — à l'ouest de Carhaix — nous permettent de préciser les caractéristiques structurales de ce
— nous permettent de préciser les caractéristiques structurales de ce domaine. Le complexe carbonifère, essentiellement gréso-pélitique, est organisé en plis synschisteux décamétriques à hectométriques, déjetés ou déversés, dont les axes sont voisins de la direction E-W dans le cœur du bassin, vers Carhaix, où la schistosité présente un fort pendage Sud (70-80°). Vers l'Ouest, les directions de plis passent à N 140-150° et la schistosité plonge alors vers le N-E (70°). Ces structures prennent au voisinage de la limite nord-ouest du bassin, une direction subméridienne. La schistosité, de flux dans les passés pélitiques, se réfracte et passe à la fracture
les passés pélitiques, se réfracte et passe à la fracture dans les niveaux gréseux. Le plongement de la linéation d'intersection schistosité-stratification dépasse rarement 30°. Les terrains carbonifères présentent donc, dans leur ensemble, une architecture simple, paraissant résulter d'un seul épisode de plissement. C'est seulement au voisinage immédiat des contacts avec le Dévonien que se manifestent des superpositions de déformations : la schistosité est alors reprise dans des structures d'amplitude millimétrique à métrique de type semi-rupturel (crénulations, plis en chevrons, kink bands) et la linéation d'intersection peut présenter de forts plongements. 2. Allure et nature des contacts entre Dévonien et Carbonifère.
2. Allure et nature des contacts entre Dévonien et Carbonifère. — La localisation, aux zones bordières du bassin, des superpositions de déformation qui désorganisent les structures des terrains carbonifères suggère déjà l'existence de mouvements relatifs entre ceux-ci et leur cadre dévonien. Les travaux de cartographie en cours (levers et interprétations photo-géologiques) confirment cette présomption. Les limites actuelles du bassin de Châteaulin, dans sa terminaison occidentale, sont essentiellement tectoniques. Elles correspondent, suivant les points, soit à une réactivation en coulissages à dominance dextre de grands accidents, NE-SW à E-W, anté-carbonifères, soit à de nouvelles fractures (N 140-150°, N 170° et N
à de nouvelles fractures (N 140-150°, N 170° et N 20°), associées aux coulissages ou franchement tardives. Ces jeux de fractures pourraient être également à l'origine de la « virgation » des structures souples à l'extrémité ouest du bassin. 3. Structure des terrains dévoniens encadrant le bassin carbonifère. — Au nord et à l'ouest du bassin carbonifère, le Dévonien inférieur et moyen des monts d'Arrée et le Dévonien de la rade de Brest — représenté par tous les étages du système, jusqu'au Famennien II inclusivement — portent l'empreinte d'au moins deux plissements superposés. Les structures tangentielles (plis déversés à couchés,
deux plissements superposés. Les structures tangentielles (plis déversés à couchés, synschisteux, et cisaillements) développées en climat épizonal, lors d'un épisode précoce de tectonisation, sont reprises par des plis droits à déversés, qui s'accompagnent d'une schistosité de crénulation. Ces plis tardifs, dont les axes s'orientent entre N° 60° et N 120°, déterminent les motifs cartographiques les plus apparents à l'échelle régionale. Au sud du bassin carbonifère, la lanière de Cambro-Ordovicien et de Siluro-Dévonien épimétamorphiques constituant la montagne Noire montre des plis E-W très serrés, à plans axiaux subverticaux, homologues probables des plis tardifs du secteur occidental. Ces terrains ne manifestent pas
plis tardifs du secteur occidental. Ces terrains ne manifestent pas de superpositions évidentes de déformations et l'on peut douter ici de l'existence des structures tangentielles précoces mises en évidence dans la rade de Brest et les monts d'Arrée. Des études microtectoniques plus détaillées sont nécessaires pour parvenir, sur ce point, à des conclusions définitives. II. ARGUMENTS STRATIGRAPHIQUES. — 1. Dans la région occidentale du bassin, le Carbonifère est constamment juxtaposé au Dévonien inférieur ou moyen ; le Dévonien supérieur n'affleurant que plus à l'Ouest, en rade de Brest. Ce dispositif suggère a priori, l'existence d'une discordance majeure déjà signalée, plus
suggère a priori, l'existence d'une discordance majeure déjà signalée, plus à l'Est, par Barrois et ses successeurs. Toutefois, la nature tectonique des contacts oblige à une grande prudence dans l'interprétation de ces faits. 2. Les études stratigraphiques récentes démontrent que le Viséen et le Namurien sont seuls représentés dans le complexe carbonifère. En établissant l'absence du Tournaisien (et probablement du Viséen inférieur), elles précisent l'importance de la lacune interprétée depuis longtemps comme une conséquence de la phase bretonne. Le conglomérat de base, observable sur le flanc nord du bassin carbonifère, renferme des galets de schistes noirs très comparables à ceux
renferme des galets de schistes noirs très comparables à ceux du Dévonien inférieur voisin. Leur schistosité est reprise par la tectonique post-viséenne. Si l'attribution stratigraphique de ces éléments remaniés se confirme, on aurait là la preuve de l'existence d'au moins une phase de plissement synschisteux et synmétamorphe antérieure à la transgression dinantienne. Trois hypothèses vraisemblables peuvent être envisagées pour rendre compte des différences de structure manifestées par le Carbonifère du bassin de Châteaulin et le Dévonien des monts d'Arrée et de la rade de Brest. 1. Le Carbonifère n'a subi que le serrage final d'une orogenèse, dont les manifestations majeures
que le serrage final d'une orogenèse, dont les manifestations majeures sont antérieures à son dépôt. 2. Terrains dévoniens et carbonifères ont connu la même évolution tectonique ; mais, dans le complexe carbonifère, les plis tardifs oblitèrent toute trace des déformations antérieures. 3. Deux domaines — dévonien et carbonifère —, initialement distants l'un de l'autre et ayant connu des évolutions structurales différentes, sont actuellement juxtaposés dans la région étudiée par le jeu de chevauchements et de coulissages. La première interprétation nous paraît la plus compatible avec les données stratigraphiques et structurales actuellement acquises. Elle implique que les structures tangentielles synmétamorphes du
actuellement acquises. Elle implique que les structures tangentielles synmétamorphes du Paléozoïque des monts d'Arrée et de la rade de Brest soient postérieures au Famennien II et antérieures au Viséen. Cet épisode tectonique majeur s'inscrit alors dans la succession des événements que H. Stille regroupait sous la notion de « phase bretonne » et qu'il définissait dans le massif Armoricain, précisément, d'après les travaux de Charles Barrois. L'importance de ces événements a été ensuite minimisée par les auteurs qui considèrent qu'en Bretagne cette « phase » s'est traduite surtout par des bombements et des jeux verticaux de fractures. Nous pensons que