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HISTOIRE GEOLOGIQUE DE LA BELGIQUE

Remontons dans ce que l’on appelle l’échelle des temps géologiques pour raconter l’histoire qui conduit à la formation des roches qui forment le Petit-granit.

La paléogéographie

La répartition des terres et des mers n’a pas toujours été telle que nous la connaissons actuellement. La théorie de la Dérive des Continents qui permet d’expliquer les déplacements, au cours des temps géologiques, des continents et des mers, est actuellement largement acceptée et enseignée aux élèves du secondaire. L’étude de ces “géographies anciennes” successives est ce que l’on appelle la paléogéographie, que l’on peut donc définir comme la reconstitution, en plan, des différents milieux des époques du passé. Cette étude ne peut évidemment se faire qu’en tenant compte d’une foule de données patiemment rassemblées par le géologue, y compris les déformations tectoniques et les mouvements des plaques. La géographie, peut donc être comparée à un cliché photographique alors que la paléogéographie tend vers le film par l’intégration des notions de temps et de mouvements.
Déroulons donc rapidement une bobine de cette pellicule qui raconte l’histoire d’une partie de cette terre qui englobe la région qui nous intéresse. Pour nous rafraîchir les idées, rappelons que si la terre existe depuis 5,4 milliards d’années, la vie n’est apparue dans les océans qu’il y a environ 3 milliards d’années et que la colonisation du milieu terrestre a débuté vers 370 millions d’années. Les fameux iguanodons de Bernissart fréquentaient les marais du Hainaut, 130 millions d’années avant que les premiers hommes n’arpentent les mêmes lieux.

L’orogénèse Calédonienne.

Définitions:
Une “orogénèse” est un processus conduisant à la formation de reliefs.
La “tectonique” est l’ensemble des déformations ayant affecté des terrains géologiques postérieurement à leur formation (cassures, plis, schistosité etc.)
Une “transgression” est une avancée de la mer au-delà de ses limites antérieures avec submersion de parties de continents. Le phénomène contraire est une “régression”.

Nous résumerons notre histoire, et la débuterons il y a environ 450 millions d’années, alors que se déroule depuis une centaine de millions d’années une activité tectonique intense, appelée “calédonienne”, car elle affecte surtout l’Ecosse (ou Calédonie), et qui se répercute dans nos régions, par l’individualisation de zones continentales au sein d’océans qui se ferment et se vident. Il s’en suit la surrection de chaînes montagneuses et le développement d’un arc volcanique dont les centres d’émission principaux se situent au sud de Bruxelles (Lessines, Quenast, et au nord de la Meuse liégeoise (Voroux-Goreux).
Lors d’une de ces phases tectoniques compressives, les massifs “montagneux” du Brabant, de Givonne, de Rocroi et de Stavelot, vont se former par surrection , “creusant” entre-eux de vastes dépressions orientées globalement Nord-Est vers le Sud-Ouest.

La transgression dévonienne.

Profitant de ces dépressions, les eaux marines qui occupaient une position méridionale “l’Océan Rhéïque” vont trangresser et migrer vers le Nord pour venir battre les rivages du “Continent des Vieux Grès Rouges”(couvrant le N de l’Angleterre, la Mer du Nord et la Scandinavie) auxquels sont rattachés nos massifs calédoniens. La progression de la mer s’opère par le biais de trois pulsations majeures de plus en plus étendues vers le Nord. Ces pulsations vont laisser des traces dans les sédiments arrachés au continent et déposés au fond de la mer. Les pionniers de la géologie vont étudier ces sédiments, les reconnaître et sur cette base, ils vont subdiviser les temps géologiques en étages.

L’échelle des temps géologiques

La Belgique est une des régions de prédilection où cette échelle des temps géologiques sera établie et sert depuis comme référence au niveau mondial. C’est la raison pour laquelle des subdivisions des temps géologiques portent des noms rappelant des lieux de chez nous: Couvinien, Frasnien, Famennien dans le Dévonien. Dinantien, Tournaisien, Viséen, Namurien etc...dans le Carbonifère.
Cette notion de temps est fondamentale en géologie. Dans le langage courant, nous divisons souvent la journée en aube, matin, avant-midi, midi, après-midi, soirée etc. plutôt que de la diviser en heures, minutes, secondes. Les géologues ont fait la même chose avec les temps géologiques (car il est extrêmement difficile de déterminer un âge absolu) qu’ils ont divisé dans une échelle de temps relative. Ils ont donc subdivisé les temps géologiques d’abord en Eres (par exemple, le Paléozoïque ou ère primaire qui s’étend entre 540 et 248 millions d’années). Ils ont ensuite subdivisé, le Paléozoïque en Périodes (p.e. le Carbonifère qui va de 354 à 290 millions d’années). Le Carbonifère est traditionnellement subdivisé en 2 ( le Dinantien à la base et le Silésien ou Houiller au sommet) – Des commissions internationales réexaminent cette subdivision actuellement – Le Dinantien est divisé en deux Epoques: le Tournaisien (354 -342 M.A.) et le Viséen (342 – 327 M.A.) Le Tournaisien est aussi divisé en deux âges : l’Hastarien et l’Ivorien. Si j’ai choisi cet exemple, c’est parce que le Petit-granit s’est déposé au fond de la mer pendant l’Ivorien.
Dans la description que livrera le géologue du Petit-granit, il écrira que c’est un calcaire crinoïdique tournaisien, ce qui permettra de le distinguer de ses équivalents irlandais (calcaire crinoidique viséen) ou vietnamien qui serait d’âge permien. Grâce à l’évolution du monde vivant (les fossiles), le stratigraphe (géologue spécialisé dans l’histoire de la terre) va pouvoir faire la différence entre ces formations différentes.

Revenons au début de la transgression dévonienne, c’est à dire à la fin du Silurien.

Suite à la première grande pulsation, la mer “va traverser” notre actuelle frontière franco-belge à Gedinne, il y a 417 millions d’années et le géologue André Dumon (1848), va choisir cet évènement comme base de son nouvel étage Gedinnien (actuellement le“lockhovien), correspondant à la base du système Dévonien.
La mer va poursuivre sa transgression en deux temps, interrompue par une brève régression. Cinq millions d’années plus tard, c’est-à-dire, à la fin du Gedinnien, elle occupera la plus grande partie du Condroz et de l’Ardenne et poursuivra sa route vers l’Eifel et plus loin. Les noms d’étage de la deuxième (Siegenien, actuellement, le Pragien) et de la troisième (Emsien) subdivisions du Dévonien seront d’ailleurs initialement choisies en Allemagne.
A l’Emsien, le rivage de la mer recule nettement. C’est donc, ce que les géologues appellent une régression.
Pour marquer l’importance de cet évènement qui signifie la fin d’un premier cycle, les géologues ont établi une subdivision plus importante, c’est-à-dire la limite entre le Dévonien inférieur et moyen. Cette limite est datée de 391 millions d’années et sera suivie par une nouvelle transgression plus radicale. La mer va franchir le “seuil du Condroz” et envahir ce que l’on appelera improprement le Bassin ou Synclinorium de Namur.(Les tectoniciens parlent actuellement des écailles et du Parautochtone Brabançon). Le Dévonien moyen a été subdivisé en deux étages: le Couvinien (actuellement l’Eifélien) à la base et le Givétien au sommet. La mer va progressivement s’approfondir et les faciès terrigènes (poudingues, grès, schistes) vont céder la place à des faciès schisto-calcaires et même à des calcaires récifaux. Le Givétien est dominé par une sédimentation nettement calcaire dans laquelle les apports terrigènes ont pratiquement disparu, ce qui indique que le Continent des Vieux Grès Rouges est aplani. A la limite Dévonien moyen et supérieur , c’est-à-dire il y a 370 millions d’années, le bord de mer se situe sur le Massif du Brabant, le long d’une ligne qui va du Nord de Mouscron à Chaudfontaine, en passant entre Nivelles et Soignies. La tranchée creusée pour le Plan incliné de Ronquière, permet de voir une coupe dans cette ancienne plage. La Calestienne représente le rivage méridional de cette mer.

Au Dévonien supérieur, la phase transgressive entamée au Couvinien atteint son extension maximale au Frasnien (364 M.A.). La mer couvre alors la totalité du Massif du Brabant et envahit le Bassin de Campine. A cette époque, à Miguasha (Québec, Canada) un poisson va pour la première fois se risquer sur la terre ferme et indiquer aux vertébrés, le chemin de la conquête des continents. Chez nous, le climat chaud va contribuer à créer les conditions idéales à l’édification de récifs de coraux dans cette mer tropicale. Certains de ces récifs vont livrer les magnifiques marbres rouges qui décorent, entre-autre, la Galerie des Glaces de Versailles, la Salle des reliques de Mahomet au Palais de Topkapi à Istanboul. A l’abri de ces récifs vont se déposer des calcaires foncés qui sont actuellement transformés, entre-autre à Golzinnes, pour donner les plus beaux marbres noirs du monde.
Dans la région de Soignies, les sédiments frasniens sont nettement plus argileux et affleurent sous forme de calcaires noduleux fossilifères, qui ont été exploités dans trois ou quatre carrières à Hubeaumel et que l’on peut aussi voir, à Soignies, lors de travaux du coté du GB/Carrefour.

La régression de la fin du Dévonien.

Les mouvements tectoniques ne sont jamais très loin. En écho de ce que l’on appelle la “phase bretonne”, le Massif du Brabant va se soulever provoquant la régression de la mer au Famennien et le retour d’une sédimentation terrigène, représentée par des sables qui se cimenteront pour devenir des grès et des psammites. Ce sont les “Grès famenneniens” ou “Psammites du Condroz, qui sont responsables des crêtes du Condroz. Ces grès sont actuellement exploités comme concassés dans de nombreuses carrières du Condroz et comme moëllons de Grès durs à Arbre, Yvoir et à Bois d’Anthines. Une variété décalcifiée a reçu le nom de Pierre d’Avoine.
Dans la région de Soignies, ces formations arénacées n’affleurent pratiquement pas (sporadiquement du côté du Spodiau) mais sont bien connues dans la région (grès vert des Ecaussinnes et “grès à pavés “ de Mevergnies-Ath)
Cette régression est généralisée et sera suivie par une nouvelle transgression dont la base marque le passage entre les systèmes Dévonien et Carbonifère. Cet évènement est daté de 354 millions d’années et peut être visualisé dans une série d’affleurements dans le Condroz.

Le Carbonifère.

Le Carbonifère belge est divisé en trois unités bien distinctes, le Dinantien à la base, le Namurien et le Westphalien. Le Dinantien est caractérisé par une sédimentation carbonatée, c’est pour cette raison qu’il est souvent appelé “Calcaire carbonifère”. Le Namurien comprend des dépôts terrigènes principalement d’origine marine, tandis qu’au Westphalien s’accumulent des sédiments lagunaires renfermant de nombreuses veines de Houille, interrompus par de brèves incursions marines. Par contraste avec le Calcaire carbonifère, ces unités supérieures sont souvent dénommées “Houiller”dans nos contrées.
La sédimentation essentiellement calcaire et dolomitique du Dinantien s’explique par une relative stabilité tectonique, qui contraste avec les faciès terrigènes du Famennien et du Namurien.
.Comme nous l’avons dit plus haut, le Tournaisien est lui-même subdivisé en étages correspondants pour la plupart à des cycles transgressifs importants. Ces cycles sont caractérisés par une succession lithologique qui débute par des schistes où des calcschistes qui passent à des calcaires crinoïdiques (ou encrinites) pour terminer par un calcaire fin à concrétions siliceuses appelées “cherts”ou “carboniaux” dans le tournaisis.
Les calcaires crinoïdiques sont bien connus, c’est eux qui fournissent la presque totalité de la Pierre bleue et plus particulièrement celle vendue sous le nom de “Petit granit”. Comme ce matériau existe dans les trois cycles du Tournaisien, il y a des variétés différentes. Actuellement deux d’entre-elles sont toujours commercialisées: le Petit granit du Bocq, exploité par la société Dapsens à Yvoir et par la Carrière des Nutons à Spontin et puis, il y a surtout le Petit granit, exploité actuellement à Soignies et dans les vallées de l’Ourthe et de l’Amblève, ainsi qu’à Les Avins et à Dorinne.
La limite Tournaisien-Viséen ( 342 M.A.) est encadrée, entre autre, dans la région de Marche-les-Dames par une dolomie (un calcaire magnésien) exploitée à des fins industrielles et livrée dans le monde entier. Dans les régions de Dinant et de Denée, la base du Viséen est formée d’un calcaire noir qui fut exploité avec succès comme Marbre noir de Dinant pendant des siècles et jusque dans l’immédiate après guerre .(E. Groessens, 1997).
Le Viséen est presque entièrement constitué de dolomies et de calcaires, qui sont exploités en divers points en fonction de leur caractéristiques propres. Ainsi, le Calcaire dit de Neffe et le Calcaire de Seilles sont surtout recherchés pour leur très grande pureté chimique. Ils sont exploités, entre-autre pour la chaux dans diverses localités le long de la Meuse et comme pierre ornementale à Vinalmont et à Longpré. Ce matériau, et le Calcaire de Lives qui le surmonte, étaient renommés à travers les siècles, sous le nom de Pierre de Meuse.
Parmi les marbres du Viséen, il convient de faire une place à part pour les marbres dénommés Brêche de Waulsort ou Marbre Herculanum et Bleu Belge dont l’origine est liée à la présence de masse importante d’évaporites ( un sondage réalisé par le Service géologique à Saint-Ghislain a traversé plus de 760 m. d’anhydrite ou sulfate de calcium anhydre) et à la tectonique hercynienne.. Ces marbres furent exploités, dans le Hainaut, à Fontaine-l’Evêque.
Dans la région située au sud de Soignies, la plus grande partie du Viséen est représentée par des dolomies riches en cherts et souvent pulvérulentes en surface. Il ne reste souvent que les cherts qui font le malheur des outils de forage.

L’orogénèse hercynienne.

La fin de la sédimentation carbonatée (327 M.A.) est liée aux mouvements tectoniques de la phase sudète de la grande orogénèse hercynienne qui provoquent l’émersion de l’Europe moyenne. Le Namurien débute avec l’arrivée de sédiments terrigènes dans la mer. Cela se concrétise par les dépôts de schistes noirs, d’ampélites (schistes pyriteux exploités jadis, entre Huy et Flémalle, pour la fabrication de l’alun) et de phtanites (schistes siliceux utilisés dans le passé comme pierre de touche).
L’instabilité tectonique va s’accentuer au cours du Namurien, dont le sommet va se caractériser par les dépôts de grès (les Grès d’Andenne) et des premiers niveaux charbonneux exploitables qui témoignent du caractère localement continental de cette période.
Le Westphalien qui suit, est l’étage sur lequel s’est construite, grâce aux mines de charbon, la prospérité économique de la Région wallonne. Bien qu’important, ce chapitre, qui nécessite à lui tout seul un gros livre, nous écarte de notre sujet. Cependant, les mouvements tectoniques ne se sont pas arrêtés, bien au contraire, ils reprennent de plus belle. Ils auront comme conséquence l’édification d’une chaîne de montagne de près de 3.000 Km de long sur 700 Km de large, la chaîne hercynienne dont les vestiges affleurent du Portugal à la Bohème, en passant par l’Ardenne et les Vosges. La propagation de l’onde de plissement de la phase asturienne de cette orogénèse hercynienne, qui se déroule aux alentours de 300 M.A., est diachronique et s’effectue vers le Nord. Ce front d’onde de déformation est arrêté par le Massif du Brabant, mais la translation vers le Nord du Synclinorium de Dinant et de tout le massif ardennais provoque le plissement des couches dévono-carbonifères du Condroz qui étaient restées dans leur position horizontale de sédimentation. Ce Charriage du Condroz est limité au Nord par une cassure majeure qui traverse une grande partie de l’Europe occidentale et qui est connue chez nous comme Faille du Midi dans le Hainaut et sous le nom de Faille Eifelienne en région liégeoise.

Depuis la fin de l’Ere primaire.

Les reliefs établis par l’orogénèse hercynienne sont soumis à l’érosion et une phase continentale se développe, probablement dès la fin du Westphalien jusqu’au Crétacé.
Au cours du Trias, la mer régnait sur l’Allemagne du Nord, le Sillon Eifelien, le Grand-Duché de Luxembourg et la Lorraine, avec un rivage occidental orienté à peu près parallèlement à la frontière belgo-luxembourgeoise. Cette mer transgresse progressivement le socle ardennais, plus rapidement au Sud de sorte qu’au Rhétien (2O9 M.A.) et au Jurassique inférieur, c’est l’ensemble du Bassin de Paris qui sera submergé. Les terrains du Trias et du Jurassique belge sont actuellement confiné à la Gaume. Les sédiments les plus jeunes de cette région sont datés du Bajocien (170 M.A.)
La trangression crétacée, considérée comme la plus importante de tous les temps, débute chez nous à l’Albien (100 M.A) et est responsable du dépôt des grandes épaisseurs de craie intensément exploitées à Obourg, Harmegnies ou Lixhe. Précédement, la subsidence du Basssin de Mons a retenu des dépots continentaux , lacustres et fluviatils (le Wealdien) où ont été piègés les fameux Iguanodons de Bernissart et qui ont laissé des dépôts argilo-sableux noirs et riches en sulfures de fer dans les poches karstiques de nos carrières sonégiennes.
L’ère secondaire se termine il y a 65 MA, avec le Maestrichtien, période pendant laquelle nos mers étaient hantées par les Mosasaures et autres Hainausaures que l’on a découvert dans les craies phosphatées de la région de Mons.
Les sédiments tertiaires constitués essentiellement de sables, graviers et argiles débutent dans le Bassin de Mons par une alternance de facies continentaux et marins. Les dépôts continentaux de Hainin nous ont livré une faune de vertébrés d’importance majeure. Il en est de même pour les formations du Landénien. Le Landénien sableux nous a en outre livré des grès exploités dans le passé à Grandglise (voir l’église du Roeux) et des Quartzites extraits à Bray qui ont, entre autre, permis l’érection des murs d’enceinte de Binche.
Les sables du Landéniens apparaissent régulièrement, sous forme de poches, au dessus des raches dans les Carrières du Hainaut. Les argiles yprésiennes sont par contre bien représentées dans les carrières sonégiennes.
Nous conclurons cette partie de l’exposé en invitant le lecteur à observer la tranchée creusée à Ronquière pour le fameux plan incliné.
La partie septentrionale de la tranchée est creusée dans le Massif du Brabant et montre des formations qui se sont déposées il y a plus de 420 MA (Silurien) et qui sont affectées par la tectonique calédonienne. La partie méridionale de la tranchée expose des formations rougeâtres à la base, vertes au sommet, près de la tour, et faiblement inclinées. Ces roches se sont déposées sur les plages du Massif du Brabant au cours du Dévonien moyen (375 MA). Il y a donc ici une lacune de sédimentation, correspondant à une phase continentale qui a duré entre 40 et 50 millions d’années.
Ces sédiments terrigènes, ainsi que les sédiments plus franchement marins qui les surmontent ont été affectés par la tectonique hercynienne. Au dessus de ces deux “niveaux” plissés, se sont déposées, il y a 55 MA, les argiles yprésiennes qui sont restées en position horizontale, n’ayant pas été affectées par la tectonique (la tectonique alpine n’a eu que peu de répercussions dans nos régions).

 

 


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