Un aperçu de la géologie de la Belgique

Un aperçu de la géologie de la Belgique
Prof. Ph. Sonnet
Université Catholique de Louvain
Année académique 2004-2005
1
Qu’est-ce qu’une carte géologique
Il est rarement possible pour un géologue d’observer, dans une région donnée, tout le détail de la structure des roches du sous-sol. Le sol et la végétation recouvrent généralement la majeure partie des roches. Celles-ci ne sont
souvent accessibles à l’observation que de façon ponctuelle, dans ce qu’on
appelle des affleurements (là où les roches sont visibles en surface, sous forme
de rochers, de fond de ruisseaux, de talus de route, le long des chemins de
campagne, lorsque l’on creuse les fondations des maisons, etc). Le géologue
ne peut donc que se baser sur ces observations ponctuelles pour débrouiller
la structure géologique de la région. Pour cela, il reporte les observations
faites sur des affleurements isolés sur une carte topographique. Là où il ne
peut pas faire d’observations, c’est-à-dire sous la couverture formée par le
sol et la végétation, il doit supposer ce qu’il se passe. Le résultat de ce
travail, qui mélange l’observation et l’interprétation, est la carte géologique.
La carte géologique représente les phénomènes géologiques d’une taille
suffisante pour être cartographiables, c’est-à-dire reportés sur une carte à
petite échelle (25.000ème, généralement). Pour cela, on regroupe les roches
en paquets uniformes ou monotones, dont on a toutes les raisons de penser
qu’ils se sont formés dans les mêmes conditions. Ces regroupements sont
appelés formations géologiques. La formation est l’unité cartographique.
Les formations portent un nom d’après la localité géographique où elles
affleurent le mieux.
2
La carte et la coupe présentée dans le site Web
du cours
Dans la carte géologique simplifiée du site Web, on n’a pas représenté les
formations, car l’échelle est trop petite et il y aurait eu trop de détails à
représenter. On les a rassemblées par âge géologique. Chaque couleur correspond donc à un intervalle de temps donné. On distingue sur la carte des
domaines de couleurs différentes séparés par des lignes. Pour comprendre
1
ce que représentent ces domaines séparés par des lignes, il faut raisonner en
trois dimensions. A l’endroit de la carte, il existait autrefois un volume de
roche. Ce volume a été sectionné par un plan plus ou moins horizontal qui
est la surface topographique. Seule subsiste la partie inférieure du volume,
la partie supérieure, au-dessus de la surface topographique, ayant été retirée
par l’érosion. La carte géologique représente la section du volume de roche
par le niveau topographique actuel. Les formations géologiques sont en contact les unes avec les autres par des surfaces (en 3-D) qui se réduisent à des
lignes sur la carte (en 2-D). Les domaines de couleur de la carte correspondent donc à des volumes de roche et les lignes constituent la trace dans le
plan horizontal des surfaces par lesquelles ces volumes sont en contact les
uns avec les autres.
En dessous de la carte géologique, on a représenté une coupe géologique
orientée suivant une direction nord-sud. La coupe géologique montre ce
que l’on pourrait observer si l’on exécutait une section verticale à travers les
roches. Il s’agit d’une interprétation que le géologue construit en extrapolant
les couches qu’il a observées à la surface. Le géologue utilise également les
renseignements fournis par d’éventuels sondages en reportant sur sa coupe
les profondeurs auxquelles les couches ont été recoupées par le sondage. La
coupe présentée dans le site Web a été réalisée suivant une trajectoire qui
n’est pas tout à fait rectiligne. Elle comporte un coude, de façon à passer
par des endroits clés qui permettent de mieux comprendre la structure de
l’ensemble. Elle comporte un coude passant par le Massif de Serpont. Pour
observer cette trajectoire en entier, il faut effectuer un premier clic sur le
bouton "cliquez ici". Le dessin de la coupe représente donc deux plans
de coupe d’orientation légèrement différente mis bout à bout de façon à
donner l’impression d’un seul plan. Pour les besoins du dessin, il y a une
exagération verticale : l’échelle verticale est 10× plus grande que l’échelle
horizontale. L’avantage de cette exagération verticale, c’est qu’il y a moyen
de représenter convenablement le détail de ce qui se trouve dans la coupe.
Le désavantage est que les pentes des lignes ne sont pas conservées (sauf les
horizontales et verticales). Ainsi, la pente de la faille du Midi, là où elle est
la plus redressée, est tout à fait exagérée par rapport à la réalité.
3
Echelle stratigraphique
La table 1 présente une échelle simplifiée, dont le détail s’arrête au niveau
des périodes (les périodes étant, à leur tour, divisées en époques et en âges).
Il est utile, pour décrire la géologie de la Belgique de descendre au niveau
des étages. Voici, à la table 2, les dénominations des étages du Paléozoïque
utilisées dans l’ancienne carte géologique de Belgique, datant de la fin du
dix-neuvième et début du vingtième siècle.
Les dénominations et les limites des étages ont évolué depuis l’ancienne
2
106 années
fin : 1.75
érathème/ère
Quaternaire
Tertiaire
fin : 65
Secondaire
fin : 245
Paléozoïque
fin : 570
système/période
Néogène
Paléogène
Crétacé
Jurassique
Trias
Permien
Carbonifère
Dévonien
Silurien
Ordovicien
Cambrien
orogenèse
Cycle alpin
Cycle hercynien
Cycle calédonien
Précambrien
Table 1: Echelle stratigraphique simplifiée. Les âges, donnés en millions
d’années, correspondent aux limites des ères.
érathème/ère
système/période
[ Permien ]1
Houiller
Carbonifère
Dinantien
Paléozoïque
Dévonien
série/époque
Stéphanien
Westphallien
Namurien
Viséen
Tournaisien
Supérieur
Moyen
Inférieur
étage/âge
orogenèse
106 années
fin : 245
Famennien
Frasnien
Givetien
Couvinien
Emsien
Siegenien
Gedinnien
Cycle
hercynien
Silurien2
Cambrien
Salmien
Devillien
Revinien
Cycle
calédonien
Précambrien
Table 2: Etages ou époques du Paléozoïque affleurant en Belgique selon la
légende de l’ancienne carte géologique de Belgique.
3
début: 570
système/période
Permien
regroupement
série/époque
Stéphanien
Westphallien
Namurien
Viséen
Tournaisien
Supérieur
Silésien
Carbonifère
Dinantien
Dévonien
Moyen
Inférieur
Silurien
Ordovicien
étage/âge
Famennien
Frasnien
Givetien
Eifellien
Emsien
Praguien
Lockhovien
3
Supérieur, Moy.
et Inférieur
Cambrien
Table 3: Etages ou époques du Paléozoïque affleurant en Belgique suivant
leur dénomination actuelle.
carte. Voici, à la table 3, les noms utilisés dans la nouvelle carte géologique
de Wallonie (les noms qui ont changé sont en gras).
4
Les roches les plus anciennes de Belgique
Les roches les plus anciennes affleurant en Belgique datent de la limite entre l’ère précambrienne et l’ère paléozoïque. Il est certain, cependant, que
l’histoire géologique4 de la Belgique a commencé bien avant l’ère paléozoïque. Sous les roches du Paléozoïque qui sont directement observables se
trouvent très probablement des roches formées avant le Paléozoïque. Il n’y
a pas moyen de les observer de façon directe, mais on peut suspecter leur
présence à l’aide de méthodes d’observation indirectes (la gravimétrie et la
sismique). Pour leur donner un âge, on ne peut procéder que par analogie : il
faut rechercher, dans les contrées voisines de la Belgique, les prolongements
latéraux de ces roches là où elles affleurent, en supposant bien sûr qu’elles
soient bien contemporaines des roches belges qui se trouvent sous les roches
du Paléozoïque. Comme prolongements latéraux des roches belges, on cite
4
L’histoire géologique d’une région a pour but d’établir la chronologie des évènements
qui se sont déroulés dans le passé et qui ont joué un rôle dans la nature et la structure des
roches de cette région.
4
souvent le microcraton d’Angleterre (sous le bassin de Londres) et les gneiss
de Witthgenstein (en Allemagne, à l’est de Liège) qui sont précambriens.
5
Une histoire géologique divisée en trois chapitres
On divise l’histoire géologique de la Belgique en trois chapitres qui amènent
à la constitution de trois ensembles successifs de roches. Dans leur grande
majorité, ces roches sont sédimentaires, mais on peut trouver des roches volcaniques et des roches ignées5 . Les trois ensembles de roches, affleurent dans
trois domaines : le domaine calédonien, le domaine hercynien et le domaine
méso-cénozoïque6 . Ces trois domaines sont indiqués sur la carte géologique
du site Web du cours et sur la coupe géologique qui se trouve en dessous de
cette carte. En cliquant sur la carte, on fait successivement disparaître les
domaines méso-cénozoïques (deux premiers clics), puis le domaine hercynien
(troisième clic) pour ne laisser, en final, que le domaine calédonien.
6
Eléments permettant de distinguer les trois domaines
La séparation en trois ensembles se base sur la présence de surfaces de discordance7 stratigraphique8 majeure et d’extension régionale. Une discordance
5
Les principaux exemples de roches volcaniques se trouvent dans le Brabant, au sein
de roches datant de la période ordovicienne. Ainsi, à Quenast, le filon vertical de section
circulaire (400×300m2 ) contenant la roche ignée appelée "porphyre de Quenast" est en fait
une ancienne cheminée volcanique par laquelle des laves ont pu être amenées en surface. Au
dix-neuvième siècle, les pavés en porphyre de Quenast étaient réputés et se sont retrouvés
dans la plupart des grandes capitales. Actuellement, le porphyre de Quenast, donne après
broyage, un gravier très résistant à l’écrasement et à l’usure convenant pour le macadam
et le ballast de chemin de fer.
6
Il y a une difficulté car "calédonien" et "hercynien" font référence à des orogenèses et
"méso-cénozoïque" fait référence à un intervalle de temps.
Calédonien et hercynien : nom de deux orogenèses. Orogenèse : de oρoς, oros, montagne
en grec ; le cycle orogénique comprend le dépôt des sédiments horizontaux sur un substrat
puis leur plissement lors de la formation d’une chaîne de montagnes. Le domaine calédonien
renferme des roches formées durant l’intervalle de temps entre le début et la fin de ce cycle
orogénique. Même principe pour le domaine hercynien.
Méso-cénozoïque (équivalent à Secondaire-Tertiaire) : désigne l’intervalle de temps entre
le début de l’ère secondaire et la fin de l’ère tertaire. Le domaine méso-cénozoïque renferme
des roches formées durant cet intervalle de temps. Pourquoi n’a-t-on pas utilisé pour ce
troisième domaine un nom d’orogenèse ? Parce que le cycle orogénique durant lequel ces
roches se sont formées n’est pas encore terminé (c’est l’orogenèse alpine, dans laquelle
nous sommes toujours) et ce cycle n’a pas abouti jusqu’à présent à plisser ces roches en
Belgique.
7
discordare, en latin, ne pas être en accord.
8
Dans une discordance stratigraphique, il y a non seulement une discordance angulaire
mais également il manque quelque chose: dans la série sédimentaire, il manque les dépôts
correspondant à un certain laps de temps. Ces dépôts qui manquent constituent ce que
5
existe lorsqu’une formation sédimentaire repose sur un substrat plissé ou
basculé antérieurement et en partie érodé. Une discordance est dite stratigraphique quand il y a non seulement une discordance angulaire, mais qu’en
plus il manque quelque chose : dans la série sédimentaire, il manque les
dépôts correspondant à un certain laps de temps. Ces dépôts manquants
constituent ce que l’on appelle une lacune sédimentaire : certaines périodes de temps ont été omises dans le processus d’accumulation de sédiments
et ne se retrouvent donc pas «enregistrées» dans la succcession des dépôts
sédimentaires.
Sur la carte géologique du site Web, ces surfaces de discordance stratigraphique majeure correspondent aux lignes qui délimitent les différents
domaines. Pour avoir une discordance entre deux ensembles de roches, il
faut y avoir eu les évènements suivants :
1. une période de sédimentation marine ou continentale, où des sédiments9 se déposent successivement à l’horizontal ;
2. un enfouissement sous l’accumulation des sédiments, au cours duquel
les sédiments se lithifient10
3. une orogenèse où ces roches subissent une déformation par plissement
ou cassure (failles) et peuvent être enfouies à grande profondeur où
elles vont subir l’effet de l’élévation de la température et de la pression.
4. un arasement de la chaîne de montagnes par érosion des roches ramenées vers la surface lors du plissement. En arasant le volume de
roche correspondant aux reliefs montagneux, on crée une surface d’érosion
appelée pénéplaine11 .
Sur cette nouvelle surface, un nouvel épisode de sédimentation peut se
produire. La surface sur laquelle se déposent les premiers sédiments constitue
la surface de discordance. La discordance est stratigraphique parce qu’un
long intervalle de temps s’est écoulé avant qu’il y ait eu à nouveau possibilité
de dépôt de sédiments. La discordance est également angulaire parce que les
nouveaux sédiments se déposent à l’horizontale sur des roches qui ont été
préalablement plissées ou basculées.
l’on appelle une lacune sédimentaire (lacune vient du latin lacuna, lagune, mare, qui
a évolué vers le sens d’omission: certaines périodes de temps ont été omises dans le
processus d’accumulation de sédiments et ne se retrouvent donc pas «enregistrées» dans
la succcession des dépôts sédimentaires.
9
Des sables, des argiles, des débris d’organismes calcaires, souvent réduits à l’état de
boue calcaire.
10
Induration, lithification, de λιθoς lithos, pierre: les sédiments passent de l’état de
roche meuble à l’état de roche dure.
11
de paene, presque, en latin et plaine
6
7
La dérive des continents
Depuis le début du Précambrien, la Terre s’est divisée en bassins océaniques
profonds (actuellement, ils ont une profondeur moyenne de 3.500 m) et
en continents formant des zones élevées (actuellement, ils ont une altitude
moyenne de 800 m). La lithosphère continentale est formée par la croûte
continentale (légère, d’une densité voisine de 2.7) et la partie rigide du manteau supérieur située en dessous. La lithosphère océanique est composée de
la croûte océanique (lourde, d’une densité de l’ordre de 2.9) et la partie
rigide du manteau supérieur située en dessous.
En raison de sa densité moindre, la lithosphère continentale ne peut
s’enfoncer sous la lithosphère océanique. Elle est donc moins facilement
subductée (entraînée en profondeur par subduction) et recyclée à l’intérieur
de la Terre que la lithosphère océanique. Elle est en quelque sorte insubmersible et forme des entités géologiques permanentes. Pour ces raisons, les
continents sont constitués de roches très anciennes, certaines pouvant avoir
jusqu’à 3.8 Ga. La croûte océanique quant à elle est constituée de roches plus
jeunes qui sont périodiquement recyclées (par subduction) à l’intérieur de la
Terre. Ceci explique pourquoi on ne rencontre pas de roches plus vieilles que
180 millions d’années (fin du Jurassique) sur le fond des bassins océaniques.
La proportion entre lithosphère continentale et lithosphère océanique n’a
probablement pas beaucoup changé depuis 2.6 Ga. On pense que la lithosphère continentale a pu s’accroître de 10 à 15% au maximum, par incorporation de roches moins denses (granites, produits du volcanisme andésitique, etc), produits de la différentiation magmatique de roches de la croûte
océanique passées par un état fondu. Par contre, il n’y a pas eu d’apport
d’eau sur la Terre depuis le Précambrien. L’eau s’est échappée de l’intérieur
de la Terre à l’occasion de l’activité volcanique et elle s’est condensée à la
surface de la Terre pour former les océans.
La partie continentale des plaques est ce qu’il y a de plus permanent
(bien que les plaques peuvent se rassembler ou se morceler). Ce sont ces
parties des plaques qui sont représentées dans l’animation du site Web du
cours. Sur ces plaques continentales, les chaînes de montagnes ainsi que les
lignes de rivages sont en perpétuel changement. Les montagnes se forment
là dans les zones où la lithosphère océanique est subductée sous la marge
d’un continent (comme les Andes) ou lorsque deux continents entrent en collision (Himalaya et hauts plateaux de l’Asie centrale). Dans la plupart des
cas, une chaîne de montagnes met plusieurs dizaines de millions d’années
pour s’édifier (durant la phase de collision) et, en fonction du climat, les
reliefs montagneux peuvent subsister pendant plusieurs centaines de millions d’années avant que les reliefs soient totalement arasés par l’érosion.
L’importance d’une chaîne de montagnes diminue donc au fur et à mesure
que l’on avance dans le temps. Après démantèlement des reliefs de la chaîne,
il subsiste une ligne, appelée suture océanique, qui constitue la limite des
7
plaques avant collision. C’est l’endroit sous lequel a disparu, par subduction, la croûte océanique qui se trouvait entre les deux continents avant leur
collision.
8
Limite de la lithosphère continentale, ligne de
rivage, transgression et régression.
Dans l’animation12 , les zones en gris représentent les continents. Pour que
l’observateur puisse reconnaître, dans les continents anciens, la silhouette
des continents actuels, on a limité les zones en gris en se servant du tracé
des côtes actuelles. Il faut se souvenir, cependant, que le tracé des côtes ne
correspond pas nécessairement à la limite entre la croûte continentale et la
croûte océanique. Cette dernière correspond à la base du talus continental.
Les limites de rivage ont tendance à être éphémères. Leur mobilité peut
être due à la quantité d’eau retenue sur les continents sous forme de glace lors
des glaciations (quelques dizaines de milliers d’années), à des modifications
du volume des bassins océaniques dû à la dérive des continents (quelques
dizaines de millions d’années) et à de lents mouvements verticaux pouvant
affecter des parties de continent.
Lorsque le démantèlement par érosion d’une chaîne de montagnes est
complet, il ne subsiste qu’un relief émoussé et aplani appelé une pénéplaine.
Celle-ci est susceptible de se faire envahir par la mer et, par conséquent,
de se faire recouvrir des couches de sédiments d’origine marine qui s’y forment nécessairement. L’inondation des terres résultant d’une migration de la
ligne de rivage vers l’intérieur du continent s’appelle une transgression13 . Le
phénomène inverse est appelé une régression14 . Une transgression (une régression) est due à une élévation (un abaissement) relative du niveau marin.
Ce mouvement relatif peut être dû soit à une fluctuation du niveau marin15
pour la Terre entière (le continent restant immobile), soit à un soulèvement
ou un abaissement d’une partie locale d’un continent16 (le niveau marin ne
12
Les données sur les mouvements des continents s’obtiennent 1) en emboîtant les limites
entre croûte continentale et océanique, 2) en alignant les chaînes de montagnes anciennes,
3) en replaçant à une même latitude les roches sédimentaires formées dans les mêmes
conditions climatiques 4) en déterminant la latitude par l’inclinaison du champ magnétique
tel que l’ont enregistré les roches (l’inclinaison du champ magnétique varie avec la latitude:
horizontale à l’Equateur, elle est verticale aux pôles).
13
de transgressio, franchissement
14
de regressio, retour. L’intervalle entre une transgression et une régression est appelé
un cycle sédimentaire.
15
Le niveau marin pour la terre entière est appelé le niveau eustatique, du grec ευ eu,
(bien) et statique (στ ασις stasis, position, immobilité, équilibre). C’est le niveau moyen
mesuré par rapport au centre du globe.
16
Les continents peuvent être sujets à de lents mouvements d’abaissement ou de soulèvement. Ces mouvements peuvent affecter de vastes domaines continentaux ou, au contraire,
se restreindre à des endroits particuliers. Différents mécanismes peuvent amener à ces
8
variant pas). Nous allons retrouver des transgressions et des régressions à
plusieurs moments de l’histoire géologique de la Belgique
9
La Belgique dans le cadre de la dérive des continents
Le supercontinent17 Gondwana18 (Amérique du Sud, Afrique, Arabie, Australie, Inde et Antarctique) coexistait avec des continents plus petits, Laurentia (Amérique du Nord et le Groenland), Baltica (Europe du nord, Scandinavie) et Sibéria (Sibérie). Laurentia et Baltica sont séparés par un océan
appelé Iapétus19 . Un microcontinent, appelé Avalonia, se détache de Gondwana et se déplace vers le nord durant la fermeture de l’Iapetus. Au fur et
à mesure que l’océan Iapétus se ferme et qu’Avalonia progresse vers le nord,
un autre océan, s’ouvre au sud d’Avalonia : c’est l’océan Rhéïque20 . Le
microcontinent Avalonia comprend des parties de l’Amérique du Nord (le
Newfoundland, le Nova Scotia et le New Brunswick) et des parties du nord de
l’Europe, dont le massif anglo-brabançon. Il rencontre d’abord Baltica (440
Ma) auquel il se soude et, ensemble, ils vont fermer l’océan Iapétus durant
le Silurien. La collision de Laurentia et Baltica auquel s’est soudé Avalonia
engendre la formation de la chaîne calédonienne et un nouveau supercontinent : c’est le Laurentia-Baltica ou Laurussia. La chaîne de montagnes
qui se forme est de dimension considérable. Elle fait de l’ordre de 4.000 km
de long et 500 km de large et s’étend entre le nord-est des Etats-Unis et
du Canada, le Groenland, l’Irlande, l’Ecosse et l’ouest de la Scandinavie.
mouvements. On appelle mouvements épirogéniques, les mouvements qui affectent de
vastes domaines continentaux (du grec πειρoς, epeiros, continents). Les seconds sont des
phénomènes locaux appelés mouvements tectoniques locaux (de τ εκτ ων, tecton, architecte). Qu’ils soient de grande ampleur ou plus locaux, ces mouvements peuvent amener,
dans les zones de basse altitude du continent, à des transgressions marines. Si le continent
s’abaisse, le niveau relatif de la mer s’élève, la ligne de rivage se déplace vers l’intérieur
du continent et il y a donc transgression marine. Si le continent s’élève, la mer se retire
et il y a régression marine.
17
Un supercontinent est un continent qui s’est formé à un moment donné par la réunion
de plusieurs continents actuellement séparés par des océans.
18
Le supercontinent Gondwana s’est déchiqueté pour donner la plupart des continents
actuels. La preuve de son existence réside dans la présence d’une succession de roches
particulières qui a été trouvée sur toutes les terres qui constituaient autrefois le Gondwana.
Cette succession de roches (plusieurs milliers de m) s’est déposée durant l’intervalle entre
le Carbonifère et le Jurassique (entre 350 et 150 millions d’années) sur des milliers de
km2 : la succession commence par des sédiments glaciaires, puis des couches de charbon,
puis des grès et des argilites associés à des sédiments évaporitiques et enfin, des coulées
de basaltes des plateaux. Le terme Gondwana provient du nom de la tribu des Gonds
qui occupaient un territoire en Inde où cette succession de roches a été décrite pour la
première fois par les géologues du XIXe siècle qui travaillaient dans l’hémisphère sud.
19
du nom de Iapetus, fils la déesse Gaïa, le père d’Atlas dans la mythologie romaine,
qui lui-même a donné son nom à l’Océan Atlantique.
20
De Rhéa, la sœur de Iapétus.
9
Progressivement, Gondwana remonte vers le nord et l’océan Rhéïque commence à se fermer. C’est lors de cet évènement, postérieur à la formation
de la grande chaîne calédonienne (mais toujours qualifié de «calédonien»),
que se déroule le plissement des roches du massif de Brabant.
Après arasement de la chaîne calédonienne, la région qui correspond
actuellement au territoire de la Wallonie forme un plateau continental bordant l’Océan Rhéïque situé au sud. Des sédiments marins s’y déposent,
qui vont former l’essentiel des roches des roches de Wallonie. Les deux
continents Laurussia et Gonwana entrent en collision. Un nouvel épisode
de formation de montagnes, l’orogenèse hercynienne (350 à 280 Ma), commence alors. Comme la collision se produit alors que les deux continents
sont en rotation, le plissement ne se fait pas partout au même moment. Le
plissement des roches sédimentaires déposées en Wallonie se plissent par la
collision avec une partie de Gondwana appelée Armorica. La formation de
la chaîne hercynienne s’y produit à la fin du Carbonifère (290 Ma).
La collision des deux continents est complète au début du Permien, qui
deviennent alors un supercontinent appelé Pangée. Il ne reste plus à ce
moment qu’un océan unique, appelé Panthalassa. La Pangée, qui résulte
de l’effet cumulé de l’orogenèse calédonienne et de l’orogenèse hercynienne,
commence à se fragmenter au Jurassique. C’est à ce moment que débute
l’orogénèse alpine. Il s’agit d’une chaîne de montagnes dont la formation a
commencé au Tertiaire au moment où le continent Pangée s’est fragmenté
et qui s’est prolongée jusqu’au Cénozoïque (au moment de l’ouverture de
l’Océan Atlantique). La fragmentation de la Pangée donne lieu à l’ouverture
de l’océan Atlantique. L’ouverture de l’océan Atlantique fait effectuer à
l’Afrique une rotation dans le sens antihorlogique, ce qui provoque la fermeture d’un ocean appelé la Thétys et la formation la formation des Alpes.
L’orogenèse alpine n’a que très légèrement affecté les roches belges.
10
Résumé des trois chapitres de l’histoire géologique
de la Belgique
En Belgique, on peut observer des roches appartenant à trois orogenèses :
calédonienne, hercynienne et alpine (domaine méso-cénozoïque).
La plus ancienne, l’orogenèse calédonienne, a certainement été précédée
d’une ou plusieurs orogenèses mais les roches datant de ces orogenèses ne
sont pas accessibles à l’observation directe21 . La plus récente, l’orogenèse
alpine, est celle qui a lieu actuellement ; elle n’affecte que très peu les roches
belges.
21
Des orogenèses plus anciennes peuvent s’observer ailleurs, comme, par exemple,
l’orogenèse pan-africaine dont les roches occupent d’immenses domaines en Afrique et
en Amérique du Sud.
10
Le domaine calédonien renferme des roches sédimentaires déposées aux
périodes cambriennes, ordoviciennes et siluriennes22 . La série sédimentaire
est continue, en ce sens que tous les âges géologiques du début du Cambrien à la fin du Silurien, sont représentés. Ces roches sont plissées de
façon solidaire lors de l’orogenèse calédonienne, durant la période silurienne. Lorsque l’orogenèse se termine, ces roches sont érodées au Dévonien
Inférieur pour donner une pénéplaine. Cette surface d’érosion constitue la
surface de discordance qui fait la limite entre le domaine calédonien et le
domaine hercynien.
Le domaine hercynien renferme des roches déposées au Dévonien et au
Carbonifère. A nouveau, la série sédimentaire est continue, en ce sens que
tous les âges géologiques du début du Dévonien à la fin du Carbonifère, sont
représentés. Ces roches sont plissées lors de l’orogenèse hercynienne. Il est
à noter que certaines roches du domaine calédonien, étant antérieures, sont
également affectées par l’orogenèse hercynienne. La chaîne de montagnes
hercynienne est arasée durant une longue période de temps, s’étendant du
Permien au Trias. Cette surface d’érosion constitue la surface de discordance
qui fait la limite entre le domaine hercynien et le domaine céno-mésozoïque.
Le domaine méso-cénozoïque est constitué de roches déposées aux ères
mésozoïques et cénozoïques. Contrairement aux deux ensembles de roches
précédents, la série sédimentaire est discontinue. Il y a de nombreuses lacunes
sédimentaires. Les roches de ce domaine ont été peu déformées et plissées
lors de la dernière orogenèse présente en Europe : l’orogenèse alpine. Les
roches sont restées horizontales comme au moment de leur dépôt et n’ont
été généralement affectées que par des failles23 . Pour cette raison, on les
appelle les «terrains de couverture».
11
Le domaine calédonien
Les roches du domaine calédonien (après le troisième clic, sur l’animation)
sont présentes en Belgique sous une forme de que l’on a coutume d’appeler
des massifs24 . Les massifs affleurent généralement sous forme de zones bien
circonscrites, entourées de roches plus jeunes. Les massifs calédoniens affleurent au travers de roches du cycle hercynien ou des terrains de la cou22
Quand on donne la chronologie des évènements en géologie, on commence toujours
par le plus ancien et on termine par le plus récent. De même, dans une échelle géologique,
on met toujours le plus ancien le plus bas. Quand on monte dans l’échelle, on a des roches
de plus en plus jeunes. Quand on descend, on a des roches de plus en plus anciennes.
23
Plans de cassure verticaux dus ici à des movements verticaux du substrat de ces
couches.
24
En géographie physique, on appelle massif une masse de montagnes ayant des caractéristiques uniformes (nature des roches, structure) avec des limites clairement définies.
Ici, il ne s’agit plus d’une masse montagneuse, mais d’un ensemble de roches qui se distingue clairement de ce qui l’entoure et qui est interprété comme étant la partie profonde
d’une chaîne de montagnes mise à nu.
11
verture céno-mésozoïque. Partant de nord vers le sud, on rencontre, successivement, le Massif de Brabant, la Bande25 du Condroz, les Massifs de
Stavelot, Rocroi, Serpont et Givonne.
Le Massif de Brabant affleure dans les fonds de vallée des rivières du
Brabant, là où la couverture des sédiments tertiaires est suffisamment entaillée26 . Sur la carte des orogenèses en Europe du site Web du cours, on
peut voir que le massif de Brabant fait partie d’un ensemble de grande taille.
Il se prolonge sous la Mer du Nord en dessous des roches mésozoïques du
bassin Londonien jusqu’au Pays de Galles et le Lake District. Le substrat
sur lequel reposent les roches du Massif de Brabant est inconnu. Les sédiments que l’on retrouve dans le massifs calédoniens de Brabant forment une
série complète. Tous les âges sont représentés, depuis la base du Cambrien
jusqu’au sommet du Silurien27 . Dans les massifs calédoniens des Ardennes,
la série est incomplète, car il manque les formations les plus jeunes.
Les roches du domaine calédonien dérivent de sédiments détritiques terrigènes provenant de l’érosion de terres émergées situées hors du territoire
belge. Ce sont principalement des schistes et dans une moindre proportion
des grès. Ces roches ont, par endroits, recristallisé en phyllades, quartzites
et quartzophyllades. Des roches ignées ont également pu s’injecter (diorites
de Quenast) dans ces roches et des roches volcaniques ont pu se déposer
sous la forme de couches28 . Ces roches ont été plissées à la fin du Silurien
au cours de l’orogenèse calédonienne.
25
Ici, les géologues ne parlent pas de massif, mais d’une bande parce qu’il s’agit plutôt
d’une fine langue de roches calédoniennes ...
26
Pour les étudiants de Louvain-la-Neuve, l’affleurement le plus proche de roches du
Massif de Brabant se trouve en bordure du bois de Lauzelle. Ce peut être le but d’une
agréable promenade pédestre qui, depuis le centre de Louvain-la-Neuve, ne prend pas plus
de 25 minutes.
Dans le bois de Lauzelle, se rendre à l’étang de « Warlombroux ». Sur le plan sur le
site Web du bois de Lauzelle http://www2.ecol.ucl.ac.be/lauzelle/doc/plan.html cet étang
se trouve à la borne 18. Suivre vers l’aval le chemin en gravier grossier qui longe, à une
certaine distance, le ruisseau du Blanc-Ry. Ce chemin s’appelle le Sentier de l’Europe. Il
est bientôt recouvert de macadam et devient à ce moment la rue de Blanc-Ry. La rue de
Blanc-Ry débouche ensuite sur une rue que l’on prend à gauche et qui passe sous le viaduc
de la voie rapide de Louvain-la-Neuve à Wavre. Cinquante mètres après être passé sous
le viaduc, prendre à droite une rue étroite appelée également Rue de Blanc-Ry (après le
panneau Ottignies Louvain-la-Neuve et un banc public). Cette rue est bordée sur le côté
gauche de quelques habitations. Sur le côté droit, à la hauteur des entrées des maisons 103
et 104, affleurent le long du chemin des schistes et des quartzites plissés et faillés du Massif
de Brabant. La couleur ocre des roches vient du fait qu’elle se trouvait sous un paléosol,
sur lequel se sont déposés ensuite les sables d’âge bruxelliens, durant l’ère tertiaire.
27
Les sédiments les plus jeunes viennent recouvrir les sédiments qui les précèdent. A
l’image d’un empilement, on peut donc dire qu’ils constituent le sommet de la série.
Même raisonnement pour les roches les plus anciennes de la base de la série.
28
Des sédiments volcanodétritiques (roche à coticule de Vielsalm dans le Massif de
Stavelot) existent aussi, ainsi que de rares coulées pyroclastiques («eurite» de GrandManil, une ignimbrite qui s’est épanchée depuis un volcan à la façon d’une nuée ardente
dans le Massif de Brabant).
12
12
Le domaine Hercynien
Ce domaine renferme l’essentiel des roches de Wallonie. A la fin de l’orogenèse
calédonienne, les massifs ardennais ont été complètement arasés, formant
une pénéplaine en pente vers le sud tandis que le Massif de Brabant constituait une terre émergée, un relief montagneux. Cette pénéplaine sera envahie
trois fois par la mer venant du sud (l’océan Rhéïque). Ces envahissements
forment des cycles d’avancée du rivage (transgression) suivi d’un recul (régression) pouvant aller jusqu’à une émersion. D’un cycle à l’autre, la ligne
de rivage atteint une limite située chaque fois plus au nord. A la fin de ces
trois cycles, le milieu dans lequel s’effectue le dépôt des sédiments n’est plus
marin, mais continental. C’est à ce moment que se déposent les couches de
charbon.
Dès le début du Dévonien, la mer envahit progressivement, du sud vers
le nord, la pénéplaine résultant de l’érosion des massifs ardennais. Les sédiments qui se déposent à ce moment sont des sédiments terrigènes. Ces sédiments proviennent du nord, d’un continent dont le Massif de Brabant constitue la bordure sud. Ils sont constitués par les particules de roche (sable,
argile, galets) arrachées par l’érosion aux reliefs du continent. Transportés
vers le sud par l’eau des torrents et des fleuves, ils sédimentent une fois qu’ils
atteignent la mer. Ces sédiments donnent naissance à des grès, des schistes,
des poudingues. Ils couvrent des surfaces très importantes en Wallonie.
Cette transgression se termine par un épisode de régression au Dévonien
Inférieur. On voit que l’on est dans une régression parce que les sédiments
terrigènes deviennent de plus en plus typiques de sédiments terrigènes continentaux et traduisent la proximité du continent (conglomérats apportés par
les fleuves, deltas, roches rouges traduisant une émersion et la formation
d’un paléosol). Durant cette époque, Gondwana (montant vers le nord) se
rapproche d’Avalonia, uni à Laurentia et Baltica et l’océan Rhéïque est en
train de se fermer.
Durant le Dévonien Moyen et Supérieur, la mer atteint le bord du Massif de Brabant, qui reste une terre émergée. C’est une mer modérément
profonde, caractérisée par des sédiments terrigènes fins (argiles) et des sédiments de précipitation biochimique qui prennent le pas sur les sédiments
détritiques plus grossiers. A la fin du Dévonien Moyen (Givetien), la mer
finit par recouvrir le Massif de Brabant. Cette époque est caractérisée par le
dépôt de calcaires, dont des calcaires constitués de massifs de coraux cimentés par de la boue calcaire. Les sédiments se déposent à faible profondeur
sur la partie immergée du continent, dans des conditions climatiques tropicales. Une modification climatique (glaciation) se produit alors, avec une
régression (baisse du niveau des mers à cause du stockage de l’eau sur les
pôles sous forme de glace), arrêt de la formation de calcaires et dépôt de
sédiments terrigènes (grès à micas, psammites et schistes du Famennien ).
Durant le Dinantien (Carbonifère Inférieur), la mer recouvre maintenant
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la totalité du massif de Brabant. Ce sont essentiellement des sédiments
calcaires (calcaire à crinoïdes29 appelé "petit granite" de Soignies).
A ce moment, l’ensemble Laurentia, Baltica et Avalonia (qui forme la
Laurussia, sur laquelle se trouve à ce moment la Wallonie) entre en collision
avec Gondawana. L’Océan Rhéïque, situé au sud d’Avalonia se ferme. La
ligne de suture océanique forme une ligne EW située au sud de la Wallonie
passant par le sud des Cornouailles, la Manche et le nord de la France, en direction des Vosges. Le Gondwana effectue en plus une rotation durant cette
collision. Pour cette raison, l’âge du plissement30 varie suivant les endroits.
Au Carbonifère Supérieur, une chaîne de montagnes s’édifie. C’est la
chaîne hercynienne (ou varisque). Elle s’étend sur la péninsule ibérique, le
sud des Cornouailles, le sud de l’Irlande, la Bretagne, les Vosges, la Forêt
Noire, le Massif central, l’Ardenne et la Bohème. Cette formation de montagnes amène à un recul de la mer tandis que l’érosion des reliefs amène à
la formation, dans la mer, de couches de sédiments terrigènes (schistes et
grès). On y rencontre des accumulations de débris végétaux amenés par des
cours d’eau dans des deltas fluviatiles ou dans des lagunes littorales31 avec
une végétation luxuriante, périodiquement envahis par la mer (donnant les
gisements de charbon).
A la fin du Carbonifère, on a un paroxysme de déformation hercynienne.
Il y a formation d’une chaîne de montagnes. Les roches situées au sud du
Massif de Brabant sont intensément affectées tandis que celles du Massif de
Brabant ne sont pas affectées. Cette différence suggère que la Wallonie se
trouvait à cheval sur une frontière : au nord de la frontière, les roches n’ont
pas été plissées ni déplacées32 ; au sud, les roches ont été très plissées et
comprimées en direction du nord. Le résultat de ce plissement et de cette
compression est la formation de grandes structures plissées d’extension régionale à concavité vers le haut (appelées synclinal ou encore synclinorium,
s’ils sont compliqués par de nombreux plis secondaires) ou vers le bas (anticlinal et anticlinorium). Depuis la limite du massif de Brabant et en allant
vers le sud, on rencontre successivement : le synclinorium de Namur, le synclinorium de Dinant, l’anticlinal des Ardennes, le synclinal de Neufchâteau.
29
Les crinoïdes sont des organismes fixés sur le fond marin, comportant un calice arrimé
au fond matin par une tige (à la manière d’une fleur fixée au bout de sa tige). Les débris de
tige de crinoïdes se reconnaissent facilement. Ce sont des fragments à symétrie pentagonale,
constitués d’un cristal de calcite (cassure brillante) et munis d’un canal central.
30
Lors de la rencontre de deux continents, des mouvements de rotation sont possibles.
Les zones où les rencontres se font varient donc dans le temps. On parle de phases de
plissement. Pour la Belgique, on distingue, durant l’orogenèse calédonienne, les phases
ardennaise et brabançonne et durant le cycle hercynien, les phases bretonne, sudète et
asturienne. Le moment où, à un endroit donné, le plissement est le plus intense est appelé
le paroxysme. Le paroxysme de l’orogenèse hercynienne, en Wallonie, correspond à la
phase asturienne.
31
Etendue d’eau plus ou moins salée séparée de la mer par un cordon littoral.
32
On parle d’autochtone, du grec auto, soi-même et cthone : terre (dans le sens de terre
d’origine).
14
Lors du plissement, les roches situées au sud du Massif de Brabant se sont
désolidarisées de leur soubassement et ont formé des écailles qui ont glissé
en se chevauchant l’une sur l’autre en direction du nord33 le long de failles
subhorizontales (nappes de charriage). Une de ces failles de grande importance est la Faille du Midi (appelée, suivant les endroits, la Faille du Midi,
du Condroz, ou Faille Eiffelienne). Elle fait chevaucher des roches plus anciennes (le bord nord du synclinorium de Dinant) sur des roches plus jeunes
(bord sud du synclinorium de Namur) avec un déplacement horizontal vers
le nord d’une dizaine à une quinzaine de kilomètres34 .
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Domaine méso-cénozoïque
La chaîne de montagnes hercynienne est érodée durant le Permien (dernière
période de l’ère paléozoïque) et le Trias (première période de l’ère mésozoïque). Il n’y a donc pas de dépôt de sédiments en Wallonie durant cet
intervalle de temps (sauf de rares dépôts détritiques fluviatiles qui ont été
préservés de l’érosion dans un profond fossé d’effondrement, un graben, qui
recoupe le Massif de Stavelot à Malmédy). A la fin du Trias, la chaîne
hercynienne est totalement pénéplanée. La surface est appelée la surface
structurale de pénéplanation posthercynienne. Elle correspond approximativement aux sommets des Ardennes. Elle est envahie par une importante
transgression marine au Jurassique qui dépose en Lorraine belge, des marnes
(calcaires argileux), des grès calcaires, des calcaires oolithiques et des gisements de fer oolithiques. Des zones émergées existaient : le sud du Massif
de Brabant, le Condroz et l’Entre-Sambre-et-Meuse.
A la fin de l’orogenèse hercynienne, tous les continents sont réunis en
un énorme supercontinent appelé la Pangée35 . Ce supercontinent n’est pas
monolithique. Il est soumis à des forces de traction entraînant des fractures par traction (failles normales36 ) et des fossés d’effondrements (graben).
Parmi ceux-ci, le Graben de Roermond, qui est encore actif de nos jours et
responsable d’une part importante de la sismicité en Belgique. Le Graben de
Roermond est à relier à un autre fossé d’effondrement de grande importance,
le Graben du Rhin. Dans notre pays, les roches déposées durant la période
méso-cénozoïque n’ont pas subi de phases de plissement. Elles sont restées
à l’horizontal, comme au moment de leur dépôt. Tout au plus observe-t-on
33
Formant donc ce qu’on appelle un allochtone.
Une autre interprétation est que le déplacement vers le nord ne s’est pas fait sous la
forme d’écailles qui ont effectué un grand déplacement vers le nord (comme pourrait le
faire une plaque rigide) mais sous la forme de petits déplacements cumulés le long de très
nombreuses petites failles (comme pourrait le faire un jeu de cartes, les cartes glissant
l’une sur l’autre d’une petite quantité).
35
du grec παν, pan, tous et γη , gê, terre.
36
Appelée normales parce que leur pendange est dans le même sens que le mouvement
du bloc déplacé supérieur. Les failles du type de la Faille du Midi sont des failles inverses
parce que leur pendage est dans le sens inverse du mouvement du bloc déplacé supérieur.
34
15
des mouvements verticaux (formation, par effondrement, du bassin de Mons
et lent soulèvement des Ardennes).
Durant le Crétacé, la mer se retire et il y a émersion. Les roches déposées précédemment sont soumises à l’érosion et les calcaires à des dissolutions (Iguanodons de Bernissart, piégés dans des gouffres formés par
l’effondrement de grottes dans les calcaires du Carbonifère Inférieur, gisement de baryteine de Fleurus, gisements d’argile plastique dans le Condroz).
Suivent de nombreuses transgressions et régressions durant le Crétacé
Supérieur (mer venant du Bassin de Paris) avec dépôt de craies dans le
Bassin de Mons, en Hesbaye et dans le Pays de Herve et durant tout le
Tertiaire. La mer vient alors du nord et dépose des sédiments typiques du
littoral : sables et argiles. A la fin du Tertiaire, la mer se retire.
Au Quaternaire (1.67 Ma), lors des phases de glaciation, des loess ont
recouvert toute la Flandre et la partie nord de la Région wallonne. Les loess
sont des dépôts éoliens de matériau à grain fin d’origine continentale. Ce
matériau fin est en fait une «farine de roche» engendrée par l’usure des
roches par suite du frottement des glaciers continentaux et transportée par
les vents dans un paysage de désert froid.
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Référence
Ce texte est inspiré, notamment, de :
Aperçu géologique de la Wallonie, J.-L. Pingot, Etat de l’environnement
Wallon, 1993, Ministère de la Région Wallonne, Direction générale
des ressources naturelles et de l’environnement, pp. 15 à 21
La carte de Belgique et l’animation sur la dérive des continents se trouvent sur le site du cours AGRO1100. On accède à cette page Web en tapant
http://www.ucl.ac.be et en choisissant les liens "Cours en Ligne", "Faculté
d’Ingénierie biologique, agronomique et environnementale" et AGRO1100,
Sciences de la Terre, Prof. Dufey et Ph. Sonnet. L’animation sur la dérive
des continents provient de
http://www.ucmp.berkeley.edu/geology/anim1.html.
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