| 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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