Histoire géologique du boulonnais

Membre de ClickFR, Reseau francophone Paie-Par-Click

J'ai ressorti mes "vieux" cours et TD de Fac (que de souvenirs ! ...), lu diverses publications sur la géologie du boulonnais (faut s'accrocher !), ainsi que certains sites incontournables comme celui de JP Magniez de l'académie de Lille, et je vous propose cette petite synthèse relatant les grandes lignes de l'histoire géologique du boulonnais :

La région de Boulogne, telle que nous la connaissons aujourd’hui, est le résultat d’une longue évolution dans l’espace et dans le temps.

Au début du Paléozoïque inférieur (Cambrien, ordovicien, de –540 à – 435 Ma), la région est un élément d’une grande bande de terre appelée Avalonia, située à l’emplacement actuel de l’Antarctique, c’est à dire à proximité immédiate du pôle Sud.

Pendant tout le Paléozoïque moyen (Silurien, dévonien, de –435 à –355 Ma), la région migre des hautes latitudes vers les basses latitudes (par le jeu de la dérive des continents), et s’est accolée entre-temps à un autre bloc continental Baltica pour former un paléocontinent nommé Laurenropa ou Eumarica, situé à cheval sur l’équateur.

C’est ici que débute notre histoire, celle des roches visibles sur le terrain :

Au Dévonien moyen (givétien et frasnien –375 Ma), on assiste à une transgression (avancée) de la mer sur l’ancien massif calédonien érodé. Une mer de faible profondeur et chaude (plate forme continentale) se met en place sur la région. Ces dépôts sont successivement détritiques (poudingues et grès de la Formation de Caffiers), carbonatés (Formation de Blacourt) puis terrigènes (Formation de Beaulieu).A cette époque se développent des récifs construits par des tabulés et des tétracoralliaires (actuellement exploités comme marbres à la carrière du banc noir et du griset, et ex-carrière de la parisienne), des stromatolites et des évaporites. Des petites variations des conditions faisaient que quelquefois les récifs étaient détruits lors de tempêtes ou mouraient sous des dépôts d’argile. Ce sont les plus anciens dépôts sédimentaires directement accessibles dans le boulonnais.

A la fin du Dévonien (fin du frasnien et famennien –360 Ma), sous l’influence de phénomènes tectoniques, la mer se retire progressivement de la région, et le boulonnais est caractérisé par la présence de vasières et de dépots détritiques (formation de sainte godeleine).

Au Carbonifère (-360 à – 290 Ma), une chaîne de montagne se forme en Europe moyenne, la chaîne hercynienne, au sud du boulonnais notamment (zone de subduction dans le massif central). Cette chaîne de montagne résulte de la formation d’un super-continent unique, la pangée, suite à la rencontre entre le continent Laurussia au nord et gondwanna au sud. Ces mouvements tectoniques provoquent des déformations importantes dans la région (failles, plis) qui émerge totalement au carbonifère supérieur. La sédimentation alors carbonatée au tournaisien et viséen (milieu marin peu profond et lagons à salinité variable, récifs moins développés qu’au dévonien et construits par des cyanobactéries ou algues bleues = « marbre Napoléon » ou rubanné) devient continentale (stéphanien –300 Ma, dépots de grès) La mer laisse place à d’immenses marais équatoriaux peuplés d’insectes, d’araignées, de mille-pattes géants évoluant au cœur d’une forêt luxuriante. Cette vaste forêt de fougères arborescentes sous climat tropical, est à l’origine de la formation des couches de houille : les végétaux qui prolifèrent dans les marécages au pied des hautes montagnes sont régulièrement noyés sans être décomposés, ils formeront les couches de houille. Des traces de cendres volcaniques témoignent de la présence de volcans à proximité.

Au Permien (-290 à –225 Ma) : L’orogénèse hercynienne est terminée, et la région subit une intense érosion sous climat tropical et aride (faciès nouveaux grès rouges). Le boulonnais finit par ressembler à une pénéplaine, à un vieux massif aux reliefs bien abaissés

Franche transgression de la mésogée au sud et à l’est. La région de boulogne est évitée cependant.

La mer du Muschelkalk n’est pas très loin (au sud vers Paris, à l’est vers les ardennes)

Au Jurassique (-180à –135 MA) [grès, argiles, marnes, calcaires avec ammonites, lamellibranches…]

Après 110 Ma d’émersion, la mer transgresse au début du jurassique sur l’ancienne chaîne hercynienne fortement arasée. La transgression vient à la fois du nord (mer boréale) et du sud (mésogée) et ces deux avancées de la mer se rejoignent à la hauteur du boulonnais au lias (jur <). Elle recouvre les abords du boulonnais et les ardennes. La région lilloise, le nord des ardennes, le massif schisteux rhénan et le massif central restent émergés. Boulogne a alors l’aspect d’un golfe faisant face à un continent à l’ouest (d’une ligne de côte allant des pays de galles au Portugal en passant par la bretagne). A l’est existe également un grand continent qui correspondrait à la russie actuelle.

La transgression progresse sur le boulonnais et l’europe de l’est pendant tout le jurassique, mais dans la région, seul le boulonnais sera envahi par la mer jurassique. En effet, 3 îles subsistent encore au cœur de l’europe : l’actuel massif central, l’ensemble ardennes vosges forêt noire massif schisteux rhénan auquel appartient la région lilloise, et le massif ukrainien.

Le niveau des mers est alors d’une centaines de mètres supérieur à l’actuel.

A la fin du Jurassique, début du Crétacé (pendant 30 Ma, de –140 à –110 Ma), la mer quitte la région et le continent européen est abandonné par cette mer épicontinentale qui regagne ses bastions : la mésogée au sud, et la mer boréale au nord. Les dépots laguno-lacustres de la fin du jurassique (faciès purbeckien) et l’émersion nette au début du crétacé (faciès wealdien : niveaux argilo-sableux résultant de conditions deltaïques et lacustres avec de nombreux dinosaures herbivores comme iguanodons) attestent un retour à des conditions continentales.

La fin du jurassique est également marquée par un épisode tectonique : boulogne appartient à cette époque à la microplaque angleterre brabant, qui par conséquence de la formation du rift atlantique nord, coulisse vers l’ouest le long de la plaque méridionale bretonne).

Dès le début du Crétacé, Aptien, Albien (-110 Ma) l’amorce d’un retour de la mer par le Nord et le Sud (qui durera 45 Ma) sur la région boulonnaise se fait ressentir (nodules phosphatés, argile de gault et sables à glauconie, nodules phosphatés et ammonites pyriteuses) et le boulonnais est alors à nouveau envahi par la mer.

Dès le cénomanien (-115 Ma) et jusqu’au danien (-65 Ma) , la mer réalise cependant une franche transgression sur le boulonnais (pendant 40 Ma) mais également sur la région lilloise (qui aura donc été émergée 190 Ma !) et le reste de l’europe (sauf les 3 îles déjà présentes au jurassique).

Fait historique, le niveau de la mer est de 300 m supérieur à l’actuel, et la quasi totalité de l’europe est recouverte d’une mer épicontinentale, la mer de la craie, sédiment principal de cette période et élément essentiel du sous-sol de notre région. La « terre à Dinosaures » se transforme en « mer de la craie ». Cette mer était calme, peu profonde et abritait une faune nombreuse (éponges, oursins, coquillages, poissons, ammonites, reptiles marins …).

La zone du boulonnais présente une sédimentation assez détritique soulignant une érosion importante. La région se surrélève légèrement. Il s’agit alors d’une zone de haut fond (prolongement de l’anticlinal faillé de l’artois) séparant le bassin de paris au sud et le bassin belge au nord avec des émersions temporaires. La mer vient du Nord il y a –50 Ma (transgression Paléocène), repart, revient pendant 20 Ma, mais butte sur les reliefs de l’Artois qui s’élèvent à cette époque.

Par contre-coup de la formation des alpes, il y a élargissement de la zone émergée de l’artois par légère remontée des reliefs au Miocène (- 25 à –12 Ma). Régression de la mer vers la Manche pour le bassin de Paris et vers la mer du Nord pour le bassin Belge.

Formation du détroit du Pas de Calais il y a 900 000 à 800 000 ans par formation d’un graben (effondrement).

Forte baisse du niveau de la mer de 100 m à la dernière glaciation Wurm (début il y a 100 000 ans) à cause de l’extension des glaciers (à quelques centaines de km seulement au Nord de Boulogne). Emersion d’une partie de la mer du nord et de la manche (seine et rhin se rejoignent). Beaucoup de dépots de loess ou limons (particules argilo-calcaires arrachées par les vents violents autour des glaciers).

Dernière timide transgression flandrienne il y a 12 000 ans à cause de la fonte des glaciers (ex : falaise fossile de sangatte) très très limité dans le boulonnais.

Tourbe fossile à la pointe aux oies et Ambleuteuse datée de –5 000 ans à –3 000 ans montrant un niveau des eaux inférieur de 4m à l’actuel (formation d’une tourbière emprisonnée entre les falaises à l’Est et un cordon littoral à l’Ouest, comblée ensuite par des sédiments et la dune. C’est le recul actuel de la dune qui permet d’apercevoir la couche de tourbe dans sa partie Ouest).