Le Boulonnais est une petite région naturelle du Nord de la France remarquable par sa position géographique (détroit du Pas de Calais) et par sa géologie. Il est bordé au nord par la plaine maritime des Flandres et au Sud par les plateaux picards et se trouve dans le prolongement de l’Artois.
Contexte géologique du Boulonnais
Le style morphologique du Boulonnais est celui d'une boutonnière (Sommé 1977, 1991) dont les éléments paraissent guidés par des structures tectoniques longitudinales (N 110, 120/130 et 80/90) et transversales (N 30/40) (Auffret et Colbeaux 1977). Cette particularité structurale permet d’accéder à des séries géologiques très variées qui ont attiré de nombreuses générations de géologues.
On distingue trois ensembles morphologiques : le Haut Boulonnais, le talus bordier et le Bas Boulonnais. Très schématiquement, le Haut Boulonnais et le talus bordier sont constitués de craies du Crétacé supérieur ; au pied du talus se trouvent les argiles et sables de l'Albien, de l'Aptien et du Wealdien. Dans la dépression du Bas boulonnais affleurent le Jurassique et au Nord un petit massif paléozoïque : le massif de Ferques.
Le massif de Ferques est très activement exploité. Il fournit des granulats et poudres de tous calibres utilisés dans les industries du Bâtiment, Travaux Publics mais aussi les industries métallurgiques, chimiques, pharmaceutiques et agro-alimentaires. C’est donc aussi un bassin d'emploi très important pour notre région. On se félicite que cet aspect soit considéré par les responsables du Parc Naturel Régional et que la plupart des exploitants intègrent dans leurs préoccupations la nécessaire préservation et / ou réhabilitation des sites naturels et friches industrielles. (1994 : élaboration d'un plan de paysage du bassin carrier à 30 ans et signature d'un protocole d'accord définissant les engagements des collectivités et des industriels.)
Presque tous les termes de la série dévono-carbonifère du massif de Ferques ont été exploités : calcaires, pélites, dolomies et charbon. Il ne subsiste plus que les grandes exploitations qui extraient et traitent les calcaires de la Formation de Blacourt ainsi que les dolomies et calcaires dinantiens. De belles coupes, sans cesse renouvelées, sont donc visibles dans ces exploitations. Ailleurs, en l’absence de mise en valeur, les coupes disparaissent une à une.
Le Jurassique et le Crétacé n’affleurent vraiment bien que le long de la côte. Le Jurassique moyen et l’Oxfordien ne sont visibles que dans quelques tranchées de routes et dans les découverts des carrières du massif de Ferques. Le Kimméridgien supérieur, le Tithonien (anc.Portlandien) affleurent largement en falaises côtières et ces séries sont très classiques. Cependant, on a assisté ces dernières années à un regain d’intérêt pour la succession du Kimméridgien / Tithonien (étude initiée par l’Institut Français du Pétrole), de même que pour celle du Crétacé (tunnel sous la Manche).
Le Kimméridgien / Tithonien et le Cénomanien / Turonien sont des périodes privilégiées de production et accumulation de matière organique à l'origine des plus grandes réserves d'hydrocarbures de l’hémisphère Nord (notamment dans la région Nord-Atlantique / Mer du Nord).
Ce regain d'intérêt et de nombreuses coupes nouvelles et sondages réalisés pour les études géotechniques du tunnel sous la Manche et la modernisation du réseau routier ont offert l’opportunité de réaliser de nombreuses observations et de proposer des interprétations nouvelles ou réactualisées.
Repères chronostratigraphiques
Les plus anciens dépôts sédimentaires directement accessibles à l’observation dans le Boulonnais correspondent au Paléozoïque supérieur et sont les témoins d’une transgression sur un substratum encore mal connu. Ces dépôts, successivement détritiques (poudingues et grès de la Formation de Caffiers), carbonatés (Formation de Blacourt) puis terrigènes (Formation de Beaulieu) sont datés du Givétien et du Frasnien. Les caractères biosédimentaires de ces formations indiquent des milieux margino-littoraux à marins francs mais peu profonds. On note la présence à différents niveaux d’édifices récifaux, de stromatolites et de fentes de dessiccation et pseudomorphose d’évaporites (cristaux cubiques inframillimétriques à centimétriques de sel).
Vers la fin du Frasnien et au Famennien s’amorce un mouvement régressif qui se marque dans la sédimentation par de nouveaux dépôts détritiques (Formation de Sainte Godeleine).
Au Carbonifère, le contexte géodynamique est très différent et sera marqué par la surrection de la chaîne hercynienne. Ceci confère au bassin quelques particularités décelables au travers de l’enregistrement sédimentaire d’une épaisse série carbonatée (Tournaisien et Viséen), localement dolomitisée et particulièrement bien rythmée. Les caractères biosédimentaires des formations carbonatées du Carbonifère indiquent un milieu marin peu profond ( zone photique). Des émersions temporaires peuvent être mises en évidence dans la partie inférieure de la série (paléosols) tandis que des niveaux de cendres volcaniques sont présents irrégulièrement dans cette série.
La continentalisation de la région se marque clairement avec le dépôt de grès et charbons dans la partie supérieure du Carbonifère. Elle est provoquée par la collision des plaques continentales et la formation d’un seul super continent : la Pangée. Une chaîne de montagne s’élève alors dans toute l’Europe moyenne et il est aisé de trouver la trace de cet événement majeur dans notre région au travers de la structure des terrains paléozoïques. Les structures tectoniques visibles (pendages variables, failles et plis), parfois très spectaculaires, peuvent être comparées aux structures visibles, par exemple, dans les Alpes.
Dès sa surrection, cette chaîne de montagne est soumise aux agents érosifs. Cette érosion, établie sur une très longue période (Permo-Trias, Lias et début du Jurassique moyen soit environ 100 millions d’années) a conduit à la formation d’une pénéplaine au relief très surbaissé mais non négligeable. Parmi les facteurs d’érosion, on note l’important travail de l’eau au travers d’un système karstique maintenant fossilisé. Ce karst a été comblé par des dépôts continentaux résultant de l'abrasion de la chaîne hercynienne.
Au Jurassique, la mer n’atteint notre région qu’au Bajocien. Les premiers dépôts sont détritiques (Sables d’Hydrequent) puis carbonatés (Marnes et calcaires ooïdiques du Dogger). Les caractères biosédimentaires indiquent une faible profondeur et de hauts niveaux d’énergie (stratification oblique, calcaires oolitiques). Au Callovien, on assiste à de profondes modifications biosédimentaires qui impliquent l’ennoiement de la plate forme bathonienne. Les sédiments deviennent terrigènes et la faune dominée par des organismes de mer ouverte relativement profonde (de l’ordre de 100 mètres) : nombreuses ammonites, Vertébrés (Pliosaures et Ichtyosaures).
Le Kimméridgien/Tithonien montre une succession de séquences de faciès argilo-gréseuses à mettre en relation avec des variations du niveau marin. On démontre dans ces séquences des environnements qui s’étagent depuis le milieu marin franc jusqu’à des milieux margino-littoraux. On remarque la présence de niveaux riches en matière organique et une grande variété de figures sédimentaires qui permettent de se caler par rapport à une échelle basée sur le niveau d’énergie engendré par l’action des vagues (vagues de beau temps, vagues de tempêtes…).
A la fin du Jurassique, on assiste à une nouvelle régression et à un épisode tectonique bien marqués dans l’enregistrement sédimentaire et la structure des falaises (pendages, plis et failles).
Après ce nouvel épisode continental (Purbeckien et Wealdien), la mer revient sur la région dès l’Aptien, déposant des sables verts plus ou moins grossiers et glauconieux puis des argiles à « faciès Gault » datées de l’Albien. Les caractères biosédimentaires des argiles du Gault indiquent un milieu marin franc et relativement profond.
Suit un épisode bien connu qui met en place une épaisse série crayeuse pendant le reste du Crétacé supérieur. Les méthodes d’analyse moderne démontrent une rythmicité à très haute fréquence de la craie, marquée au travers de « doublets » marno-crayeux séparés les uns des autres par des surfaces de discontinuité. Cette cyclicité pourrait être d’origine climatique et / ou orbitale. Ces rythmes sont très bien visibles dans la partie inférieure de la série crayeuse qui affleure en falaise depuis Strouanne jusqu’à Sangatte (notamment dans la craie bleue du tunnel sous la Manche).
Les roches du massif paléozoïque de Ferques sont les plus tectonisées, ayant subi plusieurs phases de structuration (notamment la phase hercynienne varisque).
Dans le Jurassique et le Crétacé, des phénomènes de moins grande ampleur ont conduit à une structuration en « blocs » plus ou moins basculés (pendage) limités par des failles de rejet de l’ordre de un à quelques dizaines de mètres).
Ainsi plissées et fracturées les roches permettent à l’eau de circuler et d’accomplir son travail de dissolution et d’altération.
La fracturation des calcaires carbonifères a conduit à la mise en place d’un réseau karstique.
La fracturation des bancs calcaires ou gréseux du jurassique supérieur et du crétacé permet une altération qui se traduit par un changement de teinte localisé sur une frange plus ou moins large axée sur la fracture. Ainsi, les craies du Cénomanien, normalement bleues prennent une teinte plus claire, blanchâtre, et les calcaires et grès calcareux du Jurassique montrent une frange de couleur rouille, par oxydation de la pyrite, sur le pourtour de la fracturation.
Sous leur propre poids ou sous contrainte tectonique les roches subissent des pressions considérables pouvant entraîner une dissolution du carbonate de calcium. Ce mécanisme conduit à la formation de joints stylolithiques, très nombreux dans les calcaires paléozoïques, (blocs exposés à la Maison du Marbre). Ces joints correspondent à un front de dissolution souligné par un film de résidus insolubles de teinte rouge.
Dans les milieux actuels et anciens la place des » altérites » est importante et résulte de phénomènes complexes. Nous nous limiterons à l’examen d’un profil d’altération de calcaires argilo-gréseux jurassiques à Ambleteuse. De bons exemples de paléoaltérites sont cependant visibles, par exemple dans le Bathonien supérieur de la région, mais difficilement utilisables pour un public scolaire.
La falaise, au nord d’Ambleteuse, montre le passage d’une formation calcaro-gréseuse (sommet des Grès de Châtillon) à un paléosol humifère holocène.
Latéralement à ce profil d’altération se développe une formation tourbeuse, avec racines et souches bien visibles, reposant sur la partie supérieure du cordon de galets.
Sur la plage d’Ambleteuse, cette même formation tourbeuse repose en discordance sur les argiles de Châtillon présentant un pendage bien visible au niveau des bancs calcaires.
Cet exemple permet en outre d’introduire la notion de variation du niveau marin lors d’un passé récent (glacio-eustatisme quaternaire).
Deux types bien distincts de falaises sont visibles, d’une part dans la région Equihen – Cap Gris Nez (Jurassique), d’autre part dans la région Strouanne – Sangatte (Crétacé). Les premières sont à dominante argilo-gréseuse, les secondes à dominante carbonatée (marnes et craies).
Les mécanismes de destruction dépendent de la présence d’une couche d’argile plastique.
-> Lorsqu’une telle couche savon est présente vers la base de la falaise, celle-ci glisse sous son propre poids à partir du niveau argileux gorgé d’eau.
Le modelé qui en résulte est typique avec formation d’une « avant falaise » et de loupes de glissement dans lesquelles chaque banc peut être reconnu.
Ce type de destruction de falaise concerne :
– Le Kimméridgien – Tithonien à partir d’un niveau repère d’argile « blanche » au sommet du membre supérieur des Argiles de Châtillon (Ex : Cran Noirda, au nord d’Audresselles).
– L’ Albien et le Cénomanien au nord de Wissant (Strouanne). La falaise de craie glisse sur l’argile du Gault.
-> Le plus souvent la destruction des falaises s’opère par éboulements à partir du réseau de fractures préexistant. L’action du gel et de la circulation des eaux est prépondérante. A cette action peut s’ajouter le phénomène de sous-cavage lié à l’existence de strates moins résistantes à l’action des vagues (sables ou argiles des falaises jurassiques).
Le modelé est celui de grands cônes d’éboulis.
La destruction des falaises donne des éléments de toutes tailles (du bloc au grain de sable et à la particule d’argile), disponibles pour une nouvelle histoire.
Les sables qui proviennent de l’érosion des falaises jurassiques représentent un volume important qui participe à la formation du prisme sédimentaire littoral actuel. Il n’est pas nécessaire de faire appel à l’érosion de roches magmatiques comme le granite pour obtenir un important volume de matériel détritique dans le Boulonnais. La part héritée d’anciennes roches sédimentaires est très importante dans le phénomène actuel de sédimentation.
Il est en de même au cours du Jurassique moyen. La preuve en est apportée par la présence de fréquents grains de quartz tectonisés (à « allumages multiples » en lumière polarisée). Le contexte est tel que ces quartz ne peuvent provenir que des roches du substratum paléozoïque.
Un autre exemple peut être trouvé dans la recherche de la source des galets de quartz laiteux filonien rencontrés à différents niveaux stratigraphiques de la région (Jurassique supérieur, Pléistocène). Il est vraisemblable que ces quartz proviennent d’une ancienne formation conglomératique (stéphano-permienne ou permo-triasique) qui affleure actuellement en Artois donc à quelques kilomètres du Boulonnais.
On distinguera le matériel transporté en solution et un matériel plus grossier conduisant à la formation de dépôts détritiques, consolidés ou non.
Transport en solution puis précipitation
Précipitation des carbonates
Les eaux de pluie s’infiltrent rapidement dans le substratum, utilisant la porosité et le réseau de fracturation. La circulation de l’eau atmosphérique au sein des roches calcaires entraîne la dissolution du carbonate de calcium jusqu’à saturation.
Deux types de précipitation de carbonate de calcium peuvent ensuite être observés dans notre région :
La première est la précipitation de calcite sous forme de nappage caractéristique des appareils karstiques. Cette forme est bien visible dans les fractures des calcaires du Dogger.
La seconde est la formation de tufs dans de nombreux petits ruisseaux mais également sur les falaises du Jurassique. Là, les eaux sursaturées en carbonates, s’écoulent à mi-falaise, favorisent le développement de touffes de mousses qu’elles pétrifient progressivement.
La photosynthèse des mousses entraîne une consommation de CO2 donc un accroissement du pH de l’eau qui a pour conséquence le déplacement vers la droite de l’équilibre :
2HCO3– + Ca 2+ ———-> CaCO3 + 2H2O + CO2
Ceci entraîne une précipitation de carbonate de calcium qui forme le tuf et incruste les parties anciennes des tiges feuillées des mousses.
Le mécanisme est comparable à celui de l’accumulation des lamines carbonatées constituant les stromatolithes, en milieu marin, sous l’influence de la photosynthèse des Cyanobactéries.
Précipitation d’oxyde ferrique
Le fer ferreux (sulfures) contenu dans la plupart des roches sédimentaires peut subir une oxydation qui entraîne sa précipitation en milieu aérobie : la surface de la roche ou la zone située de part et d’autre d’une fissure prend une teinte ocre.
Les eaux ayant traversé un niveau tourbeux sont riches en acides humiques pouvant entraîner le fer sous forme d’humates. L’oxygénation de l’eau induit la précipitation d’oxydes et hydroxydes ferriques.
Transport et sédimentation des sables et débris de plus grande taille
Le matériel emprunté aux falaises est immédiatement remodelé et transporté vers le bassin sédimentaire. Le tri granulométrique dépendant du niveau hydrodynamique est évident depuis le pied de falaise jusqu’au bas de l’estran. Les plus gros blocs restent au pied de la falaise puis, vers le bas de l’estran viennent les galets, graviers et sables de plus en plus fins. Plus au large, et en dehors des courants, se déposent les boues. En plus de ce tri granulométrique élémentaire, il existe un agencement net des éléments suivant leur grand axe dès lors que leur forme le permet (cas des galets).
Dans le détail le niveau d’énergie est très variable sur une plage et le modelé de la plage très complexe. Il en résulte des interactions des courants de marée, de retour, d’écoulement et de l’action des vagues.
De nombreuses figures sont ainsi formées parmi lesquelles des rides de toutes tailles. Ces rides peuvent être fossilisées et se retrouver dans les séries sédimentaires anciennes.
Les figures sédimentaires
Comme on peut le voir sur toute plage, le transport des particules sédimentaires se traduit par un modelé particulier. Il en est de même à plus grande profondeur, sous l’action des courants, des vagues, des tempêtes ou d’événements plus énergétiques encore tels les tsunamis.
La reconnaissance de ces figures dans les séries sédimentaires est importante et permet de se situer par rapport à une échelle basée sur le niveau d’énergie appliqué au milieu de dépôt. On conçoit aisément que le niveau d’énergie diminue avec la profondeur et/ou en fonction de la présence ou de l’absence d’obstacles (barrière, herbier, récifs de toute nature …)
Le modèle couramment utilisé est basé sur la reconnaissance de figures formées par l’action des vagues, de la houle et des tempêtes (tempestites).
Des exemples
1. Les » petites » rides (échelle inframétrique)
Ces rides sont classiques de nos plages mais certaines sont formées à plus grande profondeur.
a – Les rides asymétriques
Elles résultent de l’action d’un courant unidirectionnel pouvant ou non interférer avec d’autres facteurs (distorsion d’une onde de vague). L’évolution de ces structures est bien visible dans les » ruisseaux » qui s’écoulent sur nos plages à marée descendante. Ces rides se rencontrent dans tous les milieux (rivière ou mer) et à toutes profondeurs. Leur dissymétrie permet de déterminer le sens du courant.
Ruisseau sur l’estran Rides de courant sur la plage
b – Les rides symétriques
Elles sont formées par des courants oscillatoires sous l’effet de la houle. Elles se rencontrent donc en front de plage, hors de la zone de déferlement des vagues, et à profondeur relativement faible.
c – Les rides en mamelons
Elles sont caractérisées par la présence de petits dômes et de dépressions distants de quelques centimètres à quelques décimètres. Elles sont caractéristiques des dépôts de tempêtes.
En coupe, elles montrent un litage oblique caractéristique faisant apparaître des surfaces d’érosion qui traduisent le remaniement du sédiment sous l’effet de l’intensité des courants qui règnent à la surface du fond lors des tempêtes.
2. Les « grandes » rides
Dans les zones de haute énergie, sous l’effet des vagues et/ou des courants, se forment des structures (rides, dunes) de grande taille dont l’anatomie est marquée par des litages d’angle variable, obliques ou entrecroisés. Les domaines de barrière (littorale ou plus distale) et les zones animées par de forts courants (détroit de Pas de Calais, par exemple) sont le siège de ces phénomènes. Dans les séries anciennes, de telles structures sont bien visibles dans les calcaires ooïdiques du Dogger.
3. Les autres figures
a. Les tidalites
L’action des marées peut être caractérisée par des courants d’intensité variable qui se renversent. La complexité du phénomène entraîne la formation de figures marquées par une bidirectionnalité et la présence de nappages argileux.
b. Autres figures de tempêtes
Dans le Jurassique supérieur des falaises du Boulonnais on peut observer, à différents niveaux, de minces bancs, lumachelliques, à base érosive, interprétés comme des dépôts de tempêtes (Fursich et Oschmann 1986). Ces bancs s’amalgament dans les régions proximales (moins profondes) et leur granulométrie et épaisseur décroissent vers les régions distales (plus profondes).
Bioturbations
L’action des organismes qui peuplent le fond marin (benthos) se marque dans le sédiment. L’endofaune, en particulier par son activité de fouissage, laisse une trace indélébile dans le sédiment, soit en l’homogénéisant complétement, soit en laissant un réseau inextricable de pistes, galeries ou terriers. Les organismes à l’origine de ces phénomènes sont rarement fossilisés mais peuvent être identifiés dans les milieux actuels. Ce sont des vers, oursins, holoturies, lamellibranches et divers crustacés.
Il est rarement possible d’observer ce réseau, excepté dans le cas d’un substrat suffisamment ferme, comme en arrière du platier, au nord de Calais, où une multitude de crabes utilisent un complexe de galeries qui restent ouvertes. Elles sont partagées avec d’autres crustacés et petits poissons.
Dans les séries anciennes, cette bioturbation est parfois bien visible au niveau de surfaces de ralentissement notable ou d’arrêt de la sédimentation, tant dans le Jurassique que dans le Crétacé.
