Remerciements. Les auteurs remercient les professionnels qui nous ont ouvert, un samedi, l’accès au site dont ils ont la charge : Madame Lucie Nicolas, propriétaire-exploitante de la Ferme équestre du Petit Bois qui nous a ouvert l’accès à la carrière du Parc (Etrœungt), Monsieur Philippe Dufrenne, responsable Maintenance de la carrière du Haut-Lieu (société Bocahut/Eiffage), Madame Marjorie Dufort, ingénieure Carrières (société des Carrières de Dompierre/Eurovia).
Ont participé à cette visite de terrain : Leslie Alban (APBG-Picardie, Amiens), Arnaud Bak (professeur SVT, Maubeuge), Maëva Balasse (professeure de SVT, Avesnes/Helpe), Jean-Jacques Belin (hydrogéologue retraité), Renaud Bernard (Cyber-sécurité, Lille), Muriel Canut (professeur SVT, Hirson), Hervé Capelle (directeur Environnement et Foncier, société Vinci Construction), Thierry Delval (professeur SVT, Pont-Ste-Maxence), Hindi Hawkins (étudiant géologie, U-Lille), Christine Imbenotte (professeure honoraire), Alain Lauwers (retraité de la société Lhoist, Bouge-B), Francis Meilliez (directeur SGN), Baptiste Meire (ingénieur géologue, BRGM), Bastien Mennecart (chercheur, APF), Eric Oget (professeur SVT, St Michel-en-Thiérache), Grégoire Pagnier (professeur SVT, Revin), Mickaël Swialkowski (professeur SVT, Arleux), André Tahon (géologue minier retraité, Pondrôme-B). Tous ont participé aux discussions qui ont enrichi ce compte rendu ; qu’ils en soient remerciés.

Introduction

Sud-Avesnois n’est pas un terme officiel, mais situe bien un territoire de transition aux confins du Massif ardennais et du Bassin de Paris (Fig. 1). Un paysage convexe est armé par l’ennoiement du premier (substratum paléozoïque) sous le second (couverture méso-cénozoïque). Un réseau hydrographique secondaire incise, selon une organisation radiale, la surface complexe qui résulte de plusieurs épisodes d’aplanissement (Demoulin et al., 2020). Seule la divergence des écoulements superficiels, le long de la gouttière périphérique formée par les vallées de la Sambre et de l’Oise, permet de tracer la ligne de partage entre les bassins-versants majeurs de l’Oise et de l’Escaut. Cette ligne de crête (!) est si faiblement marquée que le cours d’eau aujourd’hui appelé Ancienne Sambre ne rejoint la rive droite de l’Oise via le Noirieu que grâce à un détournement réalisé en 1684 avec un très modeste barrage (Rabelle, in Meilliez et al., 2019). Ce fut l’une des conséquences du rattachement politique de ce territoire à la France1. L’ajout d’eau supplémentaire dans le Noirieu permettait d’abord de soutenir le transfert de bois ardennais par flottation pour alimenter la capitale ; il contribue aussi à soutenir le niveau d’eau dans le canal de Saint-Quentin, via la Rigole du Noirieu (Meilliez et al., 2022).

Figure 1

Tant que l’occupation du sol dépendait surtout des décisions des paysans qui le cultivaient, le territoire était marqué par la transition paysagère entre la campagne ouverte du Cambrésis et le bocage de la Thiérache (Gamblin, 1959). Les matériaux utilisés dans l’habitat antérieur aux Trente Glorieuses en témoignent également : d’ouest en est, les murs de brique laissent progressivement place à la pierre calcaire (linteaux, marches d’entrée, chaînage puis murs), tandis que la tuile cède le pas à l’ardoise.

Les carrières locales (pierre, sable) ont très vite attiré l’attention des premiers géologues. C’est ainsi que Hébert (1855) présenta devant la SGF, à Paris, un point d’étape sur la découverte géologique de l’Ardenne française. Il y a notamment évoqué les travaux de son préparateur, Jules Gosselet, dont les jeunes années s’étaient passées à Landrecies (Barrois, 1920). Il a rappelé que la première esquisse de colonne stratigraphique de l’Ardenne fut l’œuvre de d’Omalius d’Halloy (1808). Puis, la première visite de la Société Géologique de France en Ardenne, en 1835, fut l’occasion d’en présenter une version améliorée, accompagnée de la première coupe géologique superficielle calée sur la vallée de la Meuse entre Charleville et Namur (Dumont & de Henezel, 1835). La séance de 1855 à la SGF a aussi donné à Buckland l’occasion de proposer une corrélation avec les observations réalisées dans les Îles Britanniques.

Le circuit proposé à la SGN ce 22 mars 2025 reprend quelques sites évoqués par Hébert en 1855 pour faire un état des connaissances sur un territoire dont la cartographie géologique de détail (Fig. 2) est très difficile pour deux raisons majeures. La première est l’occupation du sol, partagé entre cultures, forêt, urbanisme et voiries ; la seconde résulte de la disposition en éventail de couches biseautées dans le contexte de bordure de bassin sédimentaire persistant depuis le Lias (Gély et al., 2014). Chaque période d’exhumation a entraîné une corrosion météorique qui, en outre, a piégé les dépôts plus récents, transgressifs et discordants. Barrois (1879) en a fait une démonstration très convaincante en décrivant un très grand nombre d’affleurements entre la Sambre et l’Aisne.

Pour ces raisons, ce compte rendu se limite à décrire les affleurements et leur historique. Leur intégration dans une coupe géologique, intégrant des données plus profondes fera l’objet d’une prochaine publication.

Figure 2

Enjeux scientifiques et conséquences sur l’aménagement du territoire

L’Ardenne, un jeune massif ancien

Il est facile aujourd’hui (2025) de dénoncer le raisonnement apparemment lacunaire des pionniers. Cependant, il faut faire l’effort de se replacer dans la perspective qui était la leur, tout en ayant en tête nos connaissances actuelles ; ce qui permet de prendre conscience de pistes éventuellement délaissées. Nombre d’affleurements, dégagés à l’occasion d’ouvertures de voies routières et ferroviaires, nous sont aujourd’hui inaccessibles, sauf par les publications qui les localisent de façon plus ou moins précise.

C’est ainsi que, au milieu du XIX^e siècle, ceux qui découvraient le long des flancs des vallées, les séries sédimentaires plissées et faillées paléozoïques sous un manteau d’altérites, ne pouvaient qu’imaginer contempler les témoins d’un relief orogénique en voie d’arasement. D’où le succès persistant de la notion de pénéplaine miocène (Briquet, 1908). Il aura fallu l’intuition de La Vallée Poussin (1875) pour oser avancer l’hypothèse que le soulèvement ardenno-rhénan est un processus en cours, relatif, suffisamment lent pour qu’un réseau hydrographique conséquent en incise la surface, tandis que quelques cours d’eau pré-existants s’enfonçaient sur place, en travers du bombement régional : Rhin, Moselle, Meuse. Le débat est toujours ouvert, au fil du gain actuel dans la précision des observations, pour faire la part entre ce mécanisme régional (antécédence et/ou surimposition) et les accommodations locales (captures) (Demoulin et al., 2020).

On doit aussi rappeler qu’au temps des pionniers, ni l’astronomie, ni la tectonique des plaques, ni les variations climatiques et leurs incidences respectives sur les niveaux marins relatifs n’apportaient de clés de lecture sur des phénomènes qui modulent les actions locales du couple érosion/sédimentation.

Reconnaître la discordance qui délimite le Massif de Rocroi

La géologie des terrains sédimentaires a connu un progrès décisif dès le début du XIX^e siècle avec l’élaboration de la méthode paléontologique dont Hébert a été l’un des artisans. Sans surprise, par raison historique, c’est de l’observation des côtes britanniques, des carrières en région parisienne et en Europe centrale que sont issus les systèmes géologiques de référence initiaux (Fig. 3B), tandis qu’aujourd’hui, la définition des « clous d’or » est plus universelle (voir Webographie : Stratigraphie).

Dumont était un mineur, pour qui l’analyse géométrique des structures géologiques primait sur l’approche paléontologique pour en déduire l’ordonnancement temporel de leur mise en place. Dans le mémoire où il décrit la succession des Terrains ardennais et rhénans (Dumont, 1847), les premiers sont dominés par les schistes ardoisiers, et les seconds par des schistes non ardoisiers, des psammites et des quartzites. À l’époque, la définition géomécanique de la schistosité n’existe pas encore – le mot ne désigne qu’un type de débit plutôt fin – mais, par intuition, Dumont considère que les couches qui composent ce qu’on appelle aujourd’hui le Massif de Rocroi (Fig. 1) paraissent plus sévèrement déformées, et donc plus anciennes, que celles qui les surmontent (ses Terrains rhénans : Fig. 3A). D’ailleurs, il note qu’une discordance sépare les deux ensembles, mais sans en comprendre la signification tectonique qu’on lui prête aujourd’hui. En adoptant ces choix, Dumont range son système gédinien dans les Terrains ardoisiers. Ce que Hébert (1855) dénonce en rappelant les multiples découvertes fossilifères effectuées autour de Mondrepuis (carte d’Hirson : Fig. 2) qui conduisent à le placer à la base du Dévonien (Fig. 3A). Par la suite, la valeur stratigraphique de la coupure paléontologique a été confirmée, de même que l’observation structurale (discordance) par Dumont.

Figure 3

Observer l’évolution d’une sédimentation clastique vers une plate-forme carbonatée

La colonne stratigraphique observée dans la vallée de la Meuse reste la référence la plus accessible (Fig. 3C). Toutefois ce mode de présentation en colonne unique ne rend pas compte des variations latérales de faciès exposées dans d’autres vallées incisées dans le plateau ardennais. Dans la vision actuelle, la plate-forme ardennaise raconte une période de sédimentation détritique (Dévonien inférieur à moyen), nourrie par la destruction de reliefs mal connus, et passant progressivement à une plate-forme carbonatée (Givétien). Puis le retour d’un épisode détritique (Dévonien supérieur) témoigne de l’arasement de reliefs localisés au nord cette fois, avant le retour à une plate-forme carbonatée généralisée à toute l’Europe (ex Dinantien = Mississippien actuel). Au-dessus, en discordance régionale, un bassin d’avant-pays raconte (ex-Silésien = Pennsylvanien actuel) la convergence relative du paléocontinent gondwanien et de l’ensemble Laurasia. Le rapprochement des continents provoque l’émergence de reliefs nouveaux, méridionaux, qui alimentent une sédimentation détritique corrélative qui s’étale vers le nord, comble l’espace résiduel, marin puis lacustre, envahi par une forêt houillère. La tectonique très vivace s’exprime par la combinaison d’extensions localisées – la subsidence saccadée expliquée par Pruvost (1930) – dans un contexte de raccourcissement par écaillage crustal (Raoult & Meilliez, 1987). Un volcanisme explosif accompagne ces déformations et leur sédimentation corrélative, et en jalonne les étapes (Bouroz et al., 1983).

S’arrêtant dans les carrières du secteur d’Avesnes/Helpe, l’excursion du 22 mars 2025 n’abordera pas le passage à la sédimentation houillère, corrélative de la déformation de la plate-forme ardennaise dans le contexte de l’orogène varisque (Meilliez & Goemaere, 2020).

Sites visités le 22 mars 2025

Arrêt 1 – Discordance du Lias sur le Cambrien à Hirson (Fig. 4)

Du carrefour situé à proximité du cimetière d’Hirson, descendre vers le sud-est par la rue Joubert Philips, qu’une rangée de maisons sépare de l’Oise. Dans les 100 derniers mètres avant de rejoindre l’Oise, observer les affleurements (Cambrien) de schistes et grès en bancs minces, déformés par des plis fermés à surface axiale verticale de direction nord-ouest - sud-est et à charnières très redressées et dispersées dans le débit schisteux.

Environ 300 m en aval de la confluence du Gland en rive droite de l’Oise (Fig. 4A), remonter la rue du Haubert qui longe une maison d’apparence abandonnée, adossée à un espace vert, séparé du stade par le cours incisé du Gland. Le même type d’alternances plissées de grès et schistes constitue la base verticale d’un talus herbeux, incliné. En grattant délicatement la base de ce dernier, on dégage directement une marne sombre, bleutée, grossièrement feuilletée. Les premiers décimètres contiennent des plaquettes d’épaisseur centimétrique, carbonatées et silteuses, fossilifères, voir lumachelliques (Fig. 4B). Elles montrent divers brachiopodes, mollusques, tentaculites, etc. Au-dessus, dans la masse de la marne il n’est pas rare de trouver des bélemnites. Le Lias est faiblement penté vers le nord. Une coupe géologique verticale, à peu près orientée nord-sud, dessinée à main levée, précise les relations géométriques entre les composants du site. La répartition des affleurements de marnes liasiques sur la carte géologique oblige à admettre soit que le rivage était ici marqué d’une paléofalaise, soit qu’une modeste faille normale (rejet vertical apparent d’une bonne dizaine de mètres) ait accompagné la transgression liasique, soit encore que cette faille soit plus récente (cénozoïque ?), mais antérieure aux dépôts de limons périglaciaires. Au sol, rien ne permet d’identifier la bonne hypothèse.

Figure 4

La carte géologique d’Hirson ne mentionne pas cet affleurement de la rue du Hautbert qu’elle situe dans le lit majeur du Gland. Toutefois les auteurs de la notice décrivent les mêmes lithologies à Petit Loudier, environ 2 kilomètres en aval, en rive droite de l’Oise.

Le principal intérêt de cet affleurement est de révéler la possibilité d’aménager en station pédagogique une paroi d’environ 4 m de haut, pour bien montrer la discordance des Marnes à ovoïdes (Pliensbachien) sur le Cambrien (Fig. 4C). Placée en rive droite de l’Oise, face à la rue Joubert Philips, elle peut être observée depuis la rive gauche à partir d’une plate-forme derrière un poste électrique. Pour l’instant le Cambrien est bien visible dans cette paroi, tandis que la discordance est masquée par de la végétation. Une proposition sera portée par la SGN devant la CRPG (Commission Régionale du Patrimoine Géologique).

Arrêt 2 – La Formation de Fépin, base de la série dévonienne (Pas-Bayard) (Fig. 5)

D’Anor à Hirson, une vallée à fond plat, large d’environ 500 m, est incisée de 10 à 15 m dans le plateau couvert d’altérites et de limons. Elle descend du nord-nord-ouest vers le sud-sud-est (azimut ≈ 155) sur les terrains dévoniens, puis du nord-nord-est vers le sud-sud-ouest (azimut ≈ 200) sur les terrains cambriens. Dans le Dévonien, l’érosion différentielle met en évidence les couches résistantes (détritique siliceux), redressées et sub-orthogonales à la vallée, entre lesquelles les couches moins résistantes (schistes argileux) collectent les ruissellements de cette partie du dôme ardennais (Fig. 1). Ce drainage est organisé autour de deux vallées qui descendent vers l’ouest-sud-ouest (azimut ≈ 260), selon la direction des couches dévoniennes. Au nord, le Ruisseau des Anorelles, de débit modeste, rejoint à Anor la vallée principale dans laquelle il s’engage par un coude brusque vers la gauche (Fig. 5). Au sud, un débit plus important constitue le cours supérieur de l’Oise, qui rejoint aussi la vallée principale par un coude brusque à gauche, au Bois de Milourd.

Au nord et au sud de la carrière deux barrages de régulation portent aujourd’hui un intérêt économique d’ordre touristique et environnemental. « Les systèmes d’eau courante, mêmes modifiés, continuent de fonctionner, mais de manière différente » (Lévêque, 2021). Et l’auteur ajoute (p. 167) : « L’analyse des conséquences environnementales des barrages nécessite une démarche de nature systémique qui n’avait pas été adoptée à l’origine. »

Quelques centaines de mètres en aval de ce dernier point (Fig. 5A, point A), une carrière abandonnée est aujourd’hui un lieu privilégié d’observation, car le Club Alpin local l’entretient et l’utilise comme école d’escalade2. Un premier signalement à la Société Géologique du Nord avait été fait par Gronnier (1887), professeur au collège de St-Amand, qui n’a pas laissé de note écrite. Connue sous le nom de carrière du Pas-Bayard elle est l’objet d’une fiche descriptive par la CRPG (PIC0051). C’est l’un des sites qui ont servi à définir la Formation de Fépin (Meilliez, 1984 ; Meilliez & Blieck, 1994) dont le dépôt a « fossilisé » la surface sur laquelle a transgressé la série marine dévonienne. Ici, une série détritique stratifiée a été préservée sur une quarantaine de mètres d’épaisseur. Elle témoigne d’un réseau hydrographique torrentiel qui a raviné la périphérie d’une île (ou d’une presqu’île) soumise à érosion il y a environ 420 Ma (Fig. 2C)3.

Les évènements torrentiels de l’année 2024 en Europe occidentale (Webographie : The conversation du 11/07/2024), ont fourni des images qui évoquent très bien les conditions d’accumulation de tels dépôts, très destructeurs (Chamley, 2002, p. 148). Bien que spectaculaires, de tels évènements ne se répètent pas fréquemment en un même endroit. Si un seul dépôt (un événement # un banc) peut ne prendre que quelques heures à quelques jours, l’intervalle de temps entre deux bancs sur un même site peut se mesurer en siècles.

Un tel événement (pluie orageuse, rupture d’un barrage) libère brusquement une grande quantité d’eau. En descendant les pentes, la coulée acquiert une énergie cinétique qui lui permet d’arracher les particules de toutes tailles jonchant le sol (voir Encadré : le diagramme de Hujlström et Fig. 6). Elle crée un système de rigoles dans lesquelles le fluide chargé accroît sa densité, ce qui lui permet d’incorporer des éléments encore plus lourds. Une boucle de rétroaction positive est à l’œuvre, de telle sorte que la coulée de débris grossit tant que son énergie croît. La seule manière de casser cette dynamique est de rencontrer des obstacles qui contribuent à dissiper cette énergie, et/ou à s’étaler sur une pente moins forte. C’est le principe du ragréage, bien connu des carreleurs, qui détermine la planéité de la surface supérieure du dépôt. C’est le mécanisme de dépôt des bancs conglomératiques (Fig. 6D, E, F), dont les critères d’identification sont résumés ici :

• le fait que les galets ne sont pas strictement jointifs, mais emballés dans la matrice ;
• une texture telle que les plus gros éléments ne sont pas confinés à la base du banc, mais plutôt vers le tiers inférieur ;
• une relation de proportionnalité entre la puissance des bancs et la taille moyenne des éléments transportés ;
• un mélange de galets (de grès à quarzites) encore anguleux (peu de transports) à très émoussés (cumul de plusieurs épisodes de transport).

Figure 5

Une coulée qui termine sa course dans une masse d’eau (lac, mer) subit un tri granulométrique très efficace, classant les particules transportées. En atteste la continuité entre la matrice du conglomérat et le lit gréso-argileux qui le coiffe (Fig. 5F). Le mécanisme résumé ici est décrit avec ses variables et ses variantes par Martinsen (1994).

Les bancs conglomératiques sont surmontés de bancs lenticulaires, à grain grossier (jusqu’à plus de 2 cm), mal classés, à matrice surtout sableuse. La série, désignée comme Arkose d’Haybes par Gosselet (1888), est intégrée à la Formation de Fépin (Meilliez & Blieck, 1994). Il est pris acte du travail de Michot (1963) qui a expliqué le caractère inapproprié de l’appellation « arkose », consécutive à une surestimation de la présence de feldspaths dans ces couches. La puissance de la série est de l’ordre d’une bonne trentaine de mètres ; les bancs individuels varient de quelques centimètres à plus d’un mètre (Fig. 5B, C, G). Ces dépôts témoignent d’un fonctionnement de rivière en tresses, avec des graviers tractés en fond de lit par des courants variables en intensité, dans l’espace et dans le temps, et avec vannage des fractions fines (argiles, limons). Certains bancs, surtout dans la partie supérieure de la série, laissent apparaître les traces de système interne à stratification oblique. Ce mécanisme est également bien connu (Bravard & Petit, 2000).

Encadré I : Le diagramme de Hujlström (1902-1982 / 1939) L’intérêt de ce diagramme est davantage pédagogique que scientifique. Il illustre la mobilité d’une particule détritique sous l’action d’une eau courante. Construit de façon expérimentale, il ne suffit plus aujourd’hui pour une étude sédimentologique précise. En effet, il considère toute particule comme détritique, ne se désagrégeant pas, sans souci de sa forme, et surtout sans cohésion entre particules voisines. Grâce à quoi, il est simple à comprendre. Les particules les plus faciles à mobiliser par un courant d’eau faible (0,10 à 0,12 m/s, soit environ 400 m/h) ont un diamètre de l’ordre de 0,1 à 1 mm, c’est-à-dire les limons grossiers et sables fins. Cette classe granulométrique forme l’essentiel de la couverture des sols régionaux. Une eau circulant à près de 4 km/h (≈ 10 cm/s), soit la vitesse d’un marcheur moyen, peut « embarquer » une granulométrie allant de l’argile grossière (0,05 mm) au gravier (10 mm). Figure 6 Diagramme de Hujlström rendant compte de la capacité d’un cours d’eau à transporter une fraction granulométrique, moyennant quelques hypothèses simplificatrices (voir texte). Hujlström diagram showing the capacity of a watercourse to transport a grain size fraction, based on a few simplifying assumptions (see text).

En montant dans la série, des lits argileux noirs (organiques), lardés de petits limets gréseux, pyriteux pour certains, sont plus abondants, tandis que leur étendue, leur épaisseur s’accroissent, jusqu’à une couche qui, aujourd’hui, mesure environ 4 m d’épaisseur. Cette dernière a été reconnue au long du bord nord du Massif de Rocroi, de la vallée de l’Oise à celle de la Hulle (Belgique), à l’est de la Meuse. Elle témoigne d’une incursion marine qui s’affirmera un peu plus tard avec la Formation de Mondrepuis (Meilliez & Blieck, 1994). L’ensemble de la série est reconnu d’âge lockhovien (Fig. 2C).

L’aspect frustrant de cette carrière est qu’en dépit de recherches sans moyen mécanique particulier, il n’est guère possible de voir le contact discordant de la Formation de Fépin sur les schistes et grès cambriens. Ni dans la pâture au sud, ni le long de la berge de rive droite.

Arrêt 3 – La série gréseuse d’Anor (Dévonien Inférieur) (Fig. 2 ; Fig. 5A, point B)

Le point culminant du Nord – Pas-de-Calais était localisé sur la commune d’Anor, à 224 m, jusqu’à ce que la redéfinition des Hauts-de-France ne le transfère sur le territoire de Watigny, au nord-est de St-Michel-en-Thiérache (295 m). Toutefois la géologie de la commune d’Anor a été d’abord connue grâce aux carrières exploitées dans le Bois du Hauty (Fig. 5A), aujourd’hui fermées et noyées. Hébert (1855) y avait défini le Grès d’Anor comme un corps gréseux majeur de la série du Dévonien Inférieur. Or, aucun autre affleurement en Ardenne ne permet de l’observer avec les mêmes faciès, sur la même épaisseur. Un assemblage de corps gréseux interstratifiés de nombreux lits argilo-sableux varie d’un endroit à l’autre. Gosselet (1888, ch. XIII, p. 273-322) ne l’a identifié et en a décrit les variations que grâce à sa richesse fossilifère. En territoire français, la carrière de Montigny-sur-Meuse (feuille de Givet) est l’affleurement le mieux préservé, mais partiel.

L’absence de coupe continue accessible a fait que Stainier (1994) a formellement modifié le nom et la coupe de référence pour désigner cet ensemble détritique fin du Dévonien inférieur comme Formation de Mirwart, observable dans la vallée de la Lhomme (Belgique). La limite Lockhovien/Praguien (Fig. 2C) y est localisée dans la partie inférieure de la coupe. L’auteur mentionne toutefois un diachronisme d’est en ouest qui laisse à penser qu’à Anor l’ensemble serait un peu plus jeune, c’est-à-dire entièrement d’âge praguien.

La route d’Hirson à Trélon traverse Anor orthogonalement à la direction des couches, comme on peut le vérifier dans les talus dans toute la traversée du village. Juste au sud du carrefour central (CD 156 et CD 963), côté est de la route, l’accès à une maison en retrait a été renforcé par des murs de soutènement qui masquent des affleurements observés le 1^er mai 1984 (référence carnet FM-C334). Le manteau d’altération a pu être décrit au moment des travaux, mais la publication n’en a été faite que plus tard (Meilliez, 2015). Un dessin synthétique est présenté ici (Fig. 7) ; se référer à la publication pour les détails.

Ce site suggère que le processus d’aplanissement de l’Ardenne résulte de nombreux épisodes dont seules quelques traces sont préservées. Eu égard au positionnement du site, on peut penser que l’incision de la vallée est responsable de l’exposition de la petite paléo-falaise que formaient les couches redressées de Grès d’Anor, à un moment indéterminé. À la suite de quoi plusieurs épisodes d’érosion ont accumulé des cailloutis au pied. Une période climatique chaude et hydrolysante a provoqué la formation de sol rouge fersiallitique5, évoluant un temps jusqu’à la kaolinisation (liseré blanc coiffant le sol rouge). Le climat ayant refroidi, l’influence périglaciaire est marquée par le retour d’épandages de cailloutis anguleux peu altérés, dont la surface supérieure a été remobilisée par les courants de convection induits par un gel profond et durable (toundra ?). Aucun élément n’a permis de préciser les âges des évènements successifs.

Figure 7

Arrêt 4 – Le « golfe » de Fourmies-nord (Fig. 2)

La même publication (Meilliez, 2015) décrit aussi les observations réalisées à l’occasion de travaux publics et privés effectués au nord de Fourmies le 2 mars 1985 (référence carnet FM-C136). Elles permettaient de mettre en évidence les dépôts résiduels de Sables Verts (Cénomanien) reposant directement sur les couches plissées du Dévonien moyen. Une paléo-vallée comblée de dépôts dits de faciès wealdien a été également scellée sous les Sables Verts. Elle est figurée sur la carte géologique d’Hirson (Hatrival et al., 1969).

Le refaçonnement de la route menant d’Avesnes/Helpe à Hirson (CD42) a conduit à d’importants travaux de terrassement. Une intersection avec bretelles d’accès a été construite au croisement avec la route reliant Fourmies à Wignehies, en rive droite de l’Helpe mineure.

Ces terrassements ont dégagé des couches de grès en bancs décimétriques, lenticulaires, assemblés en faisceaux, associés à des pélites rouges. Les grès présentent une patine rougeâtre qui passe au vert-de-gris sur cassure fraîche. Les couches forment un dôme qui évoque un anticlinal dont le flanc nord est encore en sous-sol. La carte géologique le place d’ailleurs en cœur d’anticlinal, entouré par les schistes de la Formation de Hierges (d2e). Ainsi cette série gréseuse est-elle attribuée à la Formation de Chooz (d2d). C’est cohérent.

Cependant un examen attentif de la carte géologique laisse apparaître deux questions. Dans la vallée de la Meuse, à Vireux-Molhain, on ne connaît pas de série gréseuse aussi massive dans la partie supérieure de la Formation de Chooz. La thèse d’Irfan Cibaj (1991) a confirmé que la couleur rouge des séries n’est pas un critère d’identification car sa répartition dépend aussi de l’histoire géologique du lieu (notamment son degré d’enfouissement). Cette thèse a été la première à appliquer les principes de la stratigraphie séquentielle dans les dépôts paléozoïques ardennais. L’auteur a montré que les alternances entre faciès sableux et faciès argileux variaient comme les paramètres astronomiques, sur l’ensemble des deux formations (Vireux et Chooz). La différence entre les deux n’est réellement détectable qu’en établissant les courbes granulométriques des bancs gréseux : le grain moyen est plus grossier dans la Formation de Vireux que dans celle de Chooz. Cibaj en déduisait que la Formation de Chooz témoigne d’un dépôt plus superficiel (avec paléosols), voire aérien (plaine alluviale ?) tandis que celle de Vireux témoigne d’un domaine marin, de temps à autre exposé à l’air libre (littoral). L’attribution des affleurements de Fourmies nécessiterait une analyse sédimentologique fine.

Par ailleurs, la carte géologique montre que la Formation de Hierges ne forme qu’une bande étroite traversant la ville de Fourmies d’est en ouest, et servant de fond de vallée au cours de l’Helpe mineure. Même si les couches étaient verticales – ce qui n’est pas le cas – la place manque pour y placer les 300 m attribués à la Formation de Hierges dans la notice de cette feuille. Il pourrait y avoir suspicion de faille normale escamotant une partie de la série. Ce qui nécessite des investigations supplémentaires pour le vérifier.

Arrêt 5 – La carrière du Parc (Etrœungt)

À partir de Fourmies notre itinéraire suit la vallée de l’Helpe mineure jusqu’à Etrœungt, ce qui permet d’apprécier de beaux paysages bocagers. Autrefois (Waterlot et al., 1973), les terrains paléozoïques étaient présentés comme des synclinaux de calcaires carbonifères enchâssés dans le substratum détritique du Dévonien supérieur. La thèse de Khatir (1990) a montré qu’il s’agit de synformes mis en place dans une série dévono-carbonifère préalablement écaillée (Fig. 8), selon un processus analysé en détail dans les carrières de Haut-Lieu, autour d’Avesnes/Helpe (Khatir et al., 1989 ; Mansy & Meilliez, 1989).

La difficulté d’observation vient de la présence d’une couverture (Fig. 2) mince mais très étendue, composite et résiduelle : sédiments sableux marins cénomaniens et leur transition vers les marnes turoniennes, placages de sables marins et continentaux thanétiens, limons périglaciaires. Le voile limoneux a été incisé par tous les cours d’eau, même les plus petits et les plus éphémères, ce qui laisse à penser qu’en Avesnois, une part du soulèvement ardennais au moins est postérieure au dépôt des lœss wechséliens, comme le pressentait déjà Sommé (1977). Sans avoir la valeur d’une mesure directe, cette méthode conduit à estimer le mouvement vertical de l’ordre de 0,5 mm/an en moyenne, ce qui reste raisonnable (Webographie : Copernicus). Sur les versants, les ruissellements mêlent les limons à d’autres débris du substrat. Les fonds de vallée sont ici tapissés de sédiments fins, grossiers à la base, puis souvent très fins (Fz des cartes géologiques). Il ne semble pas y avoir eu d’exploitation de tourbe sur ce territoire.

Figure 8

À partir d’Etrœungt, le paysage change aussi parce que la sédimentation paléozoïque passe d’une dominante détritique à une dominante carbonatée (Fig. 3C). Les modalités de la transition sédimentaire constituent l’intérêt scientifique de ce secteur : Mistiaen (1998) a rappelé que de nombreux paléontologues ont remarqué une diminution drastique des récifs de coraux, à l’échelle mondiale, dès la fin du Dévonien.

À l’est d’Etrœungt (Fig. 8A et B), d’anciennes carrières ont été ouvertes dans la corniche qui formait la rive gauche de l’Helpe mineure. À l’échelle de la carrière (Fig. 8C) comme à l’échelle régionale (Fig. 8D), la transition est progressive, par alternances entre calcaires argileux et argiles carbonatées. Les carrières permettent l’observation d’une périodicité qui affecte la succession des couches (puissance des bancs, proportion relative des faciès). Le même phénomène a été signalé plus haut (Arrêt 4) à propos des alternances gréso-pélitiques des Formations de Vireux et de Chooz (Cibaj, 1991). On sait aujourd’hui qu’en plus des déterminants géologiques classiques (Krumbein & Sloss, 1963), les paramètres astronomiques interviennent via leur influence sur les climats (Galbrun, 2012).

Cependant, la richesse paléontologique de ces carrières d’Etrœungt a fait que de longue date de nombreux travaux y ont été accumulés. Une synthèse très détaillée, publiée dans ces colonnes, en résume les résultats (Mistiaen et al., 2013). En particulier, l’une de ces études (Gosselet, 1857) a créé un événement scientifique majeur dans le développement de la géologie. À une époque où seule la macrofaune servait de référence, Gosselet a mis en évidence que les bancs pélitiques contenaient des brachiopodes d’affinité dévonienne, tandis que les bancs calcaires ont préservé des brachiopodes d’affinité carbonifère (Fig. 8E). Dans le contexte scientifique du XIX^e siècle, aucune théorie n’en donnait d’explication satisfaisante. Le catastrophisme n’était pas acceptable à cause d’une fréquence trop élevée. La thèse de Gosselet (1857) a ainsi servi à faire avancer deux idées : faire reconnaître la notion de fossiles de faciès, illustrer le concept du passage latéral de faciès (Fig. 8F). C’est ce qui donne une valeur épistémologique aux carrières d’Etrœungt.

Aujourd’hui, les corrélations biostratigraphiques respectent toujours le cadre établi à partir de la macrofaune, mais sont considérablement affinées à partir de la microfaune (foraminifères, conodontes). C’est ainsi que sont régulièrement révisées les équivalences latérales avec la vallée de la Meuse (Fig. 3C), et de façon générale l’ensemble ardenno-rhénan et ses équivalents britanniques. Au désespoir de Denise Brice, le terme Strunien n’a pas été retenu comme nom d’étage, et la limite formelle entre Dévonien et Carbonifère passe dans la base du Calcaire d’Avesnelles (voir webographie : stratigraphy).

Arrêts 6 et 7 – Carrières (Calcaire Carbonifère) à l’ouest d’Avesnes/Helpe (Fig. 9)

Avec le temps, le territoire d’Avesnes/Helpe a été grêlé de petites carrières, exploitées en tant que de besoin par des entreprises familiales. La mécanisation exigée par le marché des granulats a fortement fait évoluer les exploitations depuis le milieu du XX^e siècle. La production de pierre de taille est devenue une activité marginale dans l’industrie d’extraction des calcaires. Aujourd’hui quelques grands groupes internationaux ont repris l’exploitation de ces carrières, et souhaitent optimiser le traitement du gisement (fabrication de chaux ou de diverses gammes de sables et gravillons), tout en s’adaptant aux distances (transport ferroviaire par exemple), et en maîtrisant les impacts de leurs activités sur les milieux6.

Sauf que la rationalisation de l’ingénierie n’accommode pas aisément les caprices de la structuration géologique. Découvrir l’apparente absence - ou le redoublement - d’un niveau particulier, peut être une mauvaise- ou une bonne – surprise. En effet, ce qui a longtemps été décrit comme une succession de synclinaux de calcaire carbonifère enchâssés dans le détritique du Dévonien supérieur de l’Avesnois s’est finalement révélé plus complexe avec la mise en évidence de failles plates (faiblement inclinées sur la stratification) plissées avec les couches qu’elles dupliquent (Khatir, 1990). Ce sont les progrès de la micropaléontologie qui ont permis cette amélioration de la connaissance. Et le danger actuel, pour l’avenir, est que nous ne nous sommes pas donné les moyens de renouveler la population des paléontologues capables de résoudre ces questions d’attribution stratigraphique.

Figure 9

Dans la série stratigraphique de la marge ardennaise (Fig. 3C), le Calcaire Carbonifère forme un ensemble puissant de près de 400 m en Avesnois (Mansy et al., 1989). Pendant environ 30 millions d’années (Mississippien = ex-Dinantien), des corps sédimentaires argileux et carbonatés se sont constitués et répartis en fonction de la dynamique sédimentaire (érosion / sédimentation), modulée par les variations climatiques et les sollicitations tectoniques, dans un cadre temporel dont rend compte la succession des fossiles. Comme on l’a vu à propos d’Etrœungt, le cadre général a été historiquement basé sur la macrofaune (brachiopodes, …), alors que les précisions apportées aujourd’hui (Fig. 8D) sont surtout basées sur la microfaune (conodontes, foraminifères). Les conditions de dépôt ont été suffisamment stables pour que la sédimentation carbonatée prévale. À titre comparatif, durant les 20 millions d’années qui ont précédé (Dévonien supérieur) et les 30 millions d’années qui ont suivi (Pennsylvanien = ex-Silésien), c’est la sédimentation détritique qui a prévalu (Fig. 3C).

Le Calcaire Carbonifère, pris dans son ensemble, est compétent (voir Encadré). Cependant, les interactions en cause – et en particulier la biodiversité - ont finement diversifié les dépôts, ce qui a permis de définir des corps sédimentaires finement stratifiés et différenciés. D’un point de vue mécanique ceci confère une anisotropie horizontale forte qui conditionne les modalités de déformation selon quelques principes simples (Meilliez & Mansy, 1990), rappelés ici.

Encadré : glossaire de géomécanique Le mot compétent, tel qu’il est utilisé en mécanique des roches, dérive de l’anglais. Il décrit le comportement rhéologique de roches sédimentaires stratifiées capables de supporter le poids des couches qui les recouvrent, sans fluer. Par opposition, les roches qui fluent sont dites incompétentes. [Définition issue du Dictionnary of geological terms, préparé sous l’égide de l’American Geological Institute, édition de 1962]. En toute rigueur, le mot est un qualificatif relatif et ne désigne pas une propriété intrinsèque, comme la densité ou la viscosité. On ne mesure pas la compétence. En hydrologie, le même mot est utilisé pour désigner la capacité d’un courant d’eau à porter une charge sédimentaire. Le mot flambage (buckling en anglais) désigne une modalité de déformation par laquelle un banc compétent, emballé entre deux bancs incompétents, plus épais que lui, se plisse sans que son épaisseur ne change. Dans l’art de la construction, c’est un processus que craignent tous ceux qui utilisent des étais de forme élancée. Le mot schistosité désigne, en toute rigueur, un clivage schisteux (responsable de la fissilité des ardoises par exemple), résultat d’un aplatissement intense et durable, dans le plan duquel une croissance cristalline de néoformation éventuelle se produit si la disponibilité de matière et les conditions thermodynamiques en sont satisfaites.

Les couches calcaires ont un comportement compétent et les bancs argileux incompétent. Lors d’une sollicitation imposée à la pile sédimentaire, en compression orientée à peu près dans le plan d’anisotropie (raccourcissement), les calcaires flambent (voir Encadré Géomécanique) tandis que les bancs incompétents s’épaississent (Fig. 10A). Au-delà d’une certaine courbure, en rapport avec leur épaisseur principalement, et leur structure interne secondairement, les bancs compétents se fracturent : c’est l’amorce d’une faille (Fig. 10A-2). Tout nouvel épisode de compression est alors accommodé par glissement sur cette faille, qui s’amortit par glissement différentiel entre les lits argileux des bancs incompétents voisins (Fig. 10A-3). Ce processus, ici décrit de façon très condensée, est le même à toutes échelles (de la lame mince à la région) et dans toutes les chaînes d’avant-pays, c’est-à-dire là où une série sédimentaire finement stratifiée a été soumise à raccourcissement dans le domaine de la croûte supérieure. Une illustration vient d’en être donnée avec le Jura (Mosar, 2025).

Ce processus a pu être illustré en Ardenne méridionale (Meilliez & Mansy, 1990) où s’observent aussi deux notions supplémentaires. D’une part les niveaux argileux, quelles que soit leur épaisseur et leur continuité latérale, acquièrent progressivement une structure plane appelée clivage schisteux ; son apparition exprime l’acmé du serrage local induit par le raccourcissement régional. Son plan est généralement oblique sur celui de la stratification, ce qui constitue un critère précieux de polarité structurale (voir plus loin). D’autre part, la présence de placages argileux résiduels entre bancs compétents voisins facilite le glissement relatif entre eux. Deux types de structures matérialisent ce déplacement : les aspérités de l’un gravent des rainures dans l’autre ; des cristallisations de néoformation (quartz ou calcite selon la nature des fluides connés) forment des stries de glissement qui renseignent sur l’orientation et le sens du déplacement relatif.

Figure 10

Durant les années 1980, les carrières de Haut Lieu, exploitées à l’époque par la société Bocahut, grignotaient les parties qui les séparaient. L’opportunité aidant, de nombreuses visites réitérées durant quelques années, ont permis de trouver une logique dans une structure qui paraissait chaotique à première vue. Une analyse détaillée a été menée avec Raphaël Conil, spécialiste des foraminifères, parce que la présence de failles plates (parallèles à la stratification au moins sur une partie de leur surface) n’a pu être détectée que par cette coopération étroite sur le terrain. Elle a donné lieu à publications (Mansy & Meilliez, 1989 ; Khatir et al., 1989)), reprise dans la thèse de Khatir (1990). L’illustration (Fig. 10A) en reprend le schéma général et en affine la compréhension par l’observation du tronçonnage, dans le flanc inverse, de l’unité compétente de la Formation de Neffe (Fig. 10B). En réalité, la structure résulte de plusieurs épisodes discrets dans un contexte de déformation progressive. La Formation de Neffe, compétente et peu épaisse, ne s’est pas épaissie sous l’effet de la compression, mais a ondulé, formant un couple anticlinal-synclinal qui s’est rapidement déversé, entraînant la segmentation (extension) du flanc inverse tandis que le raccourcissement général progressait. La Formation de Terwagne, incompétente, a ainsi accommodé, par glissement différentiel entre ses lits, le déplacement relatif de la Formation de Neffe par rapport à celle de Godin.

À noter que le dressant, ayant subi plus de fracturations que les plateures, a vu se développer ensuite une altération plus importante. Des cavités de dissolution affectent certains morceaux de Calcaire de Neffe. Un dépôt détritique fin, stratifié, marquant un hydrodynamisme (figures de courant) a partiellement comblé certaines cavités. Elles n’intéressent pas le carrier, qui doit les mettre en décharge. En revanche, elles intéressent le géologue qui a pu constater que la stratification interne au dépôt est horizontale, dans un banc lui-même incliné. Ceci illustre bien d’une part l’âge relatif tardif de ce dépôt, et d’autre part l’absence de basculement dans toute déformation locale ultérieure. Faute d’échantillonnage spécifique, ce dépôt n’a pas été précisément daté ; il pourrait l’être aussi bien du Crétacé inférieur que du Paléogène, eu égard à l’histoire géologique régionale.

La carrière dite de la Custodelle, sur la commune de Dompierre/Helpe, a été autorisée en 1998. Elle a été effectivement ouverte en 2001, dans le flanc méridional d’un synclinal qui se trouve, a priori, au nord de la structure observée dans la carrière de Haut-Lieu (Fig. 9 : Arrêt 7). Elle exploite les formations de Landelies, Grives, Godin et Terwagne.

Les calcites du Calcaire Carbonifère

La calcite, de formule CaCO₃, est le minéral le plus ubiquiste des sédiments calcaires. Elle constitue la majeure partie du volume des grains carbonatés, sous des formes plus ou moins bien cristallisées. Discuter des parts respectives de mécanismes de sa formation, soit directement physico-chimiques (précipitation, dissolution), soit physiologiques (actions des organismes vivants) est un long débat, inachevé. Toutefois, la calcite se présente également sous forme de cristaux géodiques (Fig. 11A). Que la molécule de carbonate de calcium soit d’origine organique ou non, sa remobilisation pour former des cristaux parfaits, à taille parfois exceptionnelle, nécessite des conditions thermodynamiques particulières. La question peut donc se poser de rechercher si ces conditions sont liées au milieu sédimentaire, jusqu’à en être une caractéristique.

La maille élémentaire primitive d’un cristal de calcite est un parallélépipède associant six losanges, le rhomboèdre (Fig. 11B). Les calcites de Dompierre-sur-Helpe avaient été décrites dans l’ancienne carrière dite « la Dolomie », située au nord de la commune et aujourd’hui noyée. Gosselet (1867) signala la présence de « géodes de calcite dans le calcaire entre Marbaix et Dompierre. » Quelque temps plus tard, Lacroix (1909) décrivit un curieux cristal, associant les faces d’un rhomboèdre plat à celles d’un scalénoèdre trapu, de développement égal. Il fallut attendre près d’un siècle, en 2006, avec la découverte d’un cristal rougeâtre maclé entre deux scalénoèdres, près des remblais de ladite ancienne exploitation. Les cristaux de calcite du site actuel (carrière des Ardennes) de Dompierre-sur-Helpe n’ont jamais été décrits. L’inventaire morphologique des cristaux s’avèrerait utile.

Figure 11

La carrière de la Custodelle exploite (Fig. 9) les formations que l’usage local de l’ancienne nomenclature (Mansy et al., 1989), attribue au Tournaisien supérieur (Tn2b et Tn3), et Viséen inférieur (V1a). Les cristaux de calcite se présentent sous deux formes : l’habitus rhomboédrique est le plus représenté tandis que l’habitus scalénoédrique est peu commun (Fig. 11B). La reconnaissance de ce dernier est aisée en observant son sommet pointu. Plus rarement, des macles sont observées. La première famille de macle de la calcite affecte les rhomboèdres et les scalénoèdres tandis que l’autre macle appartient à la troisième famille en n’affectant que les scalénoèdres. C’est dans la Formation de Landelies (Tn2b) que les cristaux sont les plus petits, et de loin. Aucune macle n’a été observée dans la Formation de Grives (Tn3) ni dans celle de Landelies, mais sont l’apanage des Formations de Godin (V1a) et de Terwagne (V1b).

En comparant avec les deux carrières de proximité qui exploitent les mêmes calcaires, Haut-Lieu et Saint-Hilaire-sur-Helpe, il s’avère que l’on y découvre les mêmes habitus et les mêmes familles de macles de la calcite, dans les mêmes Formations (Swialkowski, 2020). Un travail d’investigation est en cours (MS) pour tenter de cerner à la fois les conditions de formation et d’éventuels évènements ultérieurs qui affecteraient la minéralogie et la cristallographie de ces calcites.

Conclusion

Voilà plus de 20 ans que la SGN n’avait pas organisé de visite de terrain en Avesnois. Il n’y avait aucune préméditation, mais un enchaînement de circonstances. Une telle visite était devenue nécessaire, scientifiquement et stratégiquement. Les petites carrières ouvertes depuis quelques siècles pour y prélever des matériaux de construction (argile, sable, pierre à chaux, pierre à bâtir) l’ont été sans connaissance théorique. Juste un savoir-faire, appuyé sur un esprit d’innovation qu’aiguisaient les nécessités du moment : réaliser des abris solides, si possible imperméables, et se prémunir d’inondations épisodiques. Les paysages n’exposaient pas aux instabilités de pente autres que très locales. À l’entrée du XIX^e siècle, l’émergence de la géologie en tant que discipline scientifique a amené un nouveau regard dont d’Omalius d’Halloy, Hébert et Gosselet ont été les premiers artisans côté français.

À l’heure du développement industriel, le besoin de matériaux et l’aménagement du territoire ont amplifié les interventions sur le sol et le proche sous-sol : percement de voies de communication, urbanisme. La connaissance de la géologie profonde ne dépendait que des approches théoriques de référence pour extrapoler à partir de la géologie superficielle. Et il est clair qu’il faut reconsidérer nos représentations acquises au milieu du siècle passé. Toutefois les méthodes de reconnaissance ont changé, et les moyens techniques aussi. De ce fait, les descriptions qu’ont faites nos aïeux en découvrant ce territoire demeurent des sources d’information qu’il faut reprendre et les confronter aux modèles actuels. C’était l’ambition de cette visite de terrain et de ce compte rendu. Il y manque une coupe géologique, qui fera l’objet d’un prochain travail, en intégrant une zone d’analyse plus large.