Contexte géologique simplifié du bassin Artois-Picardie

Le substratum est constitué par le socle paléozoïque, dont l’histoire est marquée par l'orogénèse varisque, qui s’est déroulée sur la période, s’étendant du Dévonien (416 millions d'années) au Permien (251 millions d'années). Cet évènement tectonique majeur a généré de grandes structures chevauchantes, notamment la Faille du Midi, accident tectonique majeur qui marque la suture entre une entité allochtone au sud (allochtone Ardennais) et une entité autochtone au nord (parauchtone Brabançon). Le bassin Houiller du Nord est un bassin flexural d’avant-chaine, creux de la croûte terrestre qui se forme juste à côté d'une chaîne de montagnes en train de naître, déformé et plissé lors de la collision.

Ce socle Paléozoïque, étudié par Minguely (2007), présente une organisation en blocs basculés et compressifs qui contrôlent encore aujourd’hui la géométrie des dépôts méso-cénozoïque sus-jacents. Ils sont composés par les formations carbonifère du bassin minier constituées à la base par les calcaires dinantiens karstifiés, puis par des séries de transition westphaliennes à alternances de grès schistes et de veines de charbon. Les assises carbonifères surmontent des formations argilo-schisteuses et gréseuses siluro-dévoniennes peu perméables. 

Sur la presque totalité du Bassin Artois Picardie, hormis dans l’Avesnois et dans une petite partie du Boulonnais, ce socle paléozoïque est partout recouvert par une épaisse série sédimentaire méso-cénozoïque. Les premiers dépôts mésozoïques font suite à une longue période d'émersion et d’érosion. Ils reposent en discordance stratigraphique sur les assises Paléozoïque. Dans le Boulonnais, dans les Plaines Picardes et en Thiérache, les premiers sédiments mésozoïques sont d’âge Jurassique. Ils comprennent des calcaires, des marnes et des niveaux argileux déposés dans des environnements marins peu profonds.

En Artois, dans le bassin Minier, dans la région de Lille et dans l’Avesnois, les transgressions jurassiques ne recouvrent pas le paléozoïque. Dans ces secteurs, les premiers dépôts crétacés sont transgressifs et généralement représentés par des plaquages discontinues de sables et d’argiles généralement piégées au sein de dépressions du socle paléozoïque.

Le crétacé supérieur constitue l’ensemble stratigraphique majeur du bassin , caractérisée par une grande diversité de faciès crayeux s’étendant du Cénomanien au Campanien. Cette série, qui peut atteindre 400 m d’épaisseur, résulte d’une sédimentation pélagique (fond marin) riche en coccolithes. Elle ne forme pas un bloc homogène : on y distingue notamment les étages du Cénomanien caractérisés par des dépôts plus glauconieux ou marno-calcaires à la base marquant la transgression marine, du Turonien (inférieur, moyen, supérieur) qui représente le cœur de la série crayeuse avec des craies plus ou moins marneuses à l’inférieur, évoluant vers des craies plus blanches et pures ( à silex) au supérieur , et du Coniacien marquant une évolution vers le faciès de craie noduleuse ou plus crayeuse, témoignant de changements dans les conditions de dépôt. 

Le Crétacé supérieur (notamment l’Albien, plus marneux, joue quant à lui un rôle de niveau moins perméable, surmontant les dépôts détritiques de Wealdien et des sables verts.

La série est complétée par d’épais dépôts paléogènes (Thanétien et Yprésien), qui dans la Plaine des Flandres, atteignent une puissance importante dépassant 100 m. En dehors de cette zone, ils apparaissent sous forme de plaquages isolés ou de buttes témoins, vestiges de la transgression marine successives ayant affecté le bassin Artois-Picardie. Ces dépôts, ainsi que les formations quaternaires de type lœssique, alluvial, et colluvial, jouent un rôle déterminant dans les échanges entre les eaux superficielles et les nappes souterraines

Structuralement, le bassin est scindé par l’ anticlinal de l’Artois, qui constitue un ensemble de failles majeures d’orientation NW-SE, initiée lors de l’orogenèse varisque, et réactivée lors de l’orogénèse alpine. Cette ride anticlinale sépare le bassin de Paris au sud (où la craie est sub-affleurante sous les limons quaternaires) du bassin des Flandres au nord, et cette ride structurale sépare définitivement les écoulements vers la Manche de ceux vers la mer du nord. 

La tectonique de couverture, marquée par des réseaux de failles normales et inverses comme la faille de Marqueffles. Ces structures sont notamment héritées de la Faille de Midi dont le jeu complexe d’inversion depuis le cycle tardi-varisque jusqu’aux réactivations alpines influence encore aujourd’hui la géométrie des réservoirs.  Elles fragmentent l’unité de la craie en différents compartiments, influençant directement les circulations de fluides et la morphologie du contact socle-couverture.

L’ensemble de cette organisation stratigraphique et tectonique contrôle directement le fonctionnement hydrogéologique du régional en conditionnant la géométrie des aquifères, les écoulements souterrains et le relations entre eaux superficielles et souterraines.