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La séquence loessique Pléistocène moyen à supérieur d’Etricourt‑Manancourt (Picardie, France) : un enregistrement pédo‑sédimentaire de référence pour les derniers 350 ka

The Middle and Upper Pleistocene loess sequence of Etricourt‑Manancourt (Picardy, France) : a reference pedo‑sedimentological record for the last 350 ka
Sylvie Coutard, Pierre Antoine, David Hérisson, Stéphane Pirson, Sanda Balescu, Laurence Forget Brisson, Paolo Spagna, Nick Debenham, Magali Barré, Yoann Chantreau, Romain Giros et Michel Lamothe
p. 311-346

Résumés

Cet article se focalise essentiellement sur l’approche paléopédologique d’une nouvelle séquence loessique du Pléistocène moyen découverte à l’occasion d’une fouille archéologique préventive à Étricourt-Manancourt (Somme). Cette séquence, d’une douzaine de mètres cumulés, correspond à cinq cycles glaciaire-interglaciaire et intègre cinq niveaux paléolithiques en place. Elle a fait l’objet d’analyses sédimentologiques et micromorphologiques détaillées ainsi que de datations TL sur silex chauffés et IRSL sur feldspaths potassiques. Elle constitue actuellement une nouvelle séquence de référence pédo-sédimentaire pour la France septentrionale pour la fin du Pléistocène moyen (~ 350-140 ka). L’enregistrement comprend cinq luvisols attribués aux SIM 11, 9, 7 et 5e. Deux luvisols sont identifiés pour le SIM 7. Les enregistrements pédo-sédimentaires des SIM 9 et 5 (complexes de sols) sont dilatés et correspondent à la superposition d’un luvisol et d’un pédocomplexe humifère à sol gris forestier (grisol) de contexte Début Glaciaire. Le complexe de sols humifères inférieur attribuable au SIM 9 (« Complexe de sols d’Étricourt ») représente un enregistrement particulièrement détaillé et unique pour le SIM 9 et la transition avec le SIM 8. Un niveau acheuléen situé au-dessus du sol gris forestier du SIM 9 a été daté autour de 288 ± 21 ka par TL sur silex chauffés. Le loess sus-jacent à ce dernier, corrélé au SIM 8, a donné un âge IRSL apparent SIM 7 (215-251 ka) suggérant un remaniement ou une remobilisation du loess au SIM 7. Un niveau paléolithique moyen conservé dans le second luvisol du SIM 7 a été daté à 222 ± 20 ka par TL. Il est surmonté d’un loess primaire allochtone dont les âges IRSL (144-180 ka) confortent son attribution au SIM 6.

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Texte intégral

1 - Introduction

1Le nord de la France a livré de nombreuses séquences loessiques incluant des gisements paléolithiques. Il s’agit essentiellement de séquences de versant couvrant le dernier cycle interglaciaire-glaciaire ayant préservé des sites du Paléolithique moyen récent dans des paléosols interstadiaires (Antoine et al., 2016 ; Locht et al., 2016). Les gisements acheuléens sont beaucoup plus rares et découverts essentiellement en contexte de terrasse fluviatile (Abbeville, Saint-Pierre-lès-Elbeuf, La Celle, Soucy, etc. ; Antoine et al., 2010).

2En effet, les grandes séquences loessiques offrant un enregistrement antérieur au dernier cycle climatique et comprenant plusieurs paléosols sont rares en France septentrionale. Dans le bassin de la Somme, les plus anciennes remontent au Pléistocène inférieur. Elles ne sont préservées que très localement, dans des pièges en pied de versant crayeux. Des travaux autoroutiers près d’Amiens (« Grâce-Autoroute ») ont montré l’existence de tels dépôts de loess sableux, attribués à la fin du Pléistocène inférieur vers 800 ka (Antoine et al., 2000 ; Bahain et al., 2007). Cette séquence loess-paléosol épaisse comprenant sept cycles interglaciaire-glaciaire repose sur une nappe alluviale graveleuse attribuable à la fin du Pléistocène ancien (1 Ma) et sur le talus crayeux (Antoine, 1994, 1998 ; Antoine et al., 2000). Les loess du Pléistocène moyen ont été repérés également sur le site de la Garenne à Cagny, dans lequel a été décrit le Complexe de sols de la Garenne du SIM 7 (Haesaerts et al., 1984 ; Balescu, 1988) ainsi que sur celui de Mautort (Antoine, 1990, 1994). En Normandie, le site de Saint-Pierre-lès-Elbeuf est aussi caractérisé par une séquence loessique épaisse couvrant quatre cycles interglaciaire-glaciaire (Lautridou, 1985).

3Ces longues séquences sont également relativement rares plus largement dans l’ouest de l’Europe. On peut citer Achenheim (Heim et al., 1982 ; Lautridou et al., 1985), Ariendorf (Van Gijssel, 2006 ; Haesaerts et al., sous presse), Op de Schans (Meijs et al., 2012). Celles auxquelles sont associées des industries paléolithiques in situ bien calées dans la chronostratigraphie sont encore moins nombreuses. Cette rareté est un obstacle à la compréhension des dynamiques de peuplement au cours du Pléistocène moyen.

4Le site d’Étricourt-Manancourt (Somme), découvert dans le contexte de l’archéologie préventive sur le projet du Canal Seine-Nord-Europe (fouille Inrap sous la direction de D. Hérisson en 2012), offre l’opportunité d’étudier une succession d’occupations paléolithiques insérées dans une épaisse séquence loessique. Cela permet d’établir un cadre chronostratigraphique précis et de discuter des changements se déroulant à la fin du Paléolithique inférieur et au début du Paléolithique moyen (Hérisson et al., 2016).

5Cet article se focalise sur la description détaillée des paléosols, particulièrement bien dilatés, corrélés aux SIM 9, 7 et 5. Pouvoir décrire un enregistrement continental pour le SIM 9 est en outre important car, dans la moitié nord de la France, cet interglaciaire est moins connu que d’autres, bien décrits à partir d’enregistrements en contexte de tufs (SIM 11 et 5e, Dabkowski et al., 2011 ; Limondin-Lozouet, 2011).

2 - Contexte régional

6La commune d’Étricourt-Manancourt (Picardie, France) se trouve à l’extrémité ouest de la grande plaine loessique eurasiatique, au nord du Bassin parisien (fig. 1). De nos jours, la Picardie est une région de climat tempéré océanique, marquée de nuances continentales vers l’intérieur. La température moyenne est de 10,1°C. Les vents dominants sont d’ouest ou de sud-ouest. Il pleut en moyenne 125 jours par an, pour un cumul de précipitations de 900 mm vers la mer à 600 mm vers l’est de la région.

7Le site a été découvert sur le versant sud d’une petite vallée aujourd’hui sèche, très courte, celle du Tarteron. C’est un affluent de la Tortille, qui elle-même se jette dans la Somme à Péronne, quelques kilomètres au sud. Le substrat est constitué par la craie blanche du Coniacien.

8Sur le versant nord du Tarteron, crayeux, sont visibles quelques petites dépressions karstiques de profondeur métrique comblées par des sols polygéniques. Le versant sud, limoneux, présente une géométrie complexe : l’épaisseur de la couverture au-dessus de la craie est très variable, et de petits vallons perpendiculaires au Tarteron montrent des versants exposés au nord-est recouverts de séquences loessiques épaisses.

Fig. 1 : Localisation du site d’Étricourt-Manancourt à l’extrémité ouest de la plaine loessique et des principaux sites cités dans le texte.

Fig. 1 : Localisation du site d’Étricourt-Manancourt à l’extrémité ouest de la plaine loessique et des principaux sites cités dans le texte.

Fond SRTM WGS84. En bleu, calotte glaciaire du SIM 6 d’après Elhers et al. (2011), modifié d’après Gibbard et Cohen (2015). En rouge, principaux axes de drainage schématiques au SIM 6 (Gibbard & Cohen, 2015). Couverture loessique actuelle d’après Haase et al. (2007). StPElb : Saint-Pierre-lès- Elbeuf ; Vw-Hw : Veldwezelt-Hezerwater ; Kst Op : Kesselt - Op de Schans.

3 - Méthodes d’étude et d’analyse

3.1 - Sur le terrain : stratigraphie et prélèvements

9Le contexte de fouille préventive a permis l’ouverture d’un décapage sur plus de 4 500 m², à une profondeur moyenne de 5 mètres. Treize niveaux archéologiques ont été repérés dont cinq principaux in situ (Hérisson et al., 2016). La fouille a été menée essentiellement de façon mécanisée, quelques concentrations de vestiges ayant été fouillées finement à la main.

10L’étude du contexte chronostratigraphique et paléoenvironnemental des occupations humaines du site d’Étricourt-Manancourt se base sur l’analyse de la succession des unités litho- et pédostratigraphiques identifiées sur le terrain.

11Cette analyse s’est concentrée sur des profils verticaux de référence choisis et dégagés en fonction de la qualité de l’enregistrement et de l’avancement des fouilles (fig. 2). Ces profils de référence sont des parois verticales pratiquées à la pelle mécanique et nettoyées à la main.

12Les variations latérales des faciès pédo-sédimentaires et la géométrie des unités ont pu être suivies et relevées à 1/20 sur trois coupes de 25 m de longueur (coupe Sud), 76 m (coupe Est) et 70 m (coupe Nord). Les levés détaillés à 1/10 ont concerné quatre profils verticaux répartis de manière à recouvrir l’ensemble de la séquence pédo-sédimentaire sur une épaisseur maximale. Le raccord entre les profils (P1/1bis, P2, P3, P4) s’est fait à partir d’unités repères (d’origine pédologique ou marqueur de conditions périglaciaires). Ces quatre profils ont fait l’objet d’un échantillonnage systématique en continu. L’ensemble de la séquence pédo‑sédimentaire est décarbonaté.

13Les échantillons sédimentologiques destinés aux analyses granulométriques, chimiques (carbone organique) et physiques (susceptibilité magnétique) ont été prélevés en colonne continue (fig. 3A) selon un pas de 5 cm (environ 380 échantillons au total). Ils ont également servi aux comptages de minéraux denses. Par définition, cette méthode d’échantillonnage en continu ne respecte pas les limites d’unités. Cependant, le pas d’échantillonnage limite fortement les mélanges. Cette technique a en outre pour avantage de fournir une valeur moyennée pour chaque tranche de 5 cm, qui évite les hiatus et moyenne les valeurs extrêmes qui pourraient apparaitre dans le cas de séries d’échantillons ponctuels. Si les transitions peuvent être « lissées » par cette technique, la probabilité est très faible dans cette étude sur des sédiments loessiques pour que des mélanges d’unités différentes donnent des résultats aberrants.

14L’échantillonnage micromorphologique a également été effectué en continu dans les pédocomplexes (fig. 3B), et de manière plus espacée ailleurs. Cent douze blocs de sédiments et de sols non perturbés ont été prélevés.

Fig. 2 : Plan de la fouille avec position des coupes et des profils de référence.

Fig. 2 : Plan de la fouille avec position des coupes et des profils de référence.

Vue générale de la fouille vers le nord ; au premier plan sous les bâches, le profil P3.

Fig. 3 : Stratégies d’échantillonnage.

Fig. 3 : Stratégies d’échantillonnage.

(A) Échantillons sédimento­logiques prélevés en colonne continue sur le profil 1bis. (B) Prélèvements de blocs micromorphologiques sur le profil P4.

3.2 - Analyses en colonne continue

3.2.1 - Analyses granulométriques

15Les analyses granulométriques ont été menées pour les profils P1 et P2 sur un granulomètre laser Beckman Coulter LS230 (Giros, 2012). Les analyses sur les autres profils ont été menées sur un granulomètre laser du modèle CILAS 1180 selon le même protocole. Les échantillons sont traités à l’eau oxygénée (destruction de la matière organique) et défloculés à l’hexamétaphosphate de sodium, puis tamisés à 2 mm pour supprimer une éventuelle fraction grossière.

16Les résultats sont rapportés à la fraction inférieure à 160 µm (la fraction supérieure à 160 µm est négligeable). Les limites des classes sont définies par interpolation à 0,04-6 µm (argiles) ; 6-20 µm (limons fins : LF) ; 20-63 µm (limons grossiers : LG) et 63-160 µm (sables fins : SF).

17L’indice granulométrique IGR (ou grain size index (GSI) ; Rousseau et al., 2002 ; Antoine et al., 2009) a été calculé : IGR = LG / (LF + argiles).

3.2.2 - Susceptibilité magnétique de masse

18Sur les profils P1 et P2, la mesure de la susceptibilité magnétique de masse a été réalisée sur des échantillons de 10 cm3 par un capteur Bartington MS2B en parallèle des analyses sédimentologiques en continu, après séchage à 45°C, broyage et tamisage à 2 mm. Chaque valeur représente la moyenne de huit mesures effectuées dans quatre directions orthogonales, avec une marge d’erreur calculée à ± 1 σ.

19Pour les autres profils, les mesures ont été effectuées sur un appareil de type Agico Kappabridge KLY-3. Trois mesures ont été réalisées sur chaque échantillon préalablement séché 12 h à l’étuve à 50°C. La moyenne de ces mesures est utilisée ensuite pour calculer la susceptibilité massique en m3.kg-1.

3.2.3 - Teneur en carbone organique

20Les mesures du carbone organique total (COT) concernent essentiellement les pédocomplexes, couches dans lesquelles la matière organique est susceptible d’être présente et préservée.

21La mesure du COT est fondée sur l’oxydation du carbone contenu dans chacun des prélèvements tamisés à 200 µm, broyés et traités à l’acide chlorhydrique. La quantité de CO2 finale dégagée est estimée par chromatographie en phase gazeuse (séparation des gaz sur colonnes). L’acquisition du signal se poursuit par la quantification des valeurs de COT par rapport à une gamme étalon, d’au moins trois échantillons, dont les valeurs sont déjà connues.

3.3 - Minéralogie des sédiments loessiques : les teneurs en amphiboles vertes

22En Europe du nord-ouest, les minéraux denses des loess ont régulièrement été employés à des fins de corrélations stratigraphiques étant donné la cohérence des résultats obtenus sur de nombreuses séquences (voir synthèse in Pirson et al., 2018). L’importance des amphiboles vertes a notamment été démontrée aux Pays-Bas, en Belgique et en France (Gullentops, 1954 ; Juvigné, 1978 ; Balescu, 1988 ; Meijs, 2002 ; Pirson et al., 2018).

23Dans la séquence d’Étricourt, un total de trente-sept échantillons a été étudié, répartis en deux séries d’analyses : vingt-cinq échantillons ont tout d’abord été sélectionnés afin de couvrir l’ensemble de la série sédimentaire. Leur analyse a conduit à la sélection d’une seconde série de douze échantillons, sélectionnés afin de combler les lacunes qui persistaient dans la représentativité des différents niveaux stratigraphiques.

24L’objectif poursuivi est de comparer les teneurs en amphiboles vertes des dépôts loessiques d’Étricourt-Manancourt avec celles connues dans d’autres séquences du nord de la France et de Belgique (Juvigné, 1978 ; Balescu, 1988 ; Meijs, 2002 ; Pirson, 2007), notamment afin d’évaluer la pertinence de l’extension vers la France du modèle minéralo-stratigraphique récemment proposé pour la Belgique (Pirson et al., 2018). Deux ruptures majeures sont ainsi mises en évidence au sein des loess du SIM 6 entre des unités sédimentaires pauvres et riches en hornblende verte.

3.3.1 - Préparation des échantillons

25La méthodologie suivie est une adaptation de celle décrite par Juvigné (1978). Après séchage, 20 à 25 g de sédiment sont prélevés et tamisés en voie humide à 32 et 63 μm. La fraction comprise entre 32 et 63 μm est ensuite successivement attaquée à l’HCl à chaud, à l’H2O2 à chaud et à l’eau régale, afin de respectivement décarbonater l’échantillon, détruire la matière organique résiduelle, et enlever d’éventuels encroûtements des grains par des oxydes métalliques.

3.3.2 - Extraction de la fraction minéralogique dense

26La séparation des grains les plus denses de la matrice quartzo-feldspathique plus légère se fait par centrifugation des échantillons dans des éprouvettes remplies de bromoforme (densité > 2,8). Les culots des éprouvettes qui contiennent les grains denses sont gelés dans de l’éthanol refroidi à l’aide de pellets de carboglace (-78°C), et récupérés par élimination de la fraction moins dense qui flotte sur le bromoforme liquide.

3.3.3 - Montage des lames et comptage des grains

27Les minéraux denses sont posés sur une lame mince chauffée, et enrobés dans du baume de Canada. Après évaporation des solvants, la lame est recouverte d’un couvre-objet. Le comptage se fait sous microscope optique polarisant suivant la méthode du ruban (Van Harten, 1965) : des lignes parallèles sont tracées sur le couvre-objet, à intervalles de 1,5 mm environ. Au minimum 200 grains sont comptés par lame-mince. Le signe optique des amphiboles vertes est déterminé afin de différencier les hornblendes vertes (qui ont une figure d’axes biaxe négative) d’éventuelles autres amphiboles vertes (la pargasite par exemple) dont le signe optique est biaxe positif.

3.4 - Micromorphologie

28Les apports de la micromorphologie dans l’étude des séquences loess-paléosols ont été reconnus depuis longtemps (Fedoroff & Goldberg, 1982 ; Kemp, 1999 ; Fedoroff & Courty, 2002). Cependant, si de telles études sont nombreuses en Europe sur les formations du Pléistocène supérieur (par exemple Van Vliet-Lanoë, 1988 ; Kühn et al., 2013 ; Vancampenhout et al., 2013) et les sols holocènes, elles sont plus rares sur les séquences longues du Pléistocène moyen (par exemple Verron et al., 1974 ; Chizhikova et al., 2007 ; Dlussky, 2007 ; Sprafke et al., 2014 ; Panin et al., 2018). Les traits pédo-sédimentaires observés à l’échelle microscopique permettent la reconnaissance des processus pédogénétiques, essentiellement dans une approche qualitative à semi-quantitative (Stoops et al., 2010). Les traits sont hiérarchisés et interprétés en termes de phases sédimentaires et pédogénétiques (Fedoroff & Courty, 2002 ; Gerasimova, 2003) et permettent une approche des paléoenvironnements (climat et végétation ; Van Vliet-Lanoë, 1988 ; Kühn, 2003).

29Les 112 lames ont été fabriquées selon les méthodes classiques de séchage, d’imprégnation dans la résine et de montage sur lame avec polissage à 25-30 µm. Les observations ont été menées sur un microscope Olympus BX51 en lumière polarisée analysée et non analysée suivant les principes de Bullock et al. (1985) et de Stoops et al. (2010).

3.5 - Datations

3.5.1 - Datations TL sur silex chauffés

30Les mesures pour la datation par thermoluminescence (TL) ont été effectuées sur cinq silex chauffés provenant de différents endroits et contextes stratigraphiques. Initialement, sept silex ont été mis à disposition pour analyse, mais deux n’ont pas été suffisamment chauffés et ne conviennent donc pas pour la datation. Les cinq silex sélectionnés sont identifiés et décrits dans le tableau 1. Le protocole utilisé est décrit dans Hérisson et al. (2016).

Tab.1 : Caractéristiques des silex chauffés sélectionnés pour l’analyse TL.

Tab.1 : Caractéristiques des silex chauffés sélectionnés pour l’analyse TL.

3.5.2 - Datation IRSL sur feldspaths potassiques

3.5.2.1 - Principes de la datation par luminescence

31La luminescence exploite une propriété physique qu’ont certains minéraux, notamment le quartz et les feldspaths, qui est d’émettre des photons lorsqu’ils sont stimulés optiquement (luminescence stimulée optiquement ou optically stimulated luminescence (OSL) en anglais) ou thermiquement (thermoluminescence, TL). Lorsque les feldspaths potassiques (feldspath-K) sont stimulés par des photons du proche-infrarouge (λ = 880 nm), on parlera plus spécifiquement de signal IRSL (Infrared Stimulated Luminescence ; Hütt et al., 1988). L’intensité de la luminescence est proportionnelle à la dose radioactive reçue au cours de leur période d’enfouissement. L’hypothèse généralement appliquée est que la radiation naturelle est constante à travers le temps. Ainsi, les minéraux susmentionnés agissent en tant que dosimètres de la radioactivité naturelle dans l’environnement en emmagasinant, dans les défauts de leur structure cristalline, des électrons excités par l’énergie ionisante provenant de la décroissance radioactive de certains isotopes radioactifs naturels. L’uranium (238U), le thorium (234Th) et le potassium (40K), et dans une moindre mesure le rubidium (87Rb), sont les principaux éléments radioactifs présents dans les environnements naturels. À cette radioactivité s’ajoute celle issue du rayonnement cosmique. En mesurant la luminescence émise par ces minéraux et en estimant la dose de radiation qu’ils reçoivent annuellement en étant enfouis dans le sol, il est possible de déterminer la durée de leur période d’enfouissement. Ce laps de temps est considéré ici comme l’âge (Aitken, 1985, 1998 ; Duller, 2008 ; Rhodes, 2011). Ceci peut être exprimé par l’équation suivante :

32Âge ( ka) = Paléodose ou dose équivalente (Gy) / Dose annuelle (Gy/ ka)

33En mesurant les teneurs en U, Th et K de chacun des échantillons, il est possible de calculer la dose de radiation que reçoivent annuellement les échantillons. Ces abondances ont été mesurées à l’aide d’un spectromètre gamma à haute résolution (Murray et al., 1987). Les activités mesurées ont été converties en teneurs (Olley et al., 1996 ; Adamiec & Aitken, 1998).

34Dans le cadre de cette étude, les cristaux de feldspaths potassiques, ci-après feldspaths-K, ont été utilisés. Le choix s’est naturellement tourné vers les feldspaths-K car le quartz a un niveau de saturation en luminescence beaucoup moins élevé qui n’autorise pas la datation d’échantillons anciens (>150 ka ; Duller, 2008). Les feldspaths-K ont été stimulés optiquement par des photons du proche-infrarouge (λ = 880 nm) (stimulation IRSL) et mesurés dans le laboratoire de luminescence LUX de l’Université du Québec à Montréal. La paléodose (De), ou dose totale de radiation reçue par le minéral depuis son dépôt, a été estimée par deux techniques : la technique des doses régénérées sur aliquote unique (SAR) ou « Single-Aliquot Regenerative-dose protocol » (Murray & Wintle, 2000) et la technique des doses additives appliquée à des aliquotes multiples (MAAD ; Singhvi et al., 1982).

35Cependant, le signal IRSL des feldspaths est instable. Cette instabilité appelée fading (« anomalous fading »; Wintle, 1973) se traduit par une perte spontanée du signal au cours du temps et donc une sous-estimation de l’âge. Les âges IRSL mesurés ont donc été corrigés pour ce « fading ». Cette correction dépend de la technique employée (cf. ci-dessous).

3.5.2.2 - La technique SAR (Single Aliquot Regenerative dose technique)

36Les échantillons sont exposés à des doses régénérées. Les âges IRSLSAR ont été corrigés pour le fading en appliquant la correction sur le débit de dose (dose-rate correction ; Lamothe et al., 2003).

37La figure 4 (haut) présente deux courbes de croissance du signal IRSL de deux aliquotes qui ont été exposés à des doses radioactives artificielles croissantes (dose beta régénérées). L’interpolation du signal IRSL naturel (ligne pointillée) sur ces courbes de croissance permet d’interpoler la dose radioactive équivalente pour induire la luminescence naturelle mesurée en laboratoire. La figure 4 (bas) présente les résultats avec la correction pour le fading.

Fig. 4 : Courbes de croissance de deux aliquotes des échantillons EM6 et EM5.

Fig. 4 : Courbes de croissance de deux aliquotes des échantillons EM6 et EM5.

(Haut) Sans correction. (Bas) Avec ratios naturels Ln/Tn corrigés pour le fading afin d’obtenir une dose équivalente corrigée.

3.5.2.3 - La technique MAAD (Multiple Aliquot Additive Dose technique)

38Les feldspaths-K ont été stimulés optiquement par des photons du proche-infrarouge (λ = 880 nm) (stimulation IRSL) et mesurés sur un Daybreak automatique 1100TL. La paléodose (De) est estimée par la technique des doses gamma additives appliquée à des aliquotes multiples (MAAD). Différentes aliquotes multigrains (20 mg de grains par aliquote, 20 aliquotes) d’un même échantillon naturel sont exposées à des doses croissantes de rayonnement γ qui se cumulent à la dose naturelle. La courbe de croissance est ajustée par une fonction exponentielle saturante. La paléodose De est déterminée par extrapolation de la courbe de croissance sur l’axe des doses. Les aliquotes ont été irradiées au moyen d’une source γ de césium et ensuite préchauffées à 160°C pendant 8 h.

39La technique MAAD fut appliquée avec succès à de nombreuses séquences loessiques du nord-ouest de la France (Balescu, 2004, 2013 ; Balescu & Tuffreau, 2004 ; Tuffreau et al., 2017) et de Roumanie (Balescu et al., 2003, 2010). Elle est utilisée comme outil stratigraphique et s’y est révélée d’une grande utilité pour la différenciation chronologique des loess des trois dernières glaciations (SIM 2-4, 6 et 8).

40Les âges IRSL mesurés ont été corrigés pour ce « fading ». Dans le cadre de la présente étude, nous avons utilisé le protocole de correction développé par Mejdahl (1988, 1989) et décrit en détail dans Balescu et al. (1997). Les signaux IRSL sont mesurés un an après l’irradiation (Balescu et al., 2003) pour réduire les effets du « fading anormal » (Spooner, 1992). Les âges mesurés un an après l’irradiation sont ensuite corrigés en appliquant le protocole de correction pour le « fading à long terme » de Mejdahl. Ce protocole s’appuie sur l’analyse IRSL de feldspaths-K d’âge « infini » (> 1 Ma) de provenance géologique et géographique identique à celle des échantillons datés. Cet échantillon « infini » a été prélevé à La Ferme de Grâce (vallée de la Somme) dans les alluvions de la très haute terrasse de la Somme (Balescu & Tuffreau, 2004).

3.5.2.4 - Échantillons IRSL

41Six échantillons de loess ont été prélevés et datés au laboratoire LUX de Montréal :

  • EM1 au niveau du gley supérieur de l’unité 9 (profil 4, éch. 1) ;

  • EM2 et EM5 prélevés dans les unités 8b-8c (profil 4, éch. 2 et profil 1, éch. 5) ;

  • EM3 dans l’unité 7a, contenant le niveau archéologique LGS (profil 4, éch. 3) ;

  • EM4 et EM6 prélevés dans les unités 6b-6a (profil 4, éch. 4 et profil 1, éch. 6).

42Seule la fraction 60-80 μm a été utilisée pour la mesure de la luminescence. Les échantillons de loess ont été tamisés et ensuite traités à l’HCl (10 %) pour éliminer les carbonates. Les grains de feldspaths potassiques (feldspath-K) de densité inférieure à 2,58 g.cm-3 ont ensuite été isolés par densimétrie à l’aide d’une solution de polytungstate de sodium.

43En parallèle, les mesures de la dose environnementale ont été réalisées par comptage gamma.

4 - Stratigraphie et description des unités

4.1 - Le substrat : des dolines

44Le pendage du toit de la craie est globalement vers le nord. Deux dolines ont été mises en évidence sur la surface fouillée : la première au nord-est, l’autre au nord-ouest (figs. 5A & 5B). Le fond est à plus de 11 m par rapport à la surface actuelle du sol pour la première, avec une dénivelée du toit de la craie de l’ordre de 5 m (fig. 5C). Pour la doline nord-ouest, cette dénivelée est supérieure à 3,5 m.

45La géométrie des dépôts quaternaires est conditionnée par ces dolines, qui ont servi de piège à sédiments sur une certaine période, et par les axes des versants qui guident les grandes phases d’érosion. Ces axes de versants ont changé au cours du temps, ce qui se traduit par la conservation maximale des différentes phases pédo-sédimentaires dans des secteurs différents (Font et al., 2016).

46Les dolines sont rapidement colmatées (fig. 5D) et deviennent quasiment invisibles dès le dépôt des loess sus-jacents au pédocomplexe humifère inférieur (unité 10, fig. 6). Les sédiments les plus anciens (unités 15 à 17) ne sont pas conservés au cœur des dolines, suggérant que celles-ci se sont formées ultérieurement.

Fig. 5 : Topographie du substratum.

Fig. 5 : Topographie du substratum.

(A) Les deux dolines (photo S. Coutard). (B) Doline nord-est (photo S. Coutard). (C) Modélisation du toit du substrat crayeux faisant apparaître les dolines. (D) Modélisation de la base de l’unité 12. Sur C et D, les flèches noires indiquent le sens de la pente

Font et al., 2016

Fig. 6 : Stratigraphie et résultats analytiques des profils 1 et 1bis.

Fig. 6 : Stratigraphie et résultats analytiques des profils 1 et 1bis.

4.2 - Principaux horizons

47La séquence synthétique d’Étricourt-Manancourt est essentiellement limoneuse. Discontinue, elle se décompose en 18 unités pédo-sédimentaires reflétant les alternances de phases de dépôts et de pédogenèse (tab. 2). Les dépôts limoneux, généralement bien classés, avec un mode inférieur à 45 µm, sont probablement pour l’essentiel des apports éoliens, locaux ou allochtones (loess « vrais »). Plusieurs cailloutis témoignent de phases d’érosion importantes sur l’ensemble du versant, certains horizons n’étant conservés que sur la partie basse de l’emprise fouillée (Font et al., 2016).

Tab. 2 : Descriptif des unités stratigraphiques.

Tab. 2 : Descriptif des unités stratigraphiques.

Niveaux archéologiques en place en gras, remaniés en italique (Hérisson et al., 2016). Essai de désignation des horizons d’après le « Référentiel pédo­logique 2008 » (Association Française pour l’Étude du Sol, 2009).

4.2.1 - Cinq luvisols

48Plusieurs horizons marqués par une texture dense, une teneur en argiles élevée, une teinte rougeâtre, une structure souvent prismatique à polyédrique, une bioturbation bien marquée (racines, vers…), ont été identifiés dans les coupes étudiées. L’étude micromorphologique a montré la présence de ferri-argilanes brun orangé bien cristallisés dans la porosité biologique. Il s’agit des unités 17, 14, 8b, 8a et 5. Ce sont des horizons d’illuviation de sols bruns lessivés, ou luvisols.

49L’unité 17, constituée de limons argileux rougeâtres, contient des ferri-argilanes en place dans des chenaux biologiques : il semble donc qu’elle corresponde à un horizon de sol de type Bt de sol brun lessivé.

50L’unité 14 présente en lames minces toutes les caractéristiques d’un horizon Bt de sol brun lessivé (ferri-argilanes brun clair dans la porosité biologique). Une teneur en argile peu élevée (de l’ordre de 20 %) et des traits pédo-sédimentaires relativement discrets laissent penser qu’il s’agit d’un horizon Bt profond (fig. 6).

51Dans le profil P1, au-dessus d’environ 1 m de loess (unité 8c), se développe un autre horizon de type sol brun lessivé (unité 8b). Cet horizon est clairement tronqué par un cailloutis (Cx). Latéralement, dans le profil P4, ce cailloutis est intercalé entre deux couches de limons argileux rougeâtres (unités 8b et 8a, fig. 7). La susceptibilité magnétique, homogène dans l’unité 8b, chute ensuite et reste à un niveau plus faible et irrégulier dans l’unité 8a. Ceci traduit une troncature nette du paléosol 8b. L’unité 8a, bien que plus argileuse, présente une susceptibilité plus faible, peut-être en lien avec une hydromorphie plus marquée. L’étude micromorphologique (fig. 8) montre clairement que les unités 8b et 8a correspondent à deux horizons d’illuviation de sols bruns lessivés différents : l’unité 8a contient une grande abondance de papules issues de l’érosion de l’unité 8b et présente une nouvelle génération de chenaux et d’illuviations argileuses.

52Enfin, dans les profils P1 et P2 (fig. 9) apparait un dernier horizon Bt de sol brun lessivé (unité 5). Dans le profil P2, il se trouve clairement sous le pédocomplexe humifère supérieur. Il ne s’agit donc pas du sol brun lessivé holocène de surface. Le levé des coupes sur une grande longueur entre les profils P1 et P2 (fig. 10) confirme qu’il s’agit du même Bt dans le profil P1, les labours reposant directement sur une relique de sol humifère dégradé.

Fig. 7 : Stratigraphie et résultats analytiques du profil 4.

Fig. 7 : Stratigraphie et résultats analytiques du profil 4.

Fig. 8 : Micromorphologie du profil 4.

Fig. 8 : Micromorphologie du profil 4.

L’abondance des différents traits pédo-sédimentaires est représentée pour chaque lame mince. L’accent est mis sur la hiérarchie et la dynamique verticale du profil.

Fig. 9 : Stratigraphie et résultats analytiques du profil 2

Fig. 9 : Stratigraphie et résultats analytiques du profil 2

Fig. 10 : Coupe Est

Fig. 10 : Coupe Est

(levé Y. Chantreau).

4.2.2 - Deux pédocomplexes humifères

53Deux pédocomplexes humifères apparaissent dans la séquence stratigraphique, bien marqués sur le terrain par une teinte brun-gris à franchement noirâtre : le pédocomplexe humifère inférieur (unités 13 à 11, voire 10b, fig. 6) et le pédocomplexe humifère supérieur (unités 4 et 3 ; fig. 9). Ils se caractérisent également par des pics de susceptibilité magnétique (qui pourraient être dus à la présence de papules argileuses issues du Bt sous-jacent, d’argilanes humifères, d’oxyhydroxydes de fer et à une teneur en matière organique élevée) et des teneurs en carbone organique atteignant plus de 0,4 %. Le pic de susceptibilité magnétique se place plutôt dans les horizons de type sol gris forestier, sans doute en raison d’une altération des minéraux primaires plus forte que dans les horizons de type steppique (Association Française pour l’Étude du Sol, 2009). La superposition de ces deux pédocomplexes n’est visible que dans la coupe est, en raison de la géométrie des surfaces d’érosion (fig. 10).

54Le pédocomplexe humifère inférieur est à faible profondeur dans la partie sud-ouest de la fouille : la quasi-totalité de la séquence stratigraphique postérieure y est absente. La séquence comprise entre les deux pédocomplexes humifères s’épaissit vers le nord et se trouve érodée vers l’est. Le pédocomplexe humifère supérieur montre quant à lui un pendage vers l’est-sud-est. Il est absent à l’ouest et au nord de la fouille.

4.2.2.1 - Pédocomplexe humifère inférieur

55Le pédocomplexe humifère inférieur a été étudié essentiellement dans le profil P1bis (figs. 2 & 6) : la succession du Bt de l’unité 14 et des sols humifères y est bien développée, les sols humifères atteignant 1,5 m d’épaisseur (unités 13, 12 et 11, voire 10b). Ces horizons sont bien marqués dans la teneur en COT, qui atteint des teneurs quatre fois supérieures à celle des loess sus-jacents : l’organogenèse est plus développée et la matière organique stockée dans le sol. La susceptibilité magnétique est également plus élevée, avec un pic très net au sommet de l’unité 12, légèrement en-dessous du pic de COT (fig. 6).

56L’étude micromorphologique de ce pédocomplexe met en évidence une histoire complexe

Fig. 11 : Principaux traits pédo-sédimentaires du profil P1/1bis.

Fig. 11 : Principaux traits pédo-sédimentaires du profil P1/1bis.

Fig. 12 : Lames minces (LPNA sauf E) du profil P1bis.

Fig. 12 : Lames minces (LPNA sauf E) du profil P1bis.

A/ Lame 34 : unité 14, revêtements de type Bt fracturés. B/ Lame 3 : unité 13, papules de ferri-argilanes brun-orangé issues du Bt et illuvia­tions humifères dans des chenaux. C/ Lame 3 : unité 13, épais revê­tement microlité brun-rouge fracturé sur place. D/ Lame 4 : unité 13, revêtement microlité en place dans un chenal. E/ idem D, en lumière polarisée analysée. F/ Lame 6 : unité 13, illuviations. G/ Lame 13 : unité 12, banded microfabric. H/ Lame 14 : unité 12, matière orga­nique dans la masse basale. I/ Lame 17 : unités 10-11, vue générale avec cavité biologique à remplissage peu dense.

Fig. 13 : Unités stratigraphiques et proposition de désignation des horizons du profil 1bis

Fig. 13 : Unités stratigraphiques et proposition de désignation des horizons du profil 1bis

(photo S. Coutard).

4.2.2.2 - Pédocomplexe humifère supérieur

57Le pédocomplexe supérieur a été étudié sur le profil 2 dans l’angle sud-est de la fouille (fig. 9). La teneur en argiles est peu variable sur l’ensemble du profil, légèrement plus élevée à la base dans l’horizon de type sol brun lessivé. Par contre l’IGR augmente régulièrement, à cause d’une augmentation régulière de la fraction la plus grossière (limons grossiers et sable fin).

58L’unité 4b se distingue nettement dans la courbe de susceptibilité magnétique, dont la valeur fait plus que doubler par rapport au Bt sous-jacent. Le carbone organique total augmente également régulièrement dans le complexe humifère. Les teneurs atteignent 0,4 % dans l’unité 3a. Sur le plan micromorphologique, l’horizon 4c contient une grande abondance de pédoreliques issues du Bt (gros agrégats riches en papules de Bt orangées), et quelques fragments de revêtements lités. L’unité 4b est quant à elle caractérisée par des revêtements brun-orangés microlités et dans un second temps par des illuviations argilo-humiques noirâtres minces dans de nombreux pores. Les variations de la couleur entre la base et le sommet visibles sur le terrain sont liées à la diminution de la matière organique, sans doute du fait d’une dégradation postérieure du sol avec destruction et lessivage de la matière organique. La teneur en COT est de l’ordre de 0,2 à 0,3 %, légèrement inférieure aux valeurs données par Miedema et al. (1999) pour des greyzems actuels mais en accord avec les données régionales pour les sols gris forestiers du Début Glaciaire weichselien de type Sol de Saint-Saufflieu SS1 (Antoine et al., 1999, 2014, 2016).

59Le pédocomplexe se poursuit par les unités 3c à 3a, de type sol isohumique steppique.

60Enfin, les unités 5 à 2 sont marquées par une très forte structure lamellaire (dans une moindre mesure pour les unités 3a et 2-3) qui est due à l’action des alternances gel-dégel lors des différentes phases de dégradation climatique subies par les sédiments.

4.3 - Séquence synthétique

61L’étude des quatre profils de référence permet d’établir une séquence pédo-sédimentaire synthétique pour le site d’Étricourt. Cette séquence pléistocène d’environ 12 m d’épaisseur cumulée englobe 18 unités principales (fig. 14). La description macroscopique et microscopique des unités stratigraphiques est présentée dans le tableau 2.

Fig. 14 : Profil synthétique avec résultats analytiques.

Fig. 14 : Profil synthétique avec résultats analytiques.

5 - Résultats des datations

5.1 - Âges TL sur silex chauffés

62Les résultats des évaluations de la paléodose et de la mesure du débit de dose sont donnés dans le tableau 3. Les débits de dose alpha indiqués dans le tableau sont les valeurs réelles qui tiennent compte de l’efficacité mesurée des rayons alpha dans l’induction de la TL. Les débits de dose gamma et cosmique sont donnés dans le tableau 3, où les limites d’erreur comprennent l’incertitude dans l’estimation des paléoteneurs en eau des sédiments. Les débits de dose totaux, de tous les types de rayonnements, sont indiqués dans le tableau 3. Les âges TL des silex ont été obtenus en combinant les évaluations de paléodoses avec les estimations du débit de dose total, et sont donnés dans le tableau 3. Les dates obtenues se réfèrent au chauffage le plus récent du silex à une température minimum de 400°C. Bien qu’il ne soit pas certain que ces silex chauffés soient la résultante d’une action humaine, il est certain que cela a dû se produire lorsque les cailloux étaient sur ou très près de la surface du sol. Les limites d’erreur liées aux âges TL incluent des incertitudes aléatoires et systématiques dans les mesures de laboratoire et les facteurs environnementaux, et représentent le niveau de confiance de 68 %.

63Compte tenu de ces incertitudes, les âges TL des échantillons EMA2, EMA3 et EMA5 sont indiscernables les uns des autres et indiquent que les trois silex peuvent avoir été chauffés à la même époque. En supposant que ces âges TL se réfèrent à un seul évènement de chauffe, la meilleure estimation pour la date de cet événement est donnée par leur moyenne pondérée, qui est de 288 ± 21 ka. La date TL d’EMA6 est significativement plus récente que cet événement, alors que la chauffe du silex EMA7 aurait pu survenir lors de la même occupation que EMA2, EMA3 et EMA5, le silex ayant été remanié dans l’unité 11 (HUS).

Tab. 3 : Âges TL calculés d’après les évaluations de la paléodose et les estimations de débit de dose issues des mesures.

Tab. 3 : Âges TL calculés d’après les évaluations de la paléodose et les estimations de débit de dose issues des mesures.

5.2 - Datation par IRSL sur feldspaths potassiques

5.2.1 - Âges IRSL obtenus avec la technique SAR

64L’âge obtenu pour chacun des échantillons est calculé à partir du résultat de chaque aliquote selon un modèle d’âge central (Galbraith et al., 1999), sauf l’échantillon EM1 qui présente une mauvaise remise à zéro et pour lequel un âge minimal est soumis. Les résultats sont affichés dans le tableau 4. Il est important de rappeler que les âges apparents obtenus ici affichent une imprécision issue d’erreurs dues aux types de mesures réalisées et aux protocoles utilisés.

65La figure 15, en haut, montre la distribution des âges IRSLSAR corrigés pour le fading. On peut distinguer deux populations d’âges. La figure 15, en bas, montre les âges IRSLSAR obtenus en fonction de la profondeur théorique dans la séquence synthétique. Les âges IRSLSAR corrigés des échantillons EM6, EM4 et EM3, prélevés dans des loess attribués au SIM 6, compris entre 149 ± 5 ka et 175 ± 5 ka, confortent leur attribution chronostratigraphique. Ces âges « rajeunissent » avec la profondeur. Ceci peut être associé à des variations de la dose annuelle, qui peut être influencée par des changements de porosité avec le temps, et/ou des déséquilibres géochimiques (échantillons prélevés proche et même dans des horizons humifères). Par ailleurs, pour les échantillons EM1, EM2 et EM5, on peut noter un certain nombre de résultats aux valeurs extrêmes qui correspondent à des mesures proches du niveau de saturation et donc résultant en des âges plus vieux.

66Les échantillons EM1, EM2 et EM5, issus des loess attribués au SIM 8, donnent des âges IRSLSAR moyens compris entre 215 ka et 251 ka, suggérant donc plutôt un âge apparent SIM 7. Mais ils montrent une forte dispersion des âges, ce qui contraste avec la distribution des âges IRSLSAR du loess du SIM 6. Cela suggère donc une mauvaise remise à zéro du signal IRSL des loess du SIM 8 ; cela démontre très clairement qu’il ne s’agit pas d’un loess allochtone primaire. Pour ces trois échantillons, on a un mélange de quelques vieux grains proches de la saturation (300 - 350 ka) d’âge SIM 8 et une majorité des grains d’âge SIM 7 entre 200 et 250 ka (fig. 15). Ceci sera discuté ci-dessous au § 7.3.3.

Fig. 15 : Données chronologiques IRSL.

Fig. 15 : Données chronologiques IRSL.

(Haut) Distribution des âges IRSLSAR corrigés pour l’échantillon EM1. (Bas) Distribution des âges IRSLSAR corrigés en fonction de la profon­deur théorique dans la séquence synthétique. Pour les profondeurs réelles, voir la figure 6 pour EM5 et EM6, et la figure 7 pour EM1 à EM4.

5.2.2 - Âges IRSL obtenus avec la technique MAAD

67Les âges IRSLMAAD corrigés du « loess » inférieur attribué au SIM 8, sont compris entre 184 et 238 ka (tab. 4).

68Le loess supérieur du SIM 6 donne des âges IRSLMAAD corrigés compris entre 141 et 157 ka. Ces derniers sont comparables à ceux obtenus pour (1) les loess anciens de Cagny-la Garenne attribués au SIM 6 (LAC : 129 ± 12 ka et LAS : 190 ± 29 ka) et (2) le loess ancien de Gentelles (194 ± 21 ka) (Balescu & Tuffreau, 2004 ; Tuffreau et al., 2017). Les âges IRSLMAAD du loess supérieur se révèlent donc parfaitement cohérents avec ceux obtenus pour les loess du SIM 6 à Cagny-la-Garenne et Gentelles (Balescu & Tuffreau, 2004) ainsi que pour les loess du SIM 6 et du SIM 8 de Roumanie (Balescu et al., 2010), auxquels nous avons appliqué exactement la même technique de datation IRSLMAAD et le même protocole de correction pour le fading.

69Les âges IRSLMAAD du « loess » inférieur par contre sont cohérents avec les âges moyens SAR. Ils suggèrent un âge apparent du SIM 7.

Tab. 4 : Doses annuelles et âges IRSL des loess d’Étricourt.

Tab. 4 : Doses annuelles et âges IRSL des loess d’Étricourt.

6 - Les minéraux denses : analyse des amphiboles vertes

6.1 - Les minéraux denses d’Etricourt-Manancourt

70Une analyse minéralogique portant sur l’ensemble des minéraux denses transparents a été réalisée sur une lame (ETR P1 - 2.30, unité 8c). L’objectif est de donner un aperçu du spectre minéralogique des loess d’Étricourt-Manancourt.

71Les minéraux identifiés sont : le zircon, la tourmaline, l’épidote, le rutile, les amphiboles vertes, le sphène, les pyroxènes, le staurolite et le disthène. Parmi les absents, citons les grenats, l’andalousite et les péridots. Les résultats en pourcentages, basés sur un comptage de 128 grains, sont présentés dans le tableau 5.

Tab. 5 : Les minéraux denses transparents de la lame ETR P1 - 2.30 (unité 8c).

Tab. 5 : Les minéraux denses transparents de la lame ETR P1 - 2.30 (unité 8c).

Pourcentages établis sur un total de 128 grains comptés. (*) Le pour­centage mentionné ici pour les amphiboles vertes est différent de celui présenté dans le tableau 6, car le nombre total de grains comptés est différent (ici 128 grains).

6.2 - Les teneurs en amphiboles vertes

72Deux séries d’échantillons (série I : de 1 à 25 ; série II : de 26 à 37) ont été analysées. Dans l’ensemble des 37 échantillons, les teneurs mesurées en amphiboles vertes sont faibles : elles sont comprises entre 0,5 et 6,3 %, avec une moyenne de 2,5 % (tab. 6).

73L’ensemble de ces valeurs, repositionnées sur le log stratigraphique synthétique (fig. 14), permet de suivre l’évolution de la tendance locale.

74L’ensemble des teneurs en amphiboles vertes étant basses (proche des 2,5 % de moyenne), la courbe obtenue ne présente pas de variations bien marquées : les valeurs à la base de la coupe oscillent entre 0,5 et 2,5 %, et se poursuivent par un petit pic (> 6 %) vers le sommet de l’unité 6b. La courbe repasse ensuite à des valeurs plus faibles en 6a avant de ré-augmenter légèrement au niveau des dépôts les plus récents.

Tab. 6 : Teneur en amphiboles vertes des échantillons loessiques d’Étricourt-Manancourt.

Tab. 6 : Teneur en amphiboles vertes des échantillons loessiques d’Étricourt-Manancourt.

6.3 - Comparaison avec les données disponibles en Belgique et en France

75La figure 16 présente la synthèse des données publiées relatives à la distribution stratigraphique des amphiboles vertes dans les loess de Belgique (cf. synthèse in Pirson, 2007, Pirson et al., 2018). Les teneurs en amphiboles vertes obtenues à Étricourt-Manancourt sont reportées sur ce diagramme (en bleu).

76Les valeurs obtenues pour Étricourt-Manancourt se positionnent le plus souvent à l’intérieur des groupes de variabilité définis en Belgique pour les mêmes intervalles chronostratigraphiques, ou s’en écartent légèrement (de 1 à 2,5 %).

77À la base de la séquence (unités 17 à 14 ; SIM 11 à 9e), les échantillons d’Étricourt-Manancourt présentent des valeurs assez faibles en amphiboles vertes (0,9 à 3,3 % ; moyenne : 2 %), légèrement supérieures aux valeurs documentées en Belgique dans les Membres de Op de Schans et Riemst (0,4 à 0,9 % : partie inférieure du « Groupe 1 » de Pirson et al., 2018). Ces faibles différences, de l’ordre de 1 à 2,5 %, doivent être relativisées par le nombre très réduit d’échantillons (4) documentés pour les SIM 11 à 9 en Belgique. Dans le nord de la France, aucune séquence n’a livré jusqu’ici de données d’amphiboles vertes pour cet intervalle chronologique.

78Les unités 12 à 8a (SIM 9a à 7a) présentent des teneurs en amphiboles vertes (0,5 à 4,2 % ; moyenne : 2 %) tout à fait comparables à celles de la partie supérieure du « Groupe 1 » défini en Belgique pour le Membre de Vlijtingen (Pirson et al., 2018). Seul l’échantillon 15 (unité 8a) s’en écarte légèrement. En France, la séquence de Cagny-la-Garenne a livré des teneurs en amphiboles vertes datant de cet intervalle chronologique (Balescu & Haesaerts, 1984 ; Balescu, 1986, 1988). Les unités SL3 à SL1, interprétées comme relevant des SIM 8 à 7 (Haesaerts et al., sous presse), ont livré des teneurs de l’ordre de 1 %. Ces valeurs doivent cependant être considérées avec prudence en raison de la nature colluviale sablo-limoneuse de ces dépôts, qui implique une reprise de stocks de sédiments antérieurs.

79Les résultats d’Étricourt ne confirment pas la division du Groupe 1 en deux sous-groupes (1a et 1b) telle que proposée à titre d’hypothèse par Pirson et al. (2018) pour la Belgique. Dans l’ensemble, les teneurs en amphiboles vertes des unités 17 à 8a d’Étricourt oscillent entre 0,5 et 4,2 % (moyenne de 2 %), ce qui est comparable avec les valeurs du Groupe 1 (0,4 à 2,7 % ; moyenne de 1,3 %).

80Dans le reste de la séquence, les teneurs en amphiboles vertes oscillent entre 1,9 et 6,3 %. Toutefois, dans les unités 7b à 6b, ces valeurs croissent régulièrement, passant de 1,9 % à 6,3 %, avant de retomber à des valeurs plus faibles dans les unités sus-jacentes. D’un point de vue chronostratigraphique, les unités 7b à 6b enregistrent la transition entre les SIM 7 et 6. Ces éléments combinés à l’existence d’une importante phase d’érosion avec cailloutis de silex gélifractés qui semble se positionner entre les loess argileux de l’unité 6b et les loess à doublets de l’unité 6a (voir §7.4) conduisent à l’interprétation suivante :

  • l’unité 6b correspondrait à une génération de sédiments du début du SIM 6 relativement pauvre en amphiboles vertes, avec des teneurs comparables (quoique légèrement supérieures) à celles des dépôts antérieurs (2,5 à 6,3 % ; moyenne : 4,25 %). En Belgique, ces loess de la base du SIM 6 pauvres en amphiboles vertes concernent le Groupe 2, avec des valeurs oscillant entre 3,4 et 7 % (moyenne : 5 % ; Pirson et al., 2018) ; ils sont surmontés par une génération de loess riche en amphiboles vertes (Groupe 3 ; 11 à 32 % ; moyenne : 20 %). Ces loess riches en amphiboles seraient absents à Étricourt-Manancourt (érosion entre les unités 6b et 6a) ;

  • l’unité 6a enregistrerait quant à elle les loess de la fin du SIM 6 sur lesquels le sol brun lessivé du SIM 5e se développe (unité 5). En Belgique, la dernière génération loessique du SIM 6 est également pauvre en amphiboles vertes et relève de la base du Groupe 4 (4 à 11 % ; moyenne : 6,6 % ; Pirson et al., 2018). Les teneurs en amphiboles vertes des unités 6a et 5 sont légèrement inférieures aux valeurs du Groupe 4 (1,9 à 4 %). Les unités sus-jacentes se rattachent également au Groupe 4 sur base de leurs teneurs en amphiboles vertes (formation au départ de colluvions remaniant les horizons sous-jacents ou d’apports éoliens locaux : cf §7.5).

81Dans le nord-ouest de la France, des teneurs en amphiboles vertes pour le SIM 6 sont disponibles dans quelques séquences loessiques : Cagny-la-Garenne, Sourdon, Roisel et Sangatte (Balescu & Haesaerts, 1984 ; Balescu, 1986, 1988). Les loess pauvres en amphiboles vertes de la base du SIM 6 (Groupe 2) ne sont documentés que dans la séquence de Cagny-la-Garenne, avec des teneurs de 2 à 4 % (unité SL4 ; Balescu & Haesaerts, 1984 ; Balescu, 1986, 1988 ; Haesaerts et al., sous presse). Les loess riches en amphiboles vertes du Groupe 3 sont bien présents dans les 4 sites ; c’est d’ailleurs à Sangatte et à Cagny-la-Garenne qu’ils ont été identifiés pour la première fois (voir Pirson et al., 2018). Quant aux loess pauvres en amphiboles vertes du sommet du SIM 6 (Groupe 4), ils sont enregistrés à Roisel et à Sourdon (Balescu, 1986, 1988).

82Aucun échantillon analysé à Étricourt-Manancourt ne représente les loess riches en amphiboles vertes du Weichselien (Groupe 5 de Pirson et al., 2018). Ils pourraient être documentés par les loess brun-jaunâtres homogènes décarbonatés de l’unité 1, ou par le loess jaune carbonaté observé ponctuellement.

83Malgré de légères différences ponctuelles, les valeurs obtenues pour les teneurs en amphiboles vertes dans la séquence d’Étricourt-Manancourt sont dans l’ensemble tout à fait comparables à celles obtenues en Belgique pour des dépôts d’âge équivalent. Ces convergences, combinées aux résultats disponibles dans la littérature pour d’autres séquences loessiques des Hauts-de-France (Balescu & Haesaerts, 1984 ; Balescu, 1986, 1988), suggèrent que les cinq groupes définis en Belgique sur base de l’évolution stratigraphique des teneurs en amphiboles vertes peuvent être étendus aux séquences loessiques du nord de la France. L’étude d’autres séquences sera néanmoins nécessaire afin de confirmer ces similitudes et de discuter l’origine de ces variations stratigraphiques en amphiboles vertes.

Fig. 16 : Synthèse des teneurs en amphibole verte des loess de Belgique.

Fig. 16 : Synthèse des teneurs en amphibole verte des loess de Belgique.

En vert : données bibliographiques (Pirson, 2007 ; Pirson et al., 2018). L’interprétation chronostratigraphique est reprise de Meijs (2002) et Meijs et al. (2012). Sur ce diagramme sont égale­ment positionnées les données d’Étri­court-Manancourt (en bleu) d’après les interprétations chronostratigraphiques discutées au chapitre 7.

7 - Évolution pédo-sédimentaire et chronostratigraphie

84L’interprétation pédo-sédimentaire, chronostratigraphique et chronoclimatique de la séquence d’Étricourt-Manancourt est présentée selon un découpage en séquences glaciaire-interglaciaire :

  • Séquence I : unités 18 à 17

  • Séquence II : unités 16 à 14

  • Séquence III : unités 13 à 8a

  • Séquence IV : unités 7b à 5

  • Séquence V : unités 4c à 1

85Des corrélations sont proposées avec la courbe isotopique synthétique (LR04 stack) de Lisiecki et Raymo (2005) qui présente l’avantage de donner un calage chronologique sur la période concernée. La nomenclature alphanumérique des stades, récemment révisée (Railsback et al., 2015), est également donnée afin de souligner les divergences existant dans la définition de la limite entre les SIM 9 et 8 selon les auteurs.

86Afin d’alléger la formulation, les unités pédo-sédimentaires ne seront parfois rappelées ci-après que par leur numéro donné entre crochets.

7.1 - Séquence I (unités 18 à 17) - jusqu’au SIM 11

87La partie basale de la séquence stratigraphique comprend des formations de type formations résiduelles à silex (RS) reposant sur la craie [18a-18d], et des sédiments limono-argileux rougeâtres [17] tronqués par un cailloutis [16]. La craie est altérée, amollie, noduleuse. Dans certains secteurs, la surface d’érosion du toit de la craie se place au niveau d’un banc de silex plus ou moins dégagés de leur encaissant crayeux. La surface est irrégulière, jalonnée de cuvettes et de coins de dissolution. Les irrégularités sont comblées par des argiles de décarbonatation et des formations résiduelles à silex.

88Au sein des formations résiduelles à silex, plusieurs types de dépôts se distinguent : argiles plus ou moins limoneuses à silex, cailloutis de blocs de silex plus ou moins gélifractés de taille variable, poches sableuses parfois très propres (sables tertiaires). Parmi les silex se trouvent des spécimens émoussés à cortex verdis issus du cailloutis de base du Thanétien (contact Thanétien/craie). De beaux argilanes au sein de l’unité 18 témoignent de pédogenèses anciennes. On souligne la présence de quelques silex taillés au toit de ces formations (niveau BAS, Hérisson et al., 2016).

89Sur ces dépôts s’installe un premier dépôt limoneux [17], bien plus homogène même s’il contient encore quelques graviers. De teinte rougeâtre, argileux, il contient des illuviations argileuses bien cristallisées dans des chenaux d’origine biologique en place. L’unité 17 est donc un horizon Bt de sol brun lessivé de rang interglaciaire, éventuellement attribuable au SIM 11.

7.2 - Séquence II (unités 16 à 14) - SIM 10-9

90La séquence II débute par le cailloutis [16] qui constitue une rupture avant les apports limoneux de l’unité 15. Les limons jaunâtres [15] sont compacts, plutôt mal classés, légèrement sableux. Ils présentent des variations rapides des teneurs en argiles, en limon et en sable fin. La partie supérieure de ces limons [15a] est plus beige et en apparence grossièrement stratifiée (bandes et lits plus foncés à espacement centimétrique à pluricentimétrique). Il s’agit peut-être d’un horizon en bandes car on observe des illuviations sur les fissures horizontales.

91Vu leur épaisseur et l’absence d’éléments grossiers, ces apports semblent au moins partiellement d’origine éolienne.

92Une structure lamellaire à polyédrique fine témoigne d’un impact d’alternances de gel-dégel.

93Cette séquence se termine par la formation d’un sol brun lessivé [14], marqué en lame mince par d’épais revêtements argileux brun clair à orangés (horizon de type Bt). La teneur en argile oscille autour de 25 %. Ce sol, typique de conditions interglaciaires tempérées (Association Française pour l’Étude du Sol, 2009), se développe probablement sous un couvert végétal de type forêt de feuillus, végétation présente dans nos régions en phase tempérée interglaciaire (Limondin-Lozouet, 2011).

94Cet horizon est tronqué et le sommet dégradé par hydromorphie. Des fentes et/ou des glosses (ouverture 5 cm, hauteur 80 m environ) à comblement humifère s’ouvrent à son sommet.

95Les arguments permettant de proposer un âge pour la formation de ce sol brun lessivé sont essentiellement :

96– les datations par TL sur silex chauffés effectuées sur des silex taillés (HUD) issus de l’unité 12 qui sont cohérentes et tournent autour de 280 ka ;

97– les datations IRSL sur les loess sus-jacents qui indiquent un dépôt antérieur au SIM 6.

98Ceci s’accorde également avec la présence de plusieurs sols bruns lessivés dans la séquence stratigraphique sus-jacente, corrélés avec la succession des interglaciaires.

99L’ensemble de ces éléments permet donc de proposer une attribution au SIM 9 pour le sol brun lessivé [14], sans doute au sous-stage 9e. Les apports éoliens sous-jacents [15] peuvent donc être attribués au stade 10. La troncature du Bt [14] en bas de pente (profil 1 et coupe nord) et son érosion importante en haut de pente (profil 3), ainsi que sa dégradation par hydromorphie et solifluxion témoignent d’une phase de dégradation climatique suivant l’optimum interglaciaire, qui pourrait être corrélée au sous-stade 9d.

7.3 - Séquence III (unités 13 à 8a) - du SIM 9 au SIM 7

100Cette séquence comprend les unités 13 à 8a, allant du pédocomplexe humifère inférieur au sol brun lessivé attribuable au SIM 7.

7.3.1 - Pédocomplexe humifère inférieur

101La séquence débute par un horizon épais d’environ 80 cm de couleur sombre, limono-argileux, contenant des graviers épars [13]. Le caractère humifère marqué dans la teinte du sédiment est confirmé par l’augmentation de la teneur en COT qui atteint 0,18 %, soit près du double de la teneur de l’horizon Bt sous-jacent. L’activité biologique est également importante avec de très nombreuses logettes de vers de terre encore ouvertes, partiellement remplies de pellets.

102Deux grandes familles de revêtements argileux ont été observées : des revêtements argileux brun clair à orangés et des revêtements argileux brun rouge à noirâtres microlités. La première famille est présente dans la partie inférieure tandis que la deuxième famille est présente sur toute l’épaisseur et descend même dans le Bt [14] sous-jacent. Ces illuviations rougeâtres humiques, bien connues dans les pédocomplexes du Début Glaciaire weichselien (Antoine, 1989) sont typiques des sols gris forestiers (horizon BTh de grisol ou Bth de greyzem, Miedema et al., 1999). Le sédiment contient à sa base des papules et des pédoreliques issues de l’érosion du Bt sous-jacent. Dans sa partie supérieure, il contient des papules issues de la première famille brun clair, qui disparait progressivement à l’état en place.

103Il s’agit donc d’un sol (au moins partiellement) cumulique sur colluvions intégrant des fragments des revêtements argileux brun clair (première famille de revêtements présents à la base du BTh) : la partie supérieure est partiellement alimentée par l’érosion du sol existant plus haut sur le versant. La présence d’un amas de débitage retrouvé dans un bon état de conservation dans cette couche (industrie HUZ, Hérisson et al., 2016) confirme également une mise en place lente du sédiment.

104L’environnement associé à ce sol gris forestier est probablement du type forêt boréale ou continentale tempérée. Sa mise en place signe la dégradation climatique suivant l’optimum du stade 9e. L’ensemble des illuviations est fragmenté, ce qui est attribuable à une action cryogénique ultérieure.

105L’horizon sus-jacent [12] (contenant l’industrie HUD) marque une rupture claire car il ne s’agit pas d’un horizon illuvial. Cet horizon, limon brunâtre compacté à structure lenticulaire, est extrêmement marqué par la cryogénie, ce qui rend l’identification des caractéristiques pédo‑sédimentaires originelles de l’horizon difficile. Il est très peu probable qu’il s’agisse des horizons de surface de l’unité 13. En effet, dans les cas de « banded fabric » avec des siltanes dans l’horizon A des greyzems (Miedema et al., 1999), le COT montre de fortes teneurs, décroissant régulièrement vers le bas du profil. Or, ici, la rupture est très nette, associée avec un creux dans la courbe du COT. De plus, la limite entre les couches [13] et [12] est probablement érosive : si cela se voit peu dans la zone d’accumulation de la doline (profil 1, fig. 7), c’est beaucoup plus net en haut de pente au niveau du profil 3 (horizon [13] épais d’une dizaine de centimètres).

106Due à la ségrégation de glace, la structure lamellaire de l’unité 12 peut être liée à un gel saisonnier profond, sans pergélisol (Van Vliet-Lanoë, 2005). Il s’agirait d’une « banded cryogenic fabric », que l’on retrouve dans les cryosols. Cependant, selon Van Vliet-Lanoë (2005), les horizons de surface gèlent trop vite pour être bien consolidés par la cryodessiccation. Par contre, en profondeur, leur stabilité est importante et peut être encore accrue par la formation de glace de regel au sommet du pergélisol : c’est ce qui donnera naissance, a posteriori, après disparition du pergélisol à un horizon pédologique compact, à grande prismation et structure lamellaire, le fragipan, dont l’horizon 12 est assez proche. Cela impliquerait une couche active de quelques dizaines de centimètres au-dessus. Les profils de sols cryoturbés peuvent en outre présenter de la matière organique dans l’horizon le plus bas, souvent concentrée au toit du permafrost (Driessen & Deckers, 2001). Cela pourrait expliquer le pic de susceptibilité magnétique et de COT marquant la limite entre les unités 12 et 11 (fig. 7).

107Dans tous les cas, les perturbations causées par l’effet du gel-dégel ne permettent pas de dire si l’horizon 12 était un sol steppique même si teinte sombre, texture limono-argileuse et teneur en COT tendent à indiquer un horizon humifère.

108Le niveau d’industrie lithique HUD, inclus dans l’unité 12, est très bien conservé. La fouille a révélé des amas de débitage bien circonscrits ainsi que des éclats reposant près de blocs testés. Quelques essais de tamisage dans ces zones ont livré des refus de tamis contenant des graviers de silex centimétriques patinés et d’abondantes concrétions ferro-manganiques infra-millimétriques. Les graviers laissent penser à une part d’apports locaux dans le sédiment, éventuellement à partir des affleurements de formations résiduelles à silex présentes latéralement.

109Malgré les alternances gel-dégel intenses responsables de la structuration en bandes de l’horizon, les pièces ne sont absolument pas gélifractées. La structuration cryogénique s’effectue donc forcément en profondeur aux dépens d’un horizon déjà enfoui.

110La transition entre [12] et [11] est progressive. L’horizon [11] est relativement sombre. Sur le plan sédimentologique, il n’y a pas de rupture entre les deux couches. La teneur en carbone organique augmente pour atteindre 0,20 % au milieu de l’horizon, tandis que la susceptibilité magnétique ne fait que diminuer. Quelques pièces lithiques remaniées depuis le niveau HUD indiquent une légère solifluxion depuis les bords de la doline.

111Des cavités biologiques de diamètre pluricentimétrique sont présentes dans cet horizon. Ce caractère, associé au pic de carbone organique à 0,20 %, tend à montrer qu’il s’agit d’un horizon humifère Ah, correspondant éventuellement à un chernosol. Un seul charbon repéré sur le terrain a pu être déterminé (N. Marcoux, Rennes) : il s’agit d’un charbon de bouleau, genre dont les différentes espèces sont présentes depuis la forêt boréale jusqu’à la toundra.

112L’horizon sus-jacent 10b semble pouvoir être associé à cet ensemble. En effet, si l’étude en lame mince ne montre pas de caractère particulier, selon les secteurs, la teinte de l’horizon est plus ou moins foncée et la teneur en COT est encore relativement élevée par rapport aux loess. Il pourrait s’agir d’un autre horizon Ah moins marqué, de teinte plus brune, ou du même horizon continuant à évoluer dans un contexte d’accrétion sédimentaire plus importante.

113Le pédocomplexe humifère inférieur traduit donc une dégradation climatique progressive associée à une mutation des environnements végétaux, correspondant à la transition entre les SIM 9 et 8 (phase de Début Glaciaire). Après le luvisol associé à l’optimum interglaciaire en contexte de forêt tempérée [14], se développe un sol gris forestier (grisol ou greyzem ; unité 13), sol associé aujourd’hui à des milieux de forêt-steppe en climat frais continental. On passe ensuite à des sols probablement steppiques (chernosols ?, unités 12-10b), typiques de milieux frais à froids avec des saisons sèches très marquées. Dans cette séquence s’intercale un épisode de gel intense responsable de la structuration en bandes de l’unité 12. Les artefacts lithiques du niveau HUD n’étant pas gélifractés, cet épisode de gel intervient en profondeur après leur enfouissement.

114La succession suivante peut-être proposée (fig. 17) :

  • érosion et dégradation du Bt [14] à la fin du SIM 9e et au SIM 9d (occupation HUB ?) ;

  • formation de l’unité 13 pendant le SIM 9c (occupation HUZ) ;

  • érosion de l’unité 13 au SIM 9b ;

  • sols probablement steppiques [12-10b] pendant le sous-stade 9a (selon la courbe LR04 ; Lisiecki & Raymo, 2005), période que l’on peut également placer dans le SIM 8 (selon Railsback et al., 2015) ; occupation HUD, remaniée en HUS ;

  • dégradation et épisode de gel-dégel intense responsable de la cryoturbation de l’unité 12 et passage aux gleys et loess à la transition 9a/8.

115Le terme de « Complexe de Sols d’Étricourt » est proposé pour désigner ce pédocomplexe humifère.

116Par ailleurs, la formation du pédocomplexe humifère inférieur semble associée à la formation des dolines. En effet, si leur comblement débute par une petite accumulation de formations résiduelles à silex (RS) remaniées, l’horizon Bt [14] est préservé sur les bordures et légèrement dans le fond, puis l’essentiel du colmatage est constitué d’un sol gris forestier [13]. Les dépôts et sols antérieurs n’y sont pas présents. Le fonctionnement de ces dolines, profondes de plusieurs mètres et relativement étroites (fig. 5), semble donc coïncider essentiellement avec la phase à sol(s) gris forestier(s) du Début Glaciaire. En effet, observé ici pour la fin du SIM 9, ce phénomène a été reconnu dans plusieurs séquences régionales contemporaines du Début Glaciaire weichselien reposant sur la craie qui ont montré des structures de dissolution du même type, de taille plus ou moins grande : Mautort (Antoine, 1990), Bettencourt-Saint-Ouen (Antoine et al., 2003), Fresnoy-au-Val (Goval & Locht, 2009), Combles (Antoine, 1991), Marcoing (Sommé et al., 1980) et Havrincourt (Antoine et al., 2014).

117Compte tenu de ces observations, il a été récemment proposé (Antoine et al., 2014, 2016) de relier la formation de ces structures en poches de dissolution typiques du Dernier Glaciaire weichselien à la présence de sols humifères acides développés dans un contexte de forêts boréales dominées par le pin et de processus de fonte nivale très marqués. Ces caractéristiques environnementales spécifiques, qui disparaissent très rapidement dès l’entrée dans les phases steppiques de la fin du Début Glaciaire, pourraient expliquer l’intensification des processus de dissolution du substratum crayeux qui caractérise ces périodes (fig. 18).

118À Étricourt-Manancourt, les dolines sont quasiment colmatées et le profil régularisé lors de la phase à sols steppiques [12-11]. Cependant, une légère cuvette devait encore perdurer, qui explique la répartition et les caractéristiques de l’horizon 12. Au niveau de la doline, le faciès en bandes est extrêmement bien développé (action du gel-dégel sur place). Aux alentours, l’unité 12 présente un léger pendage vers la doline et le faciès blanchi est marqué par des figures de fauchage et de solifluxion. Les bords des dolines sont marqués par des figures cassantes (fentes, décrochements) qui témoignent probablement d’un soutirage qui perdure légèrement et provoque des déséquilibres au sein du sédiment.

Fig. 17 : Corrélation de la séquence synthétique d’Étricourt avec la courbe LR04 de Lisiecki et Raymo (2005), dans laquelle la limite SIM 9/8 est datée à 300 ka.

Fig. 17 : Corrélation de la séquence synthétique d’Étricourt avec la courbe LR04 de Lisiecki et Raymo (2005), dans laquelle la limite SIM 9/8 est datée à 300 ka.

Nomenclature alphanumérique d’après Railsback et al. (2015), correspondant à une limite SIM 9/8 à 277 ka.

Fig. 18 : Phases pédo-sédimentaires et formation des dolines.

Fig. 18 : Phases pédo-sédimentaires et formation des dolines.

7.3.2 - Alternances loess-gley

119Les unités 10 et 9 sont loessiques, le sédiment est massif, homogène. Dans le profil 1, les sédiments sont affectés par une microstructure lamellaire antérieure aux illuviations issues du Bt de l’unité 8 sus-jacente. Les courbes sédimentologiques montrent de petites variations dans les apports (profils 1 & 4 ; figs. 6 & 7). Trois petits horizons gleyifiés sont marqués sur le terrain par une teinte grise de la masse basale et des micro-concrétions orangées oxydées. Ils marquent une augmentation du taux d’humidité et sont sans doute assimilables à des « gleys de toundra » (cryosols).

120La valeur chronostratigraphique de ces gleys est inconnue. Il est possible qu’ils n’aient qu’une signification stationnelle liée aux conditions d’humidité locale, bien que de petits gleys aient également été observés dans des dépôts d’âge équivalent sur le site d’Op de Schans (Meijs et al., 2012).

121La date de 226 ± 17 ka obtenue par IRSL (éch. EM1) est clairement un âge minimum, ce dernier présentant une très forte dispersion des De. Les âges IRSLSAR sont compris entre 200 et 375 ka, avec un mode autour de 200 - 220 ka. Ces dates combinées à l’interprétation chronostratigraphiques des séquences sous- et sus-jacentes conduisent à placer ces unités 10 et 9 dans le SIM 8.

7.3.3 - Loess et premier luvisol du SIM 7

122Les loess attribués au SIM 8 [8c-8b], datés de 215 - 251 ka par IRSLSAR, montrent une forte dispersion des âges. Cela suggère donc une mauvaise remise à zéro du signal IRSL et démontre clairement qu’il ne s’agit pas d’un loess allochtone primaire. Pour ces échantillons, on a un mélange de quelques vieux grains proches de la saturation (300 - 350 ka) d’âge SIM 8 et une majorité de grains d’âge SIM 7 entre 200 et 250 ka (fig. 15).

123Deux hypothèses peuvent être émises pour expliquer cette situation :

124– il s’agit de loess du SIM 8 remanié au début du SIM 7, ce qui a entraîné une remise à zéro partielle des grains (grains réexposés à la lumière lors du colluvionnement) ;

125– il s’agit de loess du SIM 8 contaminé par des grains plus jeunes suite à une bioturbation ou une illuviation. Ceci est peu probable puisque les processus d’illuviation affectent essentiellement les minéraux argileux alors que les âges IRSL sont mesurés sur des silts. De plus, il n’y avait pas d’évidence de bioturbation importante (crotovines ou terriers) à l’emplacement précis de l’échantillonnage.

126L’hypothèse d’un remaniement nous semble donc la plus vraisemblable, d’autant que les âges IRSL des unités 8c-8b sont stratigraphiquement cohérents avec les âges TL des silex chauffés prélevés dans une unité sous-jacente (unité 11 ; silex EMA7 « HUS » : 261 ± 21 ka) et dans une unité sus-jacente (cailloutis, silex très probablement issu de l’unité 8a, EMA6 à 220 ± 20 ka). Cependant, aucune preuve de remaniement n’a été observée sur le terrain.

127La signification de ces âges IRSL sous-estimés reste donc ouverte. On notera toutefois que ce loess du SIM 8 probablement colluvié (unité 8c) occupe la même position chronostratigraphique que les dépôts limoneux colluviés (unités SL3 à SL1) de Cagny-la-Garenne mis en place au SIM 8 (Balescu & Haesaerts, 1984).

128Le luvisol [8b] s’est développé au SIM 7c aux dépens des « loess » [8c] déposés au cours du stade isotopique 8. Les illuviations descendent profondément dans les sédiments (plus de 1,5 m dans P1).

129Dans l’horizon Bt du luvisol [8b], il s’agit essentiellement d’illuviations de type « layered grainy coatings », c’est-à-dire comprenant des alternances d’argiles orangées limpides et de couches de grains de quartz semblables à ceux composant le sédiment. De nombreuses cavités biologiques montrent un colmatage stratifié : base avec stratifications limoneuses, puis plus orangés à brun-rouge, illuviations argileuses orangées plus massives en dernière phase.

7.3.4 - Surface d’érosion et second luvisol (SIM 7)

130Le cailloutis Cx résulte d’une phase d’érosion tronquant le sol brun lessivé [8b] (érosion des horizons de surface et troncature du Bt). Cette rupture est clairement marquée dans la courbe de susceptibilité magnétique : stable et homogène dans l’ensemble de l’horizon 8b autour de 14 10-8 m3.kg-1, elle chute à 8,8 10-8 m3.kg-1 au niveau du cailloutis (fig. 7).

131L’horizon [8a] contient de nombreux éléments issus de l’érosion du Bt sous-jacent [8b] : pédoreliques, papules, agrégats de grande taille. De nouvelles illuviations brun-orangé prennent place dans les chenaux et les espaces inter-agrégats : un deuxième luvisol se forme sur les colluvions remaniant le Bt antérieur. De plus, une phase d’illuviations argileuses brun-rouge à noirâtres microlitées est visible dans quelques échantillons de part et d’autre du cailloutis Cx. Une phase intermédiaire de pédogenèse plus humifère liée à un climat plus frais est envisageable avant le développement du second Bt.

132Deux luvisols sont donc identifiés pour le SIM 7. La bipartition de l’enregistrement pédo-sédimentaire du SIM 7 a déjà été observée en Picardie à Cagny-la-Garenne où deux horizons Bt de sol brun lessivé sont séparés par un cailloutis de silex (Haesaerts et al., 1984), ainsi qu’à Mautort (Antoine, 1990 ; Antoine et al., 1994) où deux horizons Bt séparés par un mince dépôt de loess sableux représentent le SIM 7. À Villiers-Adam (Val d’Oise), seules les variations du pourcentage d’argile dans le complexe 20a-20b semblent traduire un sol complexe résultant de la superposition de deux horizons Bt (Antoine in Locht et al., 2003).

133À Étricourt-Manancourt, le premier luvisol [8b] peut être corrélé avec le premier pic de la courbe LR04 correspondant à une phase tempérée du SIM 7 (7e vers 240 ka), et le deuxième luvisol [8a] avec les deux pics proches 7c et 7a (fig. 17). Ces deux phases d’amélioration climatique sont séparées par une phase froide (7d) responsable de la mise en place du cailloutis Cx et de l’érosion du Bt [8b]. L’occupation LRS, en place dans l’unité 8a (amas de débitage avec remontages, composé de pièces très fraiches) correspond donc à un arrêt de sédimentation au cours de la phase de colluvionnement. Elle prend donc place avant la fin du SIM 7a.

7.4 - Séquence IV (unités 7b à 5) - du SIM 7-6 au SIM 5e

134L’érosion du sol brun lessivé saalien entraîne le dépôt de l’unité 7b, colluvions dans lesquelles il n’y pas d’illuviations en place, puis de l’unité 7a.

135L’unité 7a, comprenant le niveau archéologique LGS, se présente comme un horizon très pâle sur le terrain. Elle se distingue bien sur les courbes granulométriques car c’est la moins argileuse de toute la séquence saalienne. Elle se marque par un pic très net dans la courbe de l’IGR (augmentation des limons grossiers et des sables fins) et une susceptibilité magnétique plus faible (fig. 7). Enfin, elle présente des traits caractéristiques d’une mise en place par colluvionnement, à savoir un certain nombre de papules issues de l’érosion du Bt et de nombreux graviers de silex à patine blanche (1-4 cm). La teneur en COT est légèrement supérieure à 1 g.kg-1 (0,1 %), ce qui est faible. Cet horizon ne présente donc pas de traits typiques. Cependant, sa teinte grisâtre pâle et sa position stratigraphique amènent à le rapprocher d’horizons steppiques observés dans la région dans la même position, dits « Sol de Mautort » (Antoine, 1990).

136Ainsi, il pourrait être rapproché de la première unité de la séquence 2 de Villiers-Adam (Locht et al., 2003), constituée par un petit sol humifère affecté par une forte hydromorphie terminale. À Therdonne, un petit horizon, faiblement humifère (max. 0,2 % de carbone organique total), de type steppique, se développe sur les sables à la base de la séquence (Locht et al., 2010). Il a livré quelques restes de microfaune, attribués à cf. Citellus superciliosus, rongeur inféodé aux steppes continentales dont la présence suggère un climat froid et sec, ainsi qu’un milieu ouvert, et contient un niveau archéologique, daté de 178 ± 11 ka par TL sur silex chauffé (Locht et al., 2010).

137À Étricourt-Manancourt, l’unité 7a pourrait donc éventuellement être un sol steppique très dégradé, attribuable à la transition SIM 7/6 vers 190 ka, ou éventuellement à un réchauffement relatif du début du stade 6, vers 175 ka.

138La séquence IV se poursuit par des loess argileux (6b), dépourvus de fraction sableuse, puis par des loess francs plus grossiers à doublets (6a). Une phase d’érosion très active a été observée sur le terrain : marquée par des cailloutis de silex gélifractés, elle est responsable de l’érosion du complexe de sols intra-saalien (érosion de [7b-7a] et [8a], voire de [8b], sur la partie sud de la fouille. Elle pourrait être corrélée avec la limite 6b/6a : en effet les loess argileux 6b sont également absents au sud de la fouille, où seuls les limons à doublets francs sont présents au-dessus de la surface d’érosion. Ces cailloutis contiennent de l’industrie remaniée notée LJC (Hérisson et al., 2016).

139Le caractère à doublets de l’unité 6a se marque bien dans les irrégularités des courbes de limon grossier, IGR et susceptibilité magnétique, la partie inférieure étant plus grossière. Dans le nord de la France, des loess à doublets ont été observés à plusieurs reprises sous le Bt eemien, comme à Villiers-Adam (Locht et al., 2003) ou Havrincourt (Antoine et al., 2014). Reconnus également au sommet des loess weichseliens en Normandie (Lautridou, 1985) et dans certaines zones du nord-ouest de l’Europe, ces loess à doublets correspondraient à un horizon en microbandes illuviales sur traces de lentilles de glace (Van Vliet-Lanoë et al., 1992).

140La séquence IV se termine par la formation d’un sol brun lessivé avec un horizon argillique de type Bt bien marqué (unité 5). Ce sol de rang interglaciaire formé sous climat tempéré est attribuable à l’interglaciaire eemien.

7.5 - Séquence V (unités 4 à 1) - du SIM 5d au SIM 1

141La séquence V comprend le pédocomplexe humifère supérieur et les dépôts sus-jacents.

142Des séquences comparables ont été décrites depuis longtemps dans la région et notamment un complexe de sol de référence : le Complexe de sols de Saint-Sauflieu (Antoine, 1989, Antoine et al., 1999, 2003, 2016). Dans certaines séquences de référence, un premier sol se développe à l’interstade suivant l’Eemien, phase d’amélioration climatique correspondant à l’interstade de Brörup (sous-stade isotopique 5c).

143Ce sol gris forestier, qui a été nommé « Sol de Bettencourt » (Antoine in Locht et al., 2002), est absent dans la séquence d’Étricourt-Manancourt, où il a probablement été érodé. Les illuviations microlitées brunes épaisses présentes au sein du Bt de l’unité 5 pourraient en être le témoin puisqu’elles n’existent pas dans le sol gris forestier préservé ici (unité 4b). De ce fait, à Étricourt-Manancourt, les deux phases d’érosion et de dégradation liées aux péjorations climatiques des sous-stades isotopiques 5d et 5b sont confondues dans l’unité hydromorphe [4c]. La première phase froide et humide (sous-stade isotopique 5d) qui succède à l’interglaciaire eemien, est souvent à l’origine de l’érosion de l’horizon A du sol interglaciaire (unité 5) et de la formation d’un horizon hydromorphe. La seconde phase de dégradation climatique (sous-stade isotopique 5b), se marque ici par l’érosion totale du Sol de Bettencourt, sans doute celle partielle du Bt eemien, et la formation d’un second horizon hydromorphe. Cet horizon [4c] contient des graviers épars, une grande abondance de pédoreliques issues du Bt (gros agrégats riches en papules de Bt orangées), et quelques fragments de revêtements lités attribuables au sol gris forestier disparu.

144Un second sol gris forestier (horizon 4b) se met ensuite en place, caractérisé par des revêtements brun-orangé microlités et dans un second temps par des illuviations argilo-humiques noirâtres minces dans de nombreux pores. Il peut être corrélé au « Sol de Saint-Sauflieu SS1 » et au sous-stade isotopique 5a entre 85 et 80 ka (Antoine et al., 1999 ; Locht et al., 2013). L’environnement régional est de type forêt boréale dense dominée par le pin (Pinus) et le bouleau (Betula) (Antoine et al., 1999 ; Munaut in Antoine, 1998).

145La susceptibilité magnétique est élevée sur l’ensemble de l’épaisseur de l’unité 4b, peut-être en lien avec la pédogenèse et la présence de complexes argilo-humiques. Elle décroit immédiatement dans l’unité 4a, sans lien avec la granulométrie et la teneur en COT. L’hydromorphie qui affecte cette couche et qui provoque un départ du fer en est probablement la cause. L’érosion du sol 4b donne des boulettes de sédiments rougeâtres et noirâtres, visibles dans l’unité 4a.

146La séquence V se poursuit par un triplet de sols isohumiques de type steppique, distingués tant sur le terrain que dans les résultats analytiques (3a, 3b et 3c). La teneur en matière organique augmente jusqu’à atteindre une teneur maximale de 0,44 % dans la base de 3a. En lame mince, les sols steppiques présentent une structure micro-grumeleuse avec une masse basale foncée, ainsi que des cavités biologiques comblées par des agrégats arrondis.

147Ces trois sols pourraient être rattachés aux sols de type steppique de la séquence de référence régionale (Antoine et al., 1999), SS2, SS3a et SS3b, témoignant de la continentalisation du climat. Cependant, d’après Antoine (1989) et Antoine et al. (1999), le premier de ces sols (SS2) se développe sur un sédiment mis en place par colluvionnement, alimenté par l’érosion des horizons sous-jacents, tandis les deux suivants (SS3a et b) se sont développés sur les premiers apports éoliens de la fin du Début Glaciaire weichselien. Leur texture loessique témoigne alors d’un climat encore plus continental, plus froid et plus sec. Ici, c’est l’horizon 3b qui se développe le plus clairement sur colluvions comme l’indique la présence des petits graviers. Les unités 3c et surtout 3a sont quant à elles beaucoup plus homogènes et probablement développées sur apports éoliens.

148Le passage de colluvions aux apports loessiques dominants et la formation de plusieurs sols steppiques successifs [3a-3c] sont le reflet d’une grande instabilité climatique et d’une variabilité importante des taux de sédimentation. L’absence de dégradation hydromorphe au sommet de ces sols confirme le caractère de plus en plus sec de l’environnement. Ils sont interprétés comme la réponse en milieu continental aux oscillations climatiques rapides décrites dans les carottes de glace autour de 72 à 68 ka (Greenland interstadials 19.2 et 20 ; Rasmussen et al., 2014). Leur limite supérieure marque la fin du Début Glaciaire weichselien (Antoine et al., 2016).

149L’unité 2 est constituée de loess orangés contenant de nombreuses lentilles de sols humifères remaniées, avec à la base, de très nombreuses boulettes de sols noirs (horizon 2-3). En allant vers le nord, les sols steppiques sont de plus en plus flués sur le versant. La teinte orangée des sédiments les rapproche des faciès du Pléniglaciaire moyen du Weichselien identifiés régionalement.

150Lors du décapage et dans quelques sondages complémentaires, des loess calcaires peu épais [1] ont été observés, ainsi qu’une fente de gel s’ouvrant quasiment sous les labours. Ce sont les seuls témoins du Pléniglaciaire supérieur du Weichselien.

151Le sol brun lessivé de surface, qui se développe au cours du Tardiglaciaire et de l’Holocène (SIM 1) dans la région étudiée (Van Vliet-Lanoë et al., 1992), est érodé sur l’ensemble de la fouille et n’a pas été observé.

7.6 - Deux pédocomplexes humifères (SIM 9 vs SIM 5) : comparaison et implications paléoenvironnementales

152La coupe d’Étricourt-Manancourt présente en un même lieu deux pédocomplexes humifères : inférieur (SIM 9-8) et supérieur (SIM 5). Cette répétition appelle une comparaison entre les types de sols, leur évolution et leur interprétation chronoclimatique, malgré l’absence de faune et de grains de pollen qui limite les reconstitutions paléoenvironnementales.

153Les deux pédocomplexes humifères se développent à la suite de l’érosion d’un sol brun lessivé de rang interglaciaire [14 et 5]. Ces deux sols interglaciaires correspondent probablement aux optima interglaciaires et aux pics majeurs de la courbe isotopique (9e et 5e ; fig. 19). Ils débutent tous les deux par une phase à sol gris forestier (grisol). Ces sols gris forestiers sont caractérisés par des illuviations typiques (revêtements argileux brun rouge acajou à noirâtres microlités), décrites dans les sols actuels par Miedema et al. (1999). Ils sont associés à des végétations tempérées continentales intermédiaires entre les forêts feuillues et la steppe (Association Française pour l’Étude du Sol, 2009 ; « forest-steppe », Miedema et al., 1999). Au Weichselien, les deux interstades 5c et 5a (pics de la courbe isotopique) se traduisent par le développement de deux sols gris forestiers reconnus dans les séquences de référence régionales, dont seul le plus récent est préservé à Étricourt-Manancourt (sol SS1 de Saint-Sauflieu ; Antoine et al., 2003). Un seul sol [13] a été reconnu pour le stade 9c à Étricourt-Manancourt, mais, dans le détail, une certaine évolution se manifeste au sein du sol lui-même dans les types de revêtements argileux (sol cumulique). Les creux dans la courbe isotopique se traduisent en domaine continental par des phases d’érosion importantes : érosion du sol forestier de Bettencourt au stade 5b, troncature importante du sol gris forestier [13] en-dehors de la doline au cours du stade 9b.

154La deuxième partie des pédocomplexes humifères est constituée de sols de type steppique, sans illuviation. Pour le Début Glaciaire weichselien, la formation de ces sols est calée sur une période très courte de quelques milliers d’années à la fin de l’interstade 5a, vers 70 ka au niveau du GIS 20 (Antoine et al., 2003, 2016). Pour la transition du SIM 9 au 8, les datations TL sur les silex chauffés du niveau HUD [12] impliquent une phase de développement majeure des sols steppiques pendant le pic 9a. Ces sols se développent sous climat continental à saisons contrastées. Dans les deux cas, la phase à sols steppiques apparait comme une phase de transition entre deux stades isotopiques (stades 5a-4 pour le Weichselien ancien, stades 9-8 pour le pédocomplexe inférieur ; fig. 19), et donc une période de modifications climatiques importantes. Dans les deux cas, la phase à sols steppiques est suivie d’une phase d’érosion plus ou moins marquée puis laisse place à une évolution progressive vers le dépôt des loess.

155En plus de ces deux pédocomplexes humifères observés à Étricourt-Manancourt, un sol gris forestier a également été reconnu régionalement dans le complexe du SIM 11 à Amiens-Grâce-Autoroute (Antoine, inédit ; fig. 20). Il s’agit d’un limon sablo-argileux compact gris brun [13c], caractérisé par l’abondance des logettes remplies de pellets argileux (déjections de vers) et de nombreux tubules de 1 à 3 mm de diamètre à revêtements ferro-manganiques (Antoine, inédit). L’illuviation argileuse est en grande partie détruite par les phénomènes de gel (faciès de type sol gris-forestier dégradé par le gel). Ce sol gris forestier surmonte un limon argilo-sableux très compact brun à brun rouge, à très forte structure polyédrique à prismatique dans la partie supérieure et illuviations brun rouges épaisses. La limite entre le sol brun lessivé et le sol gris forestier est rendue très irrégulière par un niveau de glosses grisâtres à remplissage déferrifié, de 5 à 15 cm de profondeur (Horizon Bt sur limon sableux, tronqué puis affecté par une dégradation hydromorphe et un gel saisonnier profond). Dans la coupe de Saint-Pierre-lès-Elbeuf, le sol brun lessivé Elbeuf IV attribuable au SIM 11 est quant à lui surmonté d’horizons de type sols steppiques (Cliquet et al., 2009).

156À contrario, cette répétition sur trois cycles isotopiques (SIM 11, 9 et 5) de la succession sol brun lessivé-pédocomplexe humifère à sol gris forestier s’oppose à l’absence de ce type de sol pour le stade 7, dont la structure dans la courbe isotopique est différente. Ce dernier présente deux luvisols et un horizon humifère non illuvié (Sol de Gentelles).

Fig. 19 : Corrélations entre les pédocomplexes humifères supérieur et inférieur et la courbe isotopique LR04

Fig. 19 : Corrélations entre les pédocomplexes humifères supérieur et inférieur et la courbe isotopique LR04

Fig. 20 : Corrélations stratigraphiques entre la séquence d’Étricourt-Manancourt et d’autres longues séquences loessiques européennes.

Fig. 20 : Corrélations stratigraphiques entre la séquence d’Étricourt-Manancourt et d’autres longues séquences loessiques européennes.

Cagny-la-Garenne, d’après Haesaerts et al. (1984) ; Grâce-Autoroute (Antoine, inédit) ; Saint-Pierre-lès-Elbeuf, d’après Cliquet et al. (2009) et données inédites ; Op de Schans : profil N-O-P du secteur ouest de la carrière, d’après Meijs et al. (2012) ; Ariendorf, d’après Van Gijssel (2006) et Haesaerts et al. (sous presse) ; Achenheim, d’après Rousseau et Puisségur (1990) ; Paudorf, d’après Sprafke et al. (2014).

8 - Corrélations avec les séquences longues d’Europe occidentale

157À travers l’Europe, les séquences loessiques du Pléistocène moyen et supérieur possèdent des caractéristiques communes (Van Gijssel, 2006), en particulier une rythmicité loess-paléosol (ou plutôt complexe de paléosols) liée aux alternances glaciaire-interglaciaire. La succession des luvisols a depuis longtemps été corrélée à la succession des phases interglaciaires. Cependant, la pédogenèse dépendant de la température, de l’humidité et de la végétation, les différents interglaciaires peuvent être représentés par différents types de sols : luvisols surtout à l’ouest de l’Europe (France, Belgique…), jusqu’à des cambisols voire des chernozems en Autriche (Paudorf : Sprafke et al., 2013) et en Serbie (Batjanica : Markovic et al., 2009 ; synthèse dans Markovic et al., 2015).

158Des corrélations peuvent être proposées sur des bases lithostratigraphiques, appuyées ou non par des datations absolues, entre la séquence d’Étricourt et d’autres séquences qui couvrent la même période (fig. 1, 20), à savoir le Pléistocène moyen récent (SIM 10 à 5). Les dépôts antérieurs sont encore plus rares tandis que le SIM 5 est bien documenté dans le nord-ouest de l’Europe.

8.1 - SIM 9-8

159L’enregistrement d’Étricourt-Manancourt pour le SIM 9 est bien plus dilaté que dans les autres coupes de la moitié nord de la France (Coutard et al., sous presse). Il existe néanmoins quelques points de comparaison. En effet, dans la coupe de Saint-Pierre-lès-Elbeuf, qui comprend quatre sols bruns lessivés (Lautridou & Verron, 1970) caractérisés par une illuviation abondante constituée de ferri-argilanes massifs, limpides, brun-clair à brun-orangé, l’étude des lames minces (Coutard, inédit) met également en évidence un sol de type sol gris forestier dans l’unité 15. Cette couche, décrite macroscopiquement comme un « limon brun-gris à litage flou », surmonte et est séparée d’Elbeuf III, attribuable au SIM 9, par un épais cailloutis grisâtre dans lequel il n’a pas été fait de prélèvement. Le sol est bien marqué par des revêtements argileux brun sombre à brun-acajou, certains nettement humifères (noirâtres), microlités, dans les chenaux. D’après la chronostratigraphie, ce sol se placerait à la transition des SIM 9 et 8 (Cliquet et al., 2009). Ce sol gris forestier est donc probablement contemporain de l’unité 13 d’Étricourt-Manancourt qui présente les mêmes caractéristiques. Dans les deux cas, une phase d’érosion sépare le sol gris forestier du sol brun lessivé sous-jacent.

160Dans la coupe de Grâce-Autoroute, le SIM 9 n’est représenté que par un sol brun lessivé surmonté d’un limon sableux gris hydromorphe. Il n’y a pas de sols humifères identifiés et/ou conservés pour ce cycle glaciaire-interglaciaire.

161La séquence d’Ariendorf couvre la même période qu’Étricourt-Manancourt et Saint-Pierre-les-Elbeuf. Elle est calée par diverses datations (compilation in Van Gijssel, 2006). Un horizon Bt surmonté d’un horizon Bth, les deux horizons étant séparés par un épais cailloutis, sont décrits dans le pédocomplexe Ariendorf III attribué au SIM 9 (Haesaerts et al., sous presse).

162La séquence loessique d’Achenheim couvre près de 500 000 ans. Plusieurs pédocomplexes ont été décrits, correspondant à cinq cycles climatiques interglaciaire-glaciaire (Heim et al., 1982). Le SIM 9 serait représenté par le pédocomplexe Achenheim III, composé d’un sol brun-rougeâtre non lessivé et d’un ou plusieurs horizons humifères (Lautridou et al., 1985). Ce pédocomplexe (unité 20a) serait mieux conservé dans la partie sommitale ouest où ont été découverts les foyers du « Sol 81 » (Heim et al., 1982). Achenheim III, qui a été analysé sur deux profils différents de la carrière Sundhauser Ouest (Lautridou et al., 1985), pose des problèmes en raison de variations de faciès et/ou des discontinuités stratigraphiques liées aux conditions du site. Globalement les analyses palynologiques montrent dans un des profils l’évolution d’une pinède dense à une forêt mixte ouverte, plus riche en espèces diversifiées, dont l’optimum correspond à un sol d’épaisseur métrique maculé et décalcifié, sur versant. Dans l’autre cas, on constate une augmentation progressive du taux de boisement dont l’optimum correspond à une forêt humide diversifiée mixte avec prédominance des espèces feuillues au niveau d’un sol humifère de type construit par colluvionnement en bordure de plaine alluviale. Dans les deux cas, les spectres malacologiques traduisent l’apparition de conditions interglaciaires humides dès les formations limoneuses sous-jacentes aux paléosols (unité 20b). La position précise des vestiges lithiques associé à ce pédocomplexe reste peu claire (Heim et al., 1982 ; Junkmanns, 1995).

163À Paudorf (Autriche), la séquence loess-paléosols épaisse de 12 m inclut à la base un pédocomplexe attribué au SIM 9 (Sprafke et al., 2013, 2014). Il se serait formé dans des environnements de type forêt-steppe ; il est constitué de la succession suivante :

  • phaeozem (ex-greyzem, sol gris forestier, WRB2006) peu évolué, car pas d’illuviations identifiées pour le SIM 9e, le développement étant interrompu par la dégradation climatique ;

  • SIM 9d : dégradation et troncature ;

  • Bt de type luvisol attribué au SIM 9c (?) ;

  • après SIM 9c, climat plus continental et développement d’un sol humifère steppique avec carbonates.

164Le pédocomplexe est surmonté de loess sableux du SIM 8.

165Les enregistrements globaux montrant que le SIM 9c était plus frais que le SIM 9e (Lisiecki & Raymo 2005 ; Cohen & Gibbard, 2011), Sprafke et al. (2014) considèrent la formation d’un luvisol lors du SIM9c (unité P7c-e) comme remarquable : ils posent l’hypothèse d’un substrat déjà décarbonaté permettant le développement rapide de la pédogenèse à la faveur d’un climat plus humide. Une date à 292 ± 20 ka a été obtenue à la base du pédocomplexe (unité P7f, base du luvisol). Deux dates dans les loess sous-jacents à 316 ± 27 et 302 ± 31 ka confirment l’attribution de pédocomplexe inférieur au SIM 9.

166Il est intéressant de comparer la séquence stratigraphique d’Étricourt-Manancourt à celle de la carrière de Kesselt-Op de Schans (Belgique ; Meijs et al., 2012) dans la mesure où un niveau d’industrie lithique a été découvert dans une position chronostratigraphique relativement semblable, à la transition des SIM 9 et 8. En effet, la séquence synthétique au niveau des loci archéologiques dans le secteur ouest de la carrière comprend, de bas en haut :

  • le Sol de Montenaken, luvisol attribué au SIM 9 ;

  • environ 1 m de sable éolien gris très clair sur lequel se développe un mince podzol (sol de Vroenhoven, observé plus au sud près de Vroenhoven (Riemst, Belgique) le long du canal Albert) et absent à Op de Schans (Van Baelen et al., 2007) ;

  • un réseau de coins de glace qui part du sommet des sables ; au niveau des concentrations lithiques, séquence moins dilatée avec troncature du Sol de Montenaken, cailloutis, quelques centimètres de sables jaunes avec chablis et indices de feu, antérieurs au réseau de coins de glace ;

  • un niveau archéologique dans 2 à 5 cm de sédiment légèrement humifère, voire charbonneux, considéré comme un dépôt mis en place par ruissellement en nappe et/ou gélifluxion, postérieur au réseau de coins de glace ;

  • à la base du C-loess, un horizon gris-brun humifère (loess sableux) de 10-15 cm d’épaisseur à crotovines, surmonté de loess sableux à crotovines également (syngénétique). Pas d’industrie (Van Baelen et al., 2007). Il s’agirait donc d’un chernozem (Meijs et al., 2012) ;

  • loess argileux à gleys de toundra, dont l’un est associé à un réseau de coins de glace.

167On note l’absence de sol gris forestier, mais le Sol de Montenaken peut contenir au moins deux générations d’illuviations argileuses (Mees, 1984 in Meijs, 2002).

168Le niveau d’industrie est donc postérieur à une surface d’érosion majeure avec coins de glace et antérieur à un ou deux horizons humifères de type steppique (crotovines) précédant la mise en place des loess argileux. Le coup de froid responsable de la formation du réseau de coins de glace peut être corrélé soit à la phase d’érosion du sol gris forestier d’Étricourt, soit au coup de froid responsable de l’aspect en bandes de l’unité 12 (horizon à bandes). Dans le premier cas, le niveau d’industrie d’Op de Schans peut être contemporain de HUD, dans le deuxième cas, il serait légèrement postérieur à HUD (l’occupation HUD est antérieure au coup de froid).

8.2 - SIM 7

169L’existence de deux sols bruns lessivés pour le SIM 7 a déjà été observée sur le site de Cagny-la-Garenne (Haesaerts et al., 1984) et à Mautort (Antoine, 1990). Cette bipartition reflète en conditions continentales la bipartition de l’interglaciaire révélée dans les enregistrements isotopiques marins.

170Dans le secteur d’Harmignies (Belgique), un enregistrement complémentaire a été décrit récemment, qui comprend deux apports limoneux encadrés par des nappes de cailloutis et portant chacun un horizon illuvié de type sol gris forestier (Trieux III et Trieux II, Haesaerts et al., sous presse). À Op de Schans, le Sol de Hees, attribué au SIM 7 est quant à lui sévèrement érodé et est essentiellement préservé dans des dépressions, où il apparait parfois comme un pédocomplexe constitué de trois luvisols indépendants et d’un horizon humique (Meijs et al., 2012). D’après Mees (1984) in Meijs (2002), des revêtements argileux sont présents dans le paléosol interglaciaire. Les horizons pâles et humifères sus-jacents sont constitués de colluvions contenant de nombreux nodules ferrugineux issus du luvisol sous-jacent.

171Dans la région de Kesselt, un luvisol polygénétique se développe sur les loess, le « Sol de Hees » (Meijs, 2002). Dans les dépressions, où il est le mieux conservé, il apparait parfois comme un pédocomplexe composé de trois sols. Ce « Sol de Hees » est surmonté d’un horizon humifère, dit « Hees Chernosem » (Meijs et al., 2012).

172À Ariendorf, une bi-partition de l’enregistrement du SIM 7 est envisagée dans la mesure où deux ensembles, Ariendorf I et Ariendorf II, pourraient être attribués à cet interglaciaire. L’horizon Bth à Bh (Ariendorf II) a été observé dans la partie ouest de la carrière. Le pédocomplexe Ariendof Ib, développé sur le loess LD II, est quant à lui bien calé par une datation Ar/Ar à 215 ka sur un dépôt volcanique situé à la base du sol humifère sus-jacent (Haesaerts et al., sous presse). Cette date s’accorde avec une attribution du paléosol brun lessivé au SIM 7. L’horizon humifère, qui correspond à un environnement de steppe froide d’après la faune associée à l’occupation paléolithique (Conard & Prindiville, 2000), pourrait être corrélable au Sol de Mautort (Antoine, 1990), et éventuellement à l’horizon LGS (unité 7a) d’Étricourt.

173Le pédocomplexe Achenheim II, attribué au SIM 7, est composé de la succession sol humifère/colluvions/horizon Bt argilisé/sol humifère de type steppique à crotovines. Les loess sous-jacents ont été datés à 245 ka.

174À Paudorf, le SIM 7 ne serait représenté que par un (forest)-steppe palaeosol. Le SIM 6 voit le dépôt de loess avec quelques cryosols. Le pédocomplexe du SIM 5 comprend un cambisol et un chernozem. La coupe de Paudorf témoigne donc pour ces périodes d’un climat essentiellement continental où les climats interglaciaires ne permettent pas le développement de sols bruns lessivés.

8.3 - SIM 6

175Les résultats de l’analyse des minéraux lourds et leurs corrélations avec les données disponibles en Belgique et dans d’autres séquences du nord de la France suggèrent l’existence d’un hiatus au sein du SIM 6. En effet, la faible teneur en amphiboles vertes des échantillons de l’unité 6b surmontée du cailloutis érosif Cx suggère qu’elle s’est déposée au tout début du SIM 6 (Groupe 2 de Pirson et al., 2018). L’unité 6a également pauvre en amphiboles vertes se positionnerait quant à elle à la fin du SIM 6 (au niveau de la base du Groupe 4 de Pirson et al., 2018), tandis que les loess riches en amphiboles vertes (Groupe 3) auraient été érodés par une ou plusieurs phases d’érosion identifiées dans cette partie de la séquence, en particulier le cailloutis Cx, associé à la série LJC, qui tronque le versant, érodant le sol intra-saalien, l’horizon 7a et probablement les loess [6b]. Ces loess riches en amphiboles vertes, bien présents en Belgique, sont également documentés dans plusieurs séquences régionales.

176Par ailleurs, la séquence d’Étricourt-Manancourt est totalement décarbonatée et ne permet pas les corrélations avec les autres séquences connues caractérisées par des loess calcaires à gleys de toundra. Au niveau régional, la séquence de loess du SIM 6 se caractérise par une succession de faciès très proche de celle du Pléniglaciaire weichselien : loess lités à microfentes de cryo-dessiccation puis loess homogènes dans lesquels se forme le sol de l’interglaciaire de l’Eemien. Comme en Belgique, des gleys de toundra sont présents dans la partie inférieure de la séquence (secteur de Bapaume/Mory, TGV Nord, en 1990, Coutard et al., sous presse) et l’ensemble de la séquence peut atteindre plus de 4 m d’épaisseur contrairement aux loess antérieurs au SIM 6 qui ne dépassent jamais un mètre.

177Les limons à doublets sont quant à eux plutôt associés à un proto-Bt, qui s’individualise juste après les premières phases de décarbonatation dès la fin du Pléniglaciaire (accumulation préférentielle de particules argileuses et de limon fins sur les discontinuités héritées de la structuration gel-dégel). Ils ont également été identifiés à Saint-Pierre-lès-Elbeuf sous le Sol Elbeuf 1 (Cliquet et al., 2009).

9 - Conclusions

178La séquence d’Étricourt-Manancourt, grâce à une étude stratigraphique détaillée, de nombreuses analyses sédimentologiques et micromorphologiques et aux datations absolues qui calent une partie de la séquence, apporte une contribution importante à la compréhension des variations glaciaires-interglaciaires en milieu continental à partir du SIM 11. A l’heure actuelle dans le nord de la France, seule la coupe de Grâce-Autoroute témoigne des cycles antérieurs au SIM 11-12, grâce à une épaisse accumulation de sédiments dans un contexte topographique très favorable.

179L’épaisse séquence loessique d’Étricourt-Manancourt est exceptionnelle pour le nord de la France, où l’enregistrement est souvent limité au dernier cycle climatique. Elle est également exceptionnelle à l’échelle européenne. En effet, elle permet :

  • de travailler sur la période saalienne (SIM 10 à 6 ; Cohen & Gibbard, 2011) dans une seule et même séquence ;

  • de documenter avec précision un enregistrement détaillé du SIM 9, comprenant un sol brun lessivé interglaciaire et un pédocomplexe humifère de contexte Début Glaciaire, défini comme le « Complexe de Sols d’Étricourt » ;

  • de caler ce pédocomplexe par plusieurs datations TL sur silex chauffés ;

  • de montrer la répétitivité des enregistrements pédo-sédimentaires grâce à la présence en un même lieu de deux pédocomplexes humifères de contexte Début Glaciaire (SIM 9 et SIM 5) ;

  • de mettre en évidence la bipartition du SIM 7 dans une séquence loessique, caractérisée par deux sols bruns lessivés ;

  • de fournir un cadre chronostratigraphique précis à une succession d’occupations paléolithiques, du Paléolithique inférieur et moyen, notamment à la charnière des SIM 9 et 8 ;

  • de proposer des corrélations avec d’autres séquences européennes, permettant de discuter des conditions de formations des sols et de la continentalité du climat selon les interglaciaires.

180Les résultats de l’étude minéralogique sur les amphiboles vertes montrent des similarités entre les loess du nord de la France et les loess de Belgique, suggérant que la succession des groupes définis en Belgique peut être étendue aux deux régions et qu’elle y a une valeur stratigraphique. D’autres sites du nord de la France et de Belgique sont accessibles et devraient faire l’objet de nouvelles analyses minéralogiques. En particulier les loess antérieurs au SIM 6 devront être mieux documentés, afin de confirmer les tendances déduites des quelques échantillons étudiés jusqu’ici. La complexité de la distribution en amphiboles vertes au sein du SIM 6 devrait également être mieux documentée, en particulier la génération pauvre en amphiboles vertes de la base du SIM 6.

181Ces observations sont encore trop peu nombreuses pour discuter des implications de la distribution stratigraphique des amphiboles vertes en termes de sources de sédiments. Cette réflexion sur les sources des loess devra se faire à l’échelle plus globale du nord-ouest de l’Europe, afin d’estimer la validité géographique du modèle proposé, en comparant avec des régions voisines plus éloignées de la Manche et de la mer du Nord et soumises à d’autres influences (volcanisme dans l’ouest de l’Allemagne par exemple). Le problème est complexe, d’autant que le Saalien est une période-charnière qui voit des changements paléogéographiques majeurs, dont l’ouverture du Pas-de-Calais entre la France et la Grande-Bretagne.

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VERRON G., LAUTRIDOU J.-P., PUISSÉGUR J.-J., PAEPE R. & MASSON M., 1974 - Loess, nappes alluviales et tuf de Saint-Pierre-lès-Elbeuf, près de Rouen ; les terrasses de la Seine de Muids à Caudebec. Bulletin de l’Association Française pour l’Étude du Quaternaire, 11 (3), 193-201.

WINTLE A. G., 1973 - Anomalous fading of thermoluminescence in mineral samples. Nature, 245, 143-144.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation du site d’Étricourt-Manancourt à l’extrémité ouest de la plaine loessique et des principaux sites cités dans le texte.
Légende Fond SRTM WGS84. En bleu, calotte glaciaire du SIM 6 d’après Elhers et al. (2011), modifié d’après Gibbard et Cohen (2015). En rouge, principaux axes de drainage schématiques au SIM 6 (Gibbard & Cohen, 2015). Couverture loessique actuelle d’après Haase et al. (2007). StPElb : Saint-Pierre-lès- Elbeuf ; Vw-Hw : Veldwezelt-Hezerwater ; Kst Op : Kesselt - Op de Schans.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 188k
Titre Fig. 2 : Plan de la fouille avec position des coupes et des profils de référence.
Légende Vue générale de la fouille vers le nord ; au premier plan sous les bâches, le profil P3.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 148k
Titre Fig. 3 : Stratégies d’échantillonnage.
Légende (A) Échantillons sédimento­logiques prélevés en colonne continue sur le profil 1bis. (B) Prélèvements de blocs micromorphologiques sur le profil P4.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 192k
Titre Tab.1 : Caractéristiques des silex chauffés sélectionnés pour l’analyse TL.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 72k
Titre Fig. 4 : Courbes de croissance de deux aliquotes des échantillons EM6 et EM5.
Légende (Haut) Sans correction. (Bas) Avec ratios naturels Ln/Tn corrigés pour le fading afin d’obtenir une dose équivalente corrigée.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-5.jpg
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Titre Fig. 5 : Topographie du substratum.
Légende (A) Les deux dolines (photo S. Coutard). (B) Doline nord-est (photo S. Coutard). (C) Modélisation du toit du substrat crayeux faisant apparaître les dolines. (D) Modélisation de la base de l’unité 12. Sur C et D, les flèches noires indiquent le sens de la pente
Crédits Font et al., 2016
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 392k
Titre Fig. 6 : Stratigraphie et résultats analytiques des profils 1 et 1bis.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 512k
Titre Tab. 2 : Descriptif des unités stratigraphiques.
Légende Niveaux archéologiques en place en gras, remaniés en italique (Hérisson et al., 2016). Essai de désignation des horizons d’après le « Référentiel pédo­logique 2008 » (Association Française pour l’Étude du Sol, 2009).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-8.jpg
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Titre Tab. 2 (suite) :
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-9.jpg
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Titre Fig. 7 : Stratigraphie et résultats analytiques du profil 4.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Fig. 8 : Micromorphologie du profil 4.
Légende L’abondance des différents traits pédo-sédimentaires est représentée pour chaque lame mince. L’accent est mis sur la hiérarchie et la dynamique verticale du profil.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Fig. 9 : Stratigraphie et résultats analytiques du profil 2
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-12.jpg
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Titre Fig. 10 : Coupe Est
Crédits (levé Y. Chantreau).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 32k
Titre Fig. 11 : Principaux traits pédo-sédimentaires du profil P1/1bis.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 112k
Titre Fig. 12 : Lames minces (LPNA sauf E) du profil P1bis.
Légende A/ Lame 34 : unité 14, revêtements de type Bt fracturés. B/ Lame 3 : unité 13, papules de ferri-argilanes brun-orangé issues du Bt et illuvia­tions humifères dans des chenaux. C/ Lame 3 : unité 13, épais revê­tement microlité brun-rouge fracturé sur place. D/ Lame 4 : unité 13, revêtement microlité en place dans un chenal. E/ idem D, en lumière polarisée analysée. F/ Lame 6 : unité 13, illuviations. G/ Lame 13 : unité 12, banded microfabric. H/ Lame 14 : unité 12, matière orga­nique dans la masse basale. I/ Lame 17 : unités 10-11, vue générale avec cavité biologique à remplissage peu dense.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 208k
Titre Fig. 13 : Unités stratigraphiques et proposition de désignation des horizons du profil 1bis
Crédits (photo S. Coutard).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-16.jpg
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Titre Fig. 14 : Profil synthétique avec résultats analytiques.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 140k
Titre Tab. 3 : Âges TL calculés d’après les évaluations de la paléodose et les estimations de débit de dose issues des mesures.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-18.jpg
Fichier image/jpeg, 72k
Titre Fig. 15 : Données chronologiques IRSL.
Légende (Haut) Distribution des âges IRSLSAR corrigés pour l’échantillon EM1. (Bas) Distribution des âges IRSLSAR corrigés en fonction de la profon­deur théorique dans la séquence synthétique. Pour les profondeurs réelles, voir la figure 6 pour EM5 et EM6, et la figure 7 pour EM1 à EM4.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-19.jpg
Fichier image/jpeg, 56k
Titre Tab. 4 : Doses annuelles et âges IRSL des loess d’Étricourt.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-20.jpg
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Titre Tab. 5 : Les minéraux denses transparents de la lame ETR P1 - 2.30 (unité 8c).
Légende Pourcentages établis sur un total de 128 grains comptés. (*) Le pour­centage mentionné ici pour les amphiboles vertes est différent de celui présenté dans le tableau 6, car le nombre total de grains comptés est différent (ici 128 grains).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-21.jpg
Fichier image/jpeg, 24k
Titre Tab. 6 : Teneur en amphiboles vertes des échantillons loessiques d’Étricourt-Manancourt.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-22.jpg
Fichier image/jpeg, 196k
Titre Fig. 16 : Synthèse des teneurs en amphibole verte des loess de Belgique.
Légende En vert : données bibliographiques (Pirson, 2007 ; Pirson et al., 2018). L’interprétation chronostratigraphique est reprise de Meijs (2002) et Meijs et al. (2012). Sur ce diagramme sont égale­ment positionnées les données d’Étri­court-Manancourt (en bleu) d’après les interprétations chronostratigraphiques discutées au chapitre 7.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-23.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
Titre Fig. 17 : Corrélation de la séquence synthétique d’Étricourt avec la courbe LR04 de Lisiecki et Raymo (2005), dans laquelle la limite SIM 9/8 est datée à 300 ka.
Légende Nomenclature alphanumérique d’après Railsback et al. (2015), correspondant à une limite SIM 9/8 à 277 ka.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-24.jpg
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Titre Fig. 18 : Phases pédo-sédimentaires et formation des dolines.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-25.jpg
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Titre Fig. 19 : Corrélations entre les pédocomplexes humifères supérieur et inférieur et la courbe isotopique LR04
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-26.jpg
Fichier image/jpeg, 60k
Titre Fig. 20 : Corrélations stratigraphiques entre la séquence d’Étricourt-Manancourt et d’autres longues séquences loessiques européennes.
Légende Cagny-la-Garenne, d’après Haesaerts et al. (1984) ; Grâce-Autoroute (Antoine, inédit) ; Saint-Pierre-lès-Elbeuf, d’après Cliquet et al. (2009) et données inédites ; Op de Schans : profil N-O-P du secteur ouest de la carrière, d’après Meijs et al. (2012) ; Ariendorf, d’après Van Gijssel (2006) et Haesaerts et al. (sous presse) ; Achenheim, d’après Rousseau et Puisségur (1990) ; Paudorf, d’après Sprafke et al. (2014).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/10569/img-27.jpg
Fichier image/jpeg, 152k
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Pour citer cet article

Référence papier

Sylvie Coutard, Pierre Antoine, David Hérisson, Stéphane Pirson, Sanda Balescu, Laurence Forget Brisson, Paolo Spagna, Nick Debenham, Magali Barré, Yoann Chantreau, Romain Giros et Michel Lamothe, « La séquence loessique Pléistocène moyen à supérieur d’Etricourt‑Manancourt (Picardie, France) : un enregistrement pédo‑sédimentaire de référence pour les derniers 350 ka », Quaternaire, vol. 29/4 | 2018, 311-346.

Référence électronique

Sylvie Coutard, Pierre Antoine, David Hérisson, Stéphane Pirson, Sanda Balescu, Laurence Forget Brisson, Paolo Spagna, Nick Debenham, Magali Barré, Yoann Chantreau, Romain Giros et Michel Lamothe, « La séquence loessique Pléistocène moyen à supérieur d’Etricourt‑Manancourt (Picardie, France) : un enregistrement pédo‑sédimentaire de référence pour les derniers 350 ka », Quaternaire [En ligne], vol. 29/4 | 2018, mis en ligne le 01 janvier 2021, consulté le 27 septembre 2021. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/10569 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.10569

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Auteurs

Sylvie Coutard

INRAP Hauts-de-France, 32 avenue de l’Etoile du Sud, FR - 80440 GLISY. Courriel : sylvie.coutard@inrap.fr;  UMR 8591 CNRS-Univ. Paris 1-UPEC « Laboratoire de Géographie Physique : Environnements quaternaires et actuels », 1 place Aristide Briand, FR - 92195, MEUDON.

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Pierre Antoine

UMR 8591 CNRS-Univ. Paris 1-UPEC « Laboratoire de Géographie Physique : Environnements quaternaires et actuels », 1 place Aristide Briand, FR - 92195, MEUDON.

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David Hérisson

UMR 7041 CNRS, ArScAn, équipe AnTet, 21 allée de l’Université, FR -92023 NANTERRE cedex.

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Stéphane Pirson

Agence wallonne du patrimoine, Direction scientifique et technique, BE-5100 NAMUR.

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Sanda Balescu

UMR 8164, Université de Lille 1 Sciences et Technologies, FR - 59655 VILLENEUVE D’ASCQ cedex.

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Laurence Forget Brisson

Laboratoire de luminescence de l’UQAM, Département des sciences de la Terre et de l’atmosphère C.P. CA - 8888, Succ. Centre-Ville MONTRÉAL

Paolo Spagna

Royal Belgian Institute of Natural Sciences, BE - 1000 BRUXELLES.

Nick Debenham

Quaternary TL Survey, 19 Leonard-Avenue, GB-NG5 2LW, NOTTINGHAM.

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Magali Barré

Laboratoire de luminescence de l’UQAM, Département des sciences de la Terre et de l’atmosphère C.P. CA - 8888, Succ. Centre-Ville MONTRÉAL, QC, H3C 3P8.

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Yoann Chantreau

UMR 6566, Centre de Recherche en Archéologie, Archéosciences, Histoire (CReAAH), FR - 35000 RENNES.

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Romain Giros

UMR 8591 CNRS-Univ. Paris 1-UPEC « Laboratoire de Géographie Physique : Environnements quaternaires et actuels », 1 place Aristide Briand, FR - 92195, MEUDON.

Michel Lamothe

UMR 8591 CNRS-Univ. Paris 1-UPEC « Laboratoire de Géographie Physique : Environnements quaternaires et actuels », 1 place Aristide Briand, FR - 92195, MEUDON.

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