L’étude géochronologique a été réalisée dans le cadre du programme LaScArBx ANR-10-LABX-52. Les auteurs remercient Marion Hernandez pour sa participation à cette étude. Les auteurs tiennent également à remercier Michel Isambert et Denis Baize pour leurs conseils et leur aide précieuse sur le terrain, ainsi que les Carrières Genet Rasori pour l’autorisation d’accès à la coupe et son nettoyage par des moyens mécaniques. Les datations et analyses ont été financées par l’Inrap dans le cadre du programme de recherche ARC « Chronostratigraphie de la région Centre-Val de Loire ». Enfin, nous sommes également reconnaissants à Pascal Bertran et à un relecteur anonyme pour leur contribution à l’amélioration de ce manuscrit.
1En 2010, l’exploitation de la carrière Genet-Rasori à Courville-sur-Eure (Eure-et-Loir, France), implantée sur le plateau qui se développe en rive gauche de l’Eure, a fait apparaître dans le front de taille un paléovallon, creusé dans le substrat géologique et colmaté par une séquence lœssique de plusieurs mètres (fig. 1). Totalement masqué en surface, il se raccorde à un vallon, partiellement actif, qui prend naissance quelques centaines de mètres plus à l’ouest.
2La commune de Courville se situe à une vingtaine de kilomètres à l’ouest de la ville de Chartres. Elle est traversée par le cours de l’Eure qui, dans ce secteur, s’écoule selon un axe ouest-est avant de bifurquer à angle droit pour prendre une direction générale sud-sud-est/nord-nord-ouest jusqu’à sa confluence avec la Seine. La vallée de l’Eure est encaissée dans des plateaux formés par la craie turonienne dont la partie sommitale altérée a constitué une épaisse couche d’Argiles à silex (Gigot et al., 1990). Quelques placages limoneux quaternaires d’origine éolienne subsistent au sommet des plateaux et sur quelques versants, tandis que le fond de vallée est occupé par des basses terrasses alluviales et les dépôts fluviatiles récents au sein desquels s’écoule la rivière (fig. 2).
3Contrairement aux secteurs normand ou picard, les longues séquences lœssiques sont peu répandues en Eure-et-Loir et encore moins étudiées (Dewolf 1977 ; Borderie et al., 2017). Pour cette raison, une étude exhaustive de la coupe de Courville-sur-Eure, associant stratigraphie, sédimentologie, micromorphologie et datations radiométriques a été engagée dans le cadre d’un programme de recherche collective financé par l’Inrap (ARC Chronostratigraphie de la région Centre). Depuis 2010, les opérations d’archéologie préventive ont mis au jour deux autres grandes séquences limoneuses de plateau contenant des sites attribués au Paléolithique moyen : le site d’Illiers-Combray (Borderie et al., 2019 ; Perrichon et al., 2014) et celui de Mainvilliers (Gay et al., 2018). L’enregistrement pédo‑sédimentaire de Courville, bien que discontinu, s’échelonne entre 290 ± 44 ka et la période holocène. Les résultats obtenus revêtent donc un caractère important pour l’établissement du cadre chronostratigraphique régional et le positionnement stratigraphique des vestiges paléolithiques. Ils vont également permettre, dans les prochaines années, d’ouvrir les premières comparaisons avec les séquences de référence des régions septentrionales de la France (Locht, 2002 ; Antoine et al., 2014 ; Hérisson et al., 2016).
Fig. 1 : Localisation de la carrière Genet-Rasori à Courville‑sur‑Eure (Eure‑et‑Loir).
Fig. 2 : Localisation de la coupe de Courville-sur-Eure dans son contexte géologique.
4La carrière Genet-Rasori a fait l’objet de plusieurs diagnostics archéologiques. En 2009, Marie Soressi observe dans l’une des coupes de carrière une séquence de comblement limoneuse au sein d’un paléovallon, se différenciant nettement du substrat d’Argiles à silex (pl. 1, cl. A). Un an plus tard, une extension de la carrière au nord de cette coupe permet de retrouver cette même séquence (pl. 1, cl. B). Elle présentait une couche de teinte brune évoquant un horizon de paléosol (unité 5 de la coupe, fig. 3). À la suite de cette observation et dans le contexte d’évolution rapide de ce secteur de la carrière, la coupe a été nettoyée, puis relevée pour faire l’objet in fine d’un échantillonnage adapté, de manière à constituer une coupe de référence supplémentaire pour la région. Cet objectif a été déterminé à la suite de réflexions relatives aux connaissances alors partielles de la pédostratigraphie et chronostratigraphie des formations sédimentaires de Beauce. En effet, les principales études récentes connues dans la région étaient celles des sites archéologiques de Saint-Firmin-des-Prés dans le Loir-et-Cher (Lhomme et al., 1999 ; Chaussé, 2000), de Bonneval dans l’Eure-et-Loir (Bayle et al., 2005 ; Despriée et al., 2018) et d’Angé en Indre-et-Loire (Locht et al., 2015). Par ailleurs, l’analyse de la séquence de Courville et sa datation notamment, s’intégrait dans le débat lancé dans la revue Quaternary Geochronology (Sun et al., 2010) : il s’agissait de discuter si un horizon humifère eemien était bien conservé en région Centre, comme affirmé par Sun et al., ou bien si ce dernier horizon humifère pléistocène datait du début du dernier cycle glaciaire comme c’était le cas alors en Nord-Picardie (Antoine et al., 1998, 2003).
5Une série de blocs de sols a été prélevée pour en effectuer une analyse micromorphologique (fig. 3). Des lames minces de grand format (60 x 90 mm) ont été observées en microscopie optique. La description et l’interprétation des lames minces repose sur l’utilisation de plusieurs manuels (Bullock et al., 1985 ; Courty et al., 1989 ; Fitzpatrick, 1993 ; Stoops et al., 2010).
6Des prélèvements en vrac ont également été faits sur l’ensemble de la séquence (deux profils), en vue de réaliser des granulométries et des analyses physico-chimiques qui ont été réalisées par le Laboratoire de Touraine du Conseil Départemental d’Indre-et-Loire, dirigé par E. Carre. La méthode par tamisage et pipette à eau a été employée pour les mesures granulométriques. Les analyses physico-chimiques ont porté sur le pH (extraction à l’eau, le fer et sur le carbone organique total (méthode Anne ou Dumas). Une intervention spécifique du CRP2A de Bordeaux a permis de prélever sur le terrain 6 échantillons pour datations par luminescence, prélèvements effectués par Marion Hernandez et Virginie Moineau (pl. 2).
7Les résultats visent à caractériser l’origine, le mode de dépôt et l’évolution pédogénétique de chacune des unités étudiées pour au final reconstituer la dynamique de comblement du paléovallon dans un cadre chronologique précis.
Pl. 1 : Vue du paléovallon creusé dans le substrat tertiaire.
(A) 2009. (B) 2010. (C) Détail du substrat tertiaire, représenté par des Argiles à silex remaniées reposant sur la Formation des Sables du Thymerais.
Fig. 3 : La coupe de Courville : stratigraphie et échantillonnage.
Pl. 2 : Position des échantillons pour les datations par luminescence sur la coupe.
8Le paléovallon s’inscrit dans les formations du Complexe à silex (fig. 2) tel que défini par Claude Gigot dans la notice de la carte géologique du BRGM, feuille de Courville-sur-Eure au 1/50000 (GIGOT et al., 1990). Les observations effectuées en avant de la coupe permettent de constater la présence d’une formation contenant des Argiles à silex remaniées sur des sables qui pourraient être interprétés comme la formation des Sables du Thymerais (fig. 2, pl. 1, cl. C). La partie supérieure des Argiles à silex est exempte d’éléments grossiers, elle est décrite comme argileuse sur le terrain et rubéfiée ; elle est entaillée par le paléovallon au remplissage limoneux qui s’ouvre sur 15 à 20 mètres de large sur une profondeur maximale de 4 à 4,5 mètres. Il se développe selon un axe NNO-SSE et se raccroche au vallon de même axe de rive gauche de l’Eure nommé vallée Rimbeau.
9La partie inférieure de la séquence de dépôt du paléovallon (unité 10) est constituée d’un niveau sédimentaire limono-argileux de teinte rouge (5YR) présentant une structure polyédrique et lamellaire (fig. 3).
10L’unité 10 est recoupée, selon une limite érosive, par une unité limono-argileuse de teinte rose (7,5YR) à nodules, gravillons et graviers ferro-manganiques (Fe-Mn) abondants qui épouse la morphologie des bords du paléovallon (unité 9).
11L’unité 9 est scellée par un dépôt limono-argileux au sein de laquelle deux horizons ont été identifiés, la limite entre les deux étant diffuse : l’unité 7, de teinte jaune (10YR) et parcourue de taches linéaires de décoloration ourlées d’oxydation, à structure polyédrique et lamellaire, également perçue dans l’unité 6 sus-jacente mais qui se différencie par une teinte rouge à jaune (10YR à 5YR) et une structure grumeleuse, ainsi que la présence de quelques gravillons ferro-manganiques.
12Une limite érosive plane sépare l’unité 6 des unités 5 et 4 supérieures. Il semblerait que les fentes en coin observées en coupe s’ouvrent à ce niveau. Les unités 5 et 4 sont constituées de limons argileux. L’unité 5 présente une teinte jaune rouge à brun pâle (7,5YR à 10YR) et une structure lamellaire perceptible. L’unité 4 est plus nettement jaune rouge (7,5YR), sa structure est polyédrique et elle est poreuse, à revêtements abondants (brun-rouge à rouge-jaune, 5YR) ; dans les pores les plus gros, elle contient des graviers siliceux épars.
13L’unité 4 est recouverte par l’unité 3, selon une limite distincte dont il est difficile de dire s’il s’agit d’une limite érosive et/ou pédologique. L’unité 3 est formée d’un limon argileux jaune-rouge à brun-rouge (5YR), à structuration prismatique. L’unité 2 rappelle l’unité 3 excepté qu’elle présente une teinte plus brune, en partie liée aux taches de l’horizon supérieur qui sont nombreuses, et que sa structure est polyédrique à columnaire. L’horizon de labour actuel (unité 1) entaille l’unité 2.
14Les données analytiques des profils P1 et P2 sont synthétisées dans les figures 4 et 6 (figs. 4-6). Les sédiments analysés sont dans l’ensemble assez fins, puisque les taux d’argiles s’étalent entre 15 % et 45 % de la fraction granulométrique inférieure à 2 mm, mais ils sont majoritairement compris entre 26 % et 34 %. Les limons sont dominants (entre 43 % et 79 %), et la proportion totale de sables se situe aux alentours des 10 %. Sur le diagramme triangulaire des textures, trois groupes ressortent : les unités 10 et 11 appartiennent au domaine des argiles limoneuses (Al), les unités 2 à 5 incluse ainsi que l’unité 8 correspondent à des limons argileux fins (Laf), tandis que les unités 6 et 7 font partie des limons fins argileux (Lfa). Dans les lœss typiques (non sableux, non argileux), la fraction dominante correspond aux limons grossiers (20-50 µm), dont les proportions sont comprises entre 42 % et 51 % dans la séquence de Saint-Pierre-les-Elbeuf (Lautridou & Verron 1970), entre 55 % et 67 % à Nussloch (Antoine et al., 2002) et plus généralement entre 50 % et 65% (Antoine, 2002). Ils sont également caractérisés par un rapport des limons grossiers (20-50 µm) sur les limons fins (2-20 µm) supérieur à 2,2. Les caractéristiques granulométriques des limons de Courville ne correspondent pas à celles des lœss typiques, notamment en ce qui concerne la proportion de limons grossiers qui est beaucoup plus faible, comprise entre 21 et 36 %, exception faite de l’unité 1 où elle est de 49 %. De même, le rapport limons grossiers/limons fins est très souvent proche de 1 (entre 0,8 et 1,3), exception faite de l’unité 1 où il est de 1,66 (fig. 4). Le rapport entre les sables grossiers et les sables fins est plus contrasté, compris entre 0,3 et 2,3. Ce dernier rapport élevé est défini dans l’unité 9 du profil P2, très riche en concrétions ferro-manganiques roulées. Ces résultats granulométriques montrent que, si la fraction limoneuse est initialement d’origine éolienne, elle a pu subir un tri granulométrique lié à la grande distance qui sépare Courville de la zone-source et/ou à un ou plusieurs remaniements associés à des mélanges avec les particules issues de l’érosion des substrats locaux et des formations quaternaires antérieures. Les unités pédo-sédimentaires étudiées sont donc interprétées comme des colluvions d’origine essentiellement éolienne, mêlées à des apports locaux.
15Seules les unités 7, 6 et 4 ont été échantillonnées dans les deux profils P1 et P2. Les courbes granulométriques des deux profils ne peuvent donc pas être comparées dans leur intégralité. Dans le profil P1, on observe un net renflement de la courbe des argiles au niveau des unités 4 à 2 incluse. Cette tendance n’est pas corrélée avec la courbe totale des sables, qui décroit progressivement entre la base de l’unité 4 et l’unité 2. D’autre part, on observe un pic d’augmentation de la proportion des éléments de taille supérieure à 2 mm au niveau de la base de l’unité 4, qui pourrait correspondre à une phase d’apports colluviaux grossiers, caractéristique des petits épisodes érosifs qui affectent périodiquement les plateaux au cours du Pléistocène. Par conséquent, l’augmentation importante de la proportion d’argiles (passant de 23 à 33 %) semble davantage en lien avec une altération pédogénétique du sédiment qu’à des apports colluviaux plus riches en particules < 2 mm. Cette tendance, bien que légèrement moins marquée, se retrouve également dans le profil P2, où la teneur en argiles passe de 26,6 à 34 % entre les unités 6 et 4. Cette hypothèse est confortée par l’observation des courbes de mesure d’argiles des grandes séquences lœssiques, telles que Havrincourt (Antoine et al., 2014), Villiers-Adam (Locht et al., 2003), Nussloch (Antoine et al., 2009), où des augmentations nettes des valeurs apparaissent au niveau des pédo-complexes.
16Les mesures de pH sont comprises entre 7 et 7,95, à l’exception du sol de surface (unité 1) qui présente un pH inférieur (5,78). Ils ne montrent pas d’évolution significative.
17Les teneurs en carbone organique total sont faibles à très faibles. Elles sont comprises entre 0,048 % dans l’unité 10 à 0,19 % dans l’unité 3. Les unités 1 et 2, proches de la surface actuelle, ont des teneurs plus élevées, respectivement 0,83 % et 0,32 %. On observe une augmentation générale des taux de la base de la séquence vers le sommet. Elle s’amorce à partir de l’unité 4 dans le profil 1, et à partir de l’unité 9 dans le profil 2, sans qu’une évolution supplémentaire à partir de l’unité 4 ne soit perceptible. À Villiers-Adam (Locht et al., 2003), ces taux sont compris entre 0 et 0,1 % pour les lœss ; entre 0,2 et 0,45 % pour le pédo-complexe de Saint-Acheul (Pléniglaciaire moyen) ; entre 0,2 et 0,3 % pour les sols gris forestiers du Début Glaciaire weichselien. Les mesures de carbone organique enregistrées dans le profil P2 de Courville, ainsi que dans les unités 6 et 7 du profil 1, sont donc plus proches de celle des lœss que de celles des paléosols. En revanche, les mesures de carbone organique des unités 3 et 4 du profil 1 étant près de deux fois supérieures à celles des unités sous-jacentes, elles peuvent représenter un enrichissement lié à une phase de pédogenèse, comme le suggère par ailleurs l’évolution des taux d’argiles. Toutefois, ces mesures restant faibles pour un paléosol, les unités 3 et 4 pourraient correspondre à la racine d’un paléosol tronqué. Les variations des valeurs entre les unités 4 des profils P1 et P2 vont dans ce sens, avec une érosion plus importante de cette unité dans le profil P2.
18Dans le profil P2, les teneurs en fer de la base de la séquence sont élevées, comprises entre 3,74 (substrat tertiaire) et 4,28 (unité 9). Ces mesures associées à une augmentation des argiles de l’unité suggèrent une évolution pédogénétique ayant affectée des horizons profonds, puisque les taux de matière organique sont quasiment nuls. Les mesures de fer des unités 6 et 7 (profils P1 et P2), deux fois plus faibles que celle de l’unité 9, indiquent de nouveaux apports non altérés. Les taux de fer de l’unité 5 (profil P1) étant à nouveau en progression (3,23 %), marquent, en association avec l’enrichissement en argiles, l’altération pédogénétique des sédiments précédemment déposés. Cette tendance se poursuit dans le profil P1 où l’on observe un renflement des taux de fer des unités 3 et 4, parallèle à celui des argiles. Ce parallélisme est également observé au niveau des pédo-complexes des séquences lœssiques citées plus haut (Antoine et al., 2014 ; Locht et al., 2003 ; Antoine et al., 2009) et contribue à la reconnaissance des paléosols.
Fig. 4 : Résultats des analyses granulométriques et chimiques des échantillons du profil P1.
Fig. 5 : Résultats des analyses granulométriques et chimiques des échantillons du profil P2.
Fig. 6 : Diagramme textural des échantillons des profils P1 et P2.
19L’étude micromorphologique porte sur les 6 prélèvements réalisés dans le profil P2, dans deux des unités affectées par la fente de gel (unités 7 et 6) et dans les deux unités qui la recouvrent (unités 5 et 4). Les descriptions micromorphologiques et les principaux traits pédo-sédimentaires sont synthétisés dans le tableau 1 (tab. 1). Des photos des lames minces sont regroupées sur la planche 3 (pl. 3).
20L’unité 7 correspond à un limon quartzeux faiblement argileux, de teinte beige à brun clair. La masse basale devient légèrement plus poussiéreuse au sommet de l’unité. Des sables quartzeux, des fragments de silex faiblement émoussés ainsi que de nombreuses concrétions ferro-manganiques roulées constituent la fraction grossière du sédiment. On note la présence régulière d’agrégats cryogéniques limoneux de forme ovoïde entourés sur toute leur surface d’une gangue d’argiles très compactes. Ils témoignent du démantèlement de niveaux sédimentaires affectés par des phases de gel saisonnier profond en amont du vallon et du déplacement par gélifluxion des agrégats cryogéniques (Van Vliet-Lanoë, 1987). Postérieurement à sa formation, elle a subi une première phase de gel, mise en évidence par la préservation de lentilles de glace, colmatées par des grains lavés formant un squelettane. Puis, deux phases d’illuviation entrecoupées d’un épisode de gel saisonnier profond, responsable de la formation d’une structure lamellaire ont été enregistrées. La première est caractérisée par des revêtements argileux relativement limpides, de teinte orange pâle à brun clair, parfois microlités avec des intercalations poussiéreuses. Ils indiquent une phase de pédogenèse avec un couvert végétal parfois faible, favorisant le lessivage des particules poussiéreuses présentes en surface. La plupart de ces revêtements, notamment les plus épais, sont fracturés in situ par le gel et/ou recoupés par une succession de petites fissures subhorizontales et parallèles. L’espacement entre ces fissures est de l’ordre de 5 à 8 mm. Au sommet de l’unité, on observe des plages de sédiments triés constitués d’une succession de lits de silts lavés et de lits argilo-poussiéreux. Ces deux phénomènes traduisent la formation de glace de ségrégation dans le sédiment, liée à l’action du gel saisonnier profond (Van Vliet-Lanoë, 1987, 1998). L’ensemble de l’unité est affecté par des processus d’hydromorphie qui s’expriment par des plages de déferrification et des plages d’oxydation du sédiment. Ils sont probablement liés aux phases de dégel de la glace de ségrégation et à la fonte de la neige qui peuvent engorger de manière périodique les sédiments. À la base des plus grandes cavités perforant le sédiment, se trouvent d’épais revêtements lités à grains grossiers, avec une alternance de silts lavés associés à des papules et de très fins lits argileux orange limpides. L’organisation et la taille des grains suggèrent un écoulement à forte compétence dans la macro-porosité. La formation de ces revêtements peut être liée à un dégel rapide entraînant avec les eaux de fonte des particules grossières. Le dépôt des petits lits d’argiles résulterait alors d’une baisse de la compétence. De fins revêtements argileux orange limpides se sont déposés en surface des agrégats polyédriques délimités par la structure lamellaire. Ils peuvent également être liés à la percolation d’eau de fonte de la glace/neige au sein du sédiment (Vancampenhout et al., 2013). Ils sont par endroits recouverts par des revêtements argilo-humifères, orange foncé à brun-acajou, lités, parfois poussiéreux, que l’on retrouve également dans une partie de la porosité d’origine biologique (chenaux racinaires) qui se développe postérieurement à l’acquisition de la structure lamellaire. Les argilanes humifères indiquent le développement d’un sol en surface et d’une activité pédogénétique qui permette le lessivage en profondeur d’argiles chargées en particules organiques et en oxydes de fer. Ils traduiraient la formation d’un sol gris forestier ou « greyzem » (FAO), qui se produit sous un climat continental avec une végétation intermédiaire entre la forêt de feuillus et la steppe (Duchaufour, 1977 ; Baize & Girard, 2009). Si Fédoroff & Goldberg (1982) considèrent que l’intercalation de silts lavés dans des revêtements lités argileux est un processus d’éluviation liée à la fonte de la neige concomitante de la pédogenèse, ils ne l’associent pas strictement au sol gris forestier. En effet, ce processus a été observé sur des sols holocènes appartenant aux régions boréales et continentales. Vancampenhout et al. (2013) élargissent cette idée en considérant que la migration des argiles n’est pas spécifique à un climat ou une végétation donnée. Elle peut se produire sur des courtes distances verticalement ou latéralement sous l’effet de processus cryogéniques, ce qui semble être le cas lorsque les revêtements argileux alternent avec des silts lavés.
21Les revêtements argileux précédemment évoqués scellent également des ovoïdes cryogéniques contenant des papules épaisses, orange, limpides, effondrées dans la macro-porosité. Ces papules correspondent à des fragments de revêtements argileux typiques d’un sol brun lessivé de type interglaciaire. Leur présence au sein des ovoïdes cryogéniques témoigne d’une phase d’érosion du sol interglaciaire qui s’est formé aux abords du vallon, antérieurement à la phase de pédogenèse caractérisée par les revêtements humifères.
22L’unité 7 correspond donc à des dépôts éoliens (fraction limoneuse) mélangés à des apports colluviaux (sables et ovoïdes cryogéniques) ayant subi deux phases de gel saisonnier profond, pouvant avoir conduit à la formation de revêtements lités (argilanes et silts lavés) (Vancampenhout et al., 2013) et deux phases de pédogenèse. La première phase enregistrée est postérieure à la formation du sol brun lessivé interglaciaire eemien. Les caractéristiques des revêtements argileux (couleur, litage, épaisseur, abondance) sont similaires à ceux décrits dans le sol de Bettencourt qui s’est formé au cours du Début Glaciaire weichselien dans les formations lœssiques du nord du Bassin parisien (Locht, 2002). La seconde phase d’illuviation présente des traits d’illuviation typiques d’un sol gris forestier qui s’est développé également pendant le Début Glaciaire weichselien (Locht, 2002 ; Antoine et al., 2003, 2016). Néanmoins, la très faible teneur en matière organique du fond matriciel et l’abondance relative des revêtements humifères suggèrent que seule la racine du sol ait été conservée.
23L’unité 6 est un limon peu argileux, de teinte beige à brun clair. Des sables quartzeux, des fragments de silex et des concrétions ferro-manganiques roulées constituent la fraction grossière. Comme dans l’unité 7, des traits périglaciaires anciens ont été observés : des ovoïdes cryogéniques présents essentiellement à la base de l’unité et une structure lamellaire colmatée par des grains de quartz lavés (silts). L’unité 6 est surtout caractérisée par la présence de très nombreuses papules roulées d’argilanes orange limpides, parfois litées. Elles témoignent du démantèlement des horizons profonds du sol brun lessivé interglaciaire qui s’est formé sur les bords du paléovallon. Des nodules de sols ont été également repérés grâce à la présence d’argilanes orange mal orientées dans la bioporosité. Des pédoreliques ovoïdes se sont effondrées dans la macroporosité. L’observation des différentes lames minces qui constituent l’unité 6 montrent des petits niveaux plus riches en papules que d’autres, marquant ainsi plusieurs phases d’apports colluviaux. Comme dans l’unité 7, de nombreux revêtements argileux orange pâle, à brun clair, souvent lités, se sont déposés dans des biopores qui percent les colluvions. Les plus gros revêtements sont fragmentés sur place. L’ensemble du sédiment de l’unité 6 est affecté par une structure lamellaire (3-8 mm) et une hydromorphie marquée (plages de déferrification et d’oxydation). Ces traits cryogéniques sont vraisemblablement contemporains de la formation des fentes en coin qui s’ouvrent au sommet de l’unité 6. Postérieurement, une phase de pédogenèse affecte le sédiment. Elle est marquée par des revêtements argileux, humifères, poussiéreux, lités, qui prennent place dans une nouvelle génération de biopores. Ils se surimposent également à la première génération de revêtements argileux orange pâle/brun clair.
24L’unité 6 correspond à des apports colluviaux très fortement alimentés par l’érosion de l’horizon Bt de sol brun lessivé eemien. Ces apports se font en plusieurs phases, marquées par la densité relative des papules dans le sédiment. Une fois déposés, ils subissent une pédogenèse semblable à celle qui préside à la formation du sol de Bettencourt, puis un épisode de gel saisonnier profond accompagné de processus hydromorphes, et enfin une phase de stabilisation de l’environnement conduisant à la formation d’un sol gris forestier, dont l’unité 6 représente la base. Si les phases de pédogenèse et l’épisode de gel saisonnier profond sont communs aux unités 7 et 6, seule l’unité 6 a vraiment enregistré l’épisode d’érosion massive qui marque la transition entre l’interglaciaire eemien (stade isotopique 5e) et le tout début du Weichselien (stade isotopique 5d).
25L’unité 5 est un limon argileux brun-orangé. Sa limite avec l’unité 6 est très nette et régulière. La fraction grossière est très peu abondante. Comme dans les unités sous-jacentes, elle est représentée par des concrétions ferro-manganiques roulées et des silex. Quelques ovoïdes cryogéniques sont présents de manière ponctuelle. Des papules de petites tailles (limons à sables très fins) sont intégrées, probablement par la bioturbation, au fond matriciel de manière homogène sur toute l’épaisseur de l’unité. Elles correspondent à des fragments de revêtements argileux orange, issus de l’érosion de l’horizon Bt de sol brun lessivé eemien, mais également à des fragments de revêtements orange pâle/brun clair comparable à ceux du sol de Bettencourt. Aucune structure lamellaire n’affecte les sédiments de l’unité 5. Nous n’avons pas non plus observé de trace d’hydromorphie, telles celles rencontrées dans les unités sous-jacentes. Des revêtements argileux humifères et poussiéreux, comparables à ceux caractérisant un sol gris forestier, sont observés dans les biopores, bien que moins nombreux que dans l’unité 6. Les argiles du fond matriciel présentent une organisation qui témoigne d’une certaine évolution pédologique de (sub)surface. D’autres traits marquent une pédogenèse de surface : de nombreuses vésicules et chenaux, vides de tout revêtements argileux, témoignant du passage de la microfaune du sol ainsi que des plages de bioturbation du fond matriciel.
26La mise en place de l’unité 5 est régie par le dépôt de colluvions fines alimentées par le démantèlement du sol interglaciaire eemien et du sol de Bettencourt qui se sont formés alentours. Il se pourrait, vu la finesse du sédiment par rapport aux unités sous-jacentes, que des apports éoliens aient été mélangés aux colluvions. Un sol gris forestier se forme sur ces dépôts. Après une phase d’érosion de la partie supérieure du sol humifère, un hiatus sédimentaire est enregistré. Il correspond a minima au Pléniglaciaire inférieur weichselien et peut-être également, à la dernière partie du Début Glaciaire weichselien pendant laquelle se forment les sols steppiques, dont nous n’avons aucune trace en lames minces. Puis une phase de pédogenèse conduisant à la formation d’un horizon cambique, similaire aux horizons interprétés comme des sols bruns boréaux dans les séquences de références du nord de la France (Locht et al., 2003), affecte les dépôts présents en surface. De fins revêtements argileux orange limpides ont été observés dans de petits biopores. Dans la mesure où l’unité 5 est à faible profondeur sous la surface actuelle (1,50 m), il pourrait s’agir d’argilanes mis en place lors de la formation du luvisol holocène. L’unité 5 est donc interprétée comme un sol polyphasé développé sur des colluvions.
27Seule la partie inférieure de l’unité 4 a fait l’objet d’un prélèvement et d’une observation micromorphologique. Elle présente les mêmes caractéristiques que l’unité 5, mais les revêtements argileux humifères sont nettement moins présents, concentrés en base de lame, et un grand nombre de biopores ne présentent aucun revêtement. Les papules sont relativement moins nombreuses que dans l’unité 5. La partie inférieure de l’unité 4 est interprétée comme un niveau de transition entre le sol polyphasé sous-jacent et la base d’un horizon cambique en cours d’aggradation.
Tab. 1 : Description des principaux traits pédo-sédimentaires observés en micromorphologie.
Pl. 3 : Microphotographies de lames minces (LPNA).
(A) Unité 7 : Structure lamellaire (échelle : 1000 µm). (B) Unité 7 : revêtements argileux microlités fragmentés par le gel (échelle : 1000 µm). (C) Unité 7 : revêtements lités (échelle : 1000 µm). (D) Unité 7 : deux générations de revêtements argileux microlités (échelle : 100 µm). (E) Unité 6 : vue générale (échelle : 100 µm). (F) Ovoïdes cryogéniques et papules présents dans le fond matriciel (échelle : 1000 µm). (G) Unité 6 : plage de sables lavés (échelle : 500 µm). (H) Unité 6 : apports colluviaux lités (échelle : 1000 µm). (I) Unité 5 : vue générale (échelle : 500 µm). (J) Unité 4 : vue générale (échelle : 500 µm).
28Compte-tenu de l’ancienneté présumée des dépôts, ainsi que des débits de dose gamma mesurés in situ lors du prélèvement des échantillons, plusieurs approches ont été employées afin d’obtenir des âges radiométriques à partir des grains de quartz et de feldspaths présents dans les sédiments. Ainsi, pour les échantillons n°2, 3 et 4, les grains de quartz (fraction granulométrique 40–60 µm) ont été privilégiés mais leur signal de luminescence stimulée optiquement (OSL, Huntley et al., 1985) mesuré après purification de cette fraction par des techniques standard de tamisage et de traitements chimiques (Preusser et al., 2008), s’est avéré saturé en raison des teneurs en radioéléments (U, Th, et K) relativement élevées, dues vraisemblablement à la présence d’argiles. C’est donc le signal TT-OSL (thermally-transferred OSL : Wang et al., 2006 a,b ; Adamiec et al., 2008), dont le niveau de saturation est plus élevé que celui du signal OSL, qui a finalement été analysé : dans un premier temps, des aliquotes ont été exposées en laboratoire à la lumière d’un simulateur solaire (Hönle, UVACUBE 400) afin d’effacer leur signal TT-OSL puis, elles ont été irradiées à des doses de radiation croissantes, délivrées à l’aide d’une source radioactive calibrée. Les signaux TT-OSL régénérés ont été enregistrés avec un équipement de type Lexsyg Research (RICHTER et al., 2015) de Freiberg Instruments, et leur mesure a ainsi permis de construire une courbe de croissance du signal en fonction de la dose. Postérieurement, et pour chacun de ces trois échantillons, les signaux TT-OSL d’aliquotes naturelles ont été mesurés et interpolés sur cette courbe de croissance : chaque aliquote naturelle a donc fourni une dose équivalente (fig. 7). Cette même figure montre également la dispersion des signaux naturels pour l’échantillon n°2 ; il apparaît ainsi que toutes les aliquotes n’ont pas subi le même niveau de remise à zéro mais que nombre d’entre elles sont regroupées autour d’une même valeur. La dose équivalente correspondant à cette dernière a donc été évaluée en appliquant un modèle d’âge minimum, permettant d’écarter statistiquement les aliquotes présentant les plus larges doses.
29Pour les échantillons 5 et 6, encore plus anciens que les précédents, les grains de feldspaths ont été étudiés en raison de leur capacité à accumuler des doses bien supérieures à celles des quartz. Ces analyses ont aussi été conduites sur la fraction 40–60 µm mais sans extraction des feldspaths : ce sont donc des fractions polyminérales qui ont été étudiées. Trois types de signaux ont été mesurés : les signaux post-IR IRSL à 225 °C et 290 °C (luminescence infrarouge à température élevée : (Thomsen et al., 2008) avec un système Lexsyg Smart (Richter et al., 2013), et le signal de radiofluorescence (Trautmann et al., 1998 ; Erfurt & Krbetschek, 2003) mesuré à une température de 70 ˚C (RF70, protocole établi par : Frouin et al., 2017) avec un Lexsyg Research équipé d’une source annulaire. Systématiquement, chaque analyse a porté sur une aliquote unique de sorte que chacune d’elles fournisse une dose équivalente individuelle. Le signal pIRIR225 est connu pour être assez facilement remis à zéro lors du transport des grains, mais il souffre de l’effet de fading (une perte du signal avec le temps) si bien que les âges pIRIR225 doivent être ici considérés comme potentiellement trop jeunes par rapport à l’âge des dépôts. À l’inverse, le signal pIRIR290 n’est pas affecté par le fading mais sa sensibilité à la lumière du jour est bien inférieure au précédent, ce qui peut laisser penser que les âges pIRIR290 puissent être surestimés. Enfin, le signal RF70 a été étudié car il ne s’atténue pas au cours du temps et présente un niveau de remise à zéro similaire au signal pIRIR225. C’est donc ce signal qui semble fournir les âges les plus pertinents pour les échantillons 5 et 6.
30La figure 8 compare la courbe du signal de radiofluorescence (RF70) obtenu lors de l’irradiation d’une aliquote naturelle, à la courbe régénérée enregistrée à partir de la même aliquote préalablement remise à zéro ; la translation en dose correspond à la dose équivalente.
31Les distributions de doses équivalentes individuelles RF70 pour les échantillons 5 et 6 sont montrées sur la figure 9. Elles montrent une légèrement asymétrie vers les grandes doses pour l’échantillon 5, peut-être en raison d’un blanchiment insuffisant de certaines aliquotes, et des valeurs plus groupées (à l’exception de deux aliquotes qui ont livré des doses plus faibles) pour l’échantillon 6.
32Pour déterminer l’âge des cinq échantillons analysés, des mesures de spectrométrie de laboratoire ont complété les mesures in situ de dose gamma (Mercier & Falguères, 2007). Chaque échantillon a ainsi fait l’objet d’analyses destinées à déterminer ses teneurs en radioéléments (U, Th, K), et à s’assurer que les chaines radioactives (notamment celle de l’uranium-238) n’étaient pas déséquilibrées. Ces données sont reportées dans le tableau 2 (tab. 2) ainsi que les débits de dose induits pour la fraction analysée.
33Les doses équivalentes obtenues par la mesure des signaux TT-OSL (Quartz) et pIRIR225, pIRIR290 et RF70 (Fraction polyminérale) ainsi que les âges retenus sont portés dans le tableau 3 (tab. 3). Les doses équivalentes ont été calculées à l’aide du logiciel R (R Core Team, 2018 ; package ‘Luminescence’ : (Kreutzer et al., 2012, 2018). Pour obtenir les débits de dose, MS Excel a été utilisé et les âges calculés avec le logiciel Anatol v2.0.6 (non publié). Les âges sont cohérents avec la position stratigraphique des échantillons et s’étalent de 290 ± 44 à 51 ± 5 ka.
Fig. 7 : Échantillon Courv-2.
Les ronds sont les signaux TT-OSL régénérés à l’aide de doses croissantes ; les étoiles sont les signaux naturels. Leur interpolation sur la courbe de croissance permet pour chacun d’eux de déterminer sa dose accumulée.
Fig. 8 : Échantillon Courv-5.
Signal RF70 obtenu à partir d’une aliquote naturelle (rouge), et de la même aliquote préalablement remise à zéro (courbe verte). Le décalage en dose par l’ajustement des courbes rouge et verte correspond à la dose équivalente individuelle de l’aliquote concernée.
Fig. 9 : Distributions de doses équivalentes obtenues avec le signal RF70 pour les échantillons Courv-5 (A) et 6 (B).
34En région Centre-Val-de Loire, il existe peu d’études concernant les stratigraphies pléistocènes dites « de plateau », auxquelles il est possible de comparer les résultats de la coupe de Courville : la coupe de Saint‑Firmin-des-Prés (Lhomme et al., 1999) et celle de Bonneval (Despriée et al., 2018). Mais les études les plus complètes concernent des sites localisés au nord de la France. Parmi ceux-ci, on compte notamment Villiers-Adam (Locht et al., 2003), Bettencourt-Saint-Ouen (locht, 2002), Havrincourt (Antoine et al., 2014) et Étricourt (Hérisson et al., 2016).
35Le premier dépôt argilo-limoneux d’origine colluviale (unité 10), mis en place dans le paléovallon, date de 290 ± 44 ka, ce qui le place, compte tenu de la marge d’erreur, soit dans le stade isotopique marin 9 (SIM 9), soit dans le SIM 8. La structure lamellaire de ce dépôt indique l’action d’un épisode de gel profond saisonnier. Il est fortement érodé et recouvert par un limon argileux, très riche en concrétions Fe-Mn (unité 9). L’unité 9, ayant également subi une phase d’érosion comme en témoigne la morphologie de sa limite supérieure, est surmontée par un dépôt, constitué de deux sous-unités limoneuses, entrecoupées d’un niveau limoneux contenant une forte proportion de concrétions Fe-Mn (unité 7). La sous-unité basale a été déposée vers 262 ± 73 ka, soit au cours des SIM 9, 8, ou 7 tandis que la sous-unité sommitale s’est constituée vers 121 ± 11 ka, c’est-à-dire à la toute fin du SIM 6. L’ensemble du dépôt, d’origine colluviale et contenant des éléments géliflués (ovoïdes cryogéniques) présente une structure lamellaire. À Bonneval (Despriée et al., 2018), l’étude de la stratigraphie a montré le développement de luvisols interglaciaires au cours des SIM 11 et 9 mais celui du SIM 7 a été érodé. À Étricourt, ce sont les luvisols des SIM 9 et 7 qui ont été enregistrés, ainsi que des sol gris forestiers formés lors du démarrage de la péjoration climatique qui marquent la transition entre une période interglaciaire et une période glaciaire, notamment pour le SIM 9 (Hérisson et al., 2016). Ce type d’enregistrement est également bien connu pour le dernier cycle Eemien-Weichselien où un pédo-complexe formé au cours du Début Glaciaire surmonte un horizon Bt de luvisol interglaciaire, en général fortement tronqué (Locht, 2002 ; Locht et al., 2003). Il est fréquent que les niveaux formés par l’érosion des sol gris forestiers, au cours de l’entrée en glaciation, soient très riches en concrétions Fe-Mn (Lhomme et al., 1999 ; Locht et al., 2003, 2015). Aucun paléosol formé au cours des SIM 9 et 7 n’a été préservé dans la séquence de Courville. Mais la forte densité de concrétions Fe-Mn de l’unité 9 et du petit niveau compris dans l’unité 7 pourrait témoigner de leur existence, ce qui permettrait de placer le dépôt des unités 10 et 9, au SIM 8, et celui de l’unité 7 basale soit au SIM 8, soit pendant l’épisode de refroidissement qui se produit au sein du SIM 7.
Tab. 2 : Données radiométriques pour les cinq échantillons de Courville.
Pour les no 2, 3 et 4, les analyses ont porté sur le signal TT-OSL des grains de quartz. Pour les échantillons 5 et 6, le signal RF70 issu des grains de feldspaths présents dans la fraction polyminérale a été mesuré.
Tab. 3 : Doses équivalentes obtenues par la mesure des signaux TT-OSL (Quartz) et pIRIR225, pIRIR290 et RF70 (fraction polyminérale) et âges retenus pour les échantillons de Courville.
36A Courville, le luvisol qui s’est formé au cours de l’interglaciaire eemien n’a pas été retrouvé dans la coupe. Aucune illuviation correspondant à cette pédogenèse n’a été observée en place au sein des unités étudiées. En revanche, de nombreuses papules et nodules de sols issus de son démantèlement sont contenus dans l’unité 6. Celle-ci est caractérisée par la présence d’épais revêtements argileux de teinte orange pâle à brun clair, microlités, avec parfois des passées poussiéreuses, que l’on retrouve essentiellement dans la macroporosité. Très nombreux dans l’unité 6, ils affectent également l’unité 7. Ils marquent une pédogenèse intermédiaire entre le sol brun lessivé et le sol gris forestier qui lui est postérieur et sont comparables à ceux du sol de Bettencourt, qui se forme au cours du SIM 5c à Bettencourt-Saint-Ouen (Locht, 2002). L’absence de bioturbation du sédiment, les teneurs très faibles en carbone organique total et faibles en fer, indiquent toutefois que seule la racine du sol est conservée. Une partie des revêtements lités, montrant une alternance d’argiles limpides et de silt lavés peuvent résulter de processus de migration d’argiles sous l’action des processus cryogéniques (Vancampenhout et al., 2013).
37Ainsi, l’érosion du luvisol eemien et le dépôt de l’unité 6 dans le paléovallon se seraient produits au cours du SIM 5d. Cette phase est par ailleurs enregistrée à Bonneval et dans les séquences de référence du Nord de la France (Antoine et al., 2016). Au sommet de l’unité s’ouvre une fente en coin, profonde d’environ 1,50 m et dont le remplissage est daté de 88,7 ± 8,3 ka. Les observations faites sur le terrain n’ont pas permis de préciser s’il s’agissait d’un coin de sol ou d’une pseudomorphose de coin de glace (Harris et al., 1988). Bien que les marges d’erreur de la date du remplissage de la fente en coin soient importantes, elle semble s’être développée au cours du SIM 5b (vers 86 ka). L’âge obtenu sur le remplissage de la fente en coin de Courville-sur-Eure s’accorde avec les âges moyennés d’une série de dates obtenues sur des coins de sable et pseudomorphoses de coin de glace à remplissage composé, prélevés dans la vallée de la Loire, indiquant qu’une phase de contraction thermique se serait produite aux alentours de 86 ka (Andrieux et al., 2018). La structure lamellaire qui affecte les sédiments des unités 6 et 7, ainsi que la fragmentation in situ des revêtements argileux du sol de Bettencourt et l’hydromorphie des sédiments pourraient être synchrones de cette phase.
38S’ensuit une phase d’érosion des horizons supérieurs du sol de Bettencourt. Puis, des apports colluviaux (unité 5 et base de l’unité 4), riches en papules d’argilanes du Bt eemien mais également en papules de revêtements issus du sol de Bettencourt (présents surtout dans l’unité 5), viennent recouvrir l’unité 6 et fossiliser la fente en coin. Sur ces dépôts se forme un sol gris forestier, caractérisé en lames minces par des revêtements argileux humifères brun acajou, microlités, parfois poussiéreux. Ce sol s’enracine également dans l’unité 6 où des revêtements humifères ont été observés dans une bioporosité de petite taille qui recoupe la structure lamellaire, ainsi que sur les agrégats polyédriques. Ils se surimposent également aux revêtements argileux du sol de Bettencourt dans la bioporosité de plus grande taille. En revanche, l’absence de matière organique dans la masse basale, l’absence de bioturbation et la faible teneur en Fer indique que seule la base du sol gris forestier est préservée dans la stratigraphie. Au nord de l’Eure-et-Loir, à proximité du cours de l’Eure, un sol gris forestier, bien conservé, a été reconnu sur des dépôts de versants (Dewolf, 1977). Cette phase de pédogenèse est donc bien attestée dans les régions plus méridionales du Bassin Parisien, que celles étudiées jusque-là. La formation des sols gris forestiers est attribuée à la première partie du SIM 5a, ce qui renforce l’attribution chronologique de l’existence d’un permafrost au SIM 5b. Nous enregistrons ensuite un grand hiatus sédimentaire, correspondant au SIM 4. De petits apports reprennent au Pléniglaciaire moyen. En effet l’unité 4 est datée de 50,8 ± 4,9 ka, c’est-à-dire au début du SIM 3. Cet interstade est essentiellement marqué par le développement d’un sol brun boréal ou sol de Saint-Acheul (Locht et al., 2003), aux dépens des sédiments des unités 5 et 4. Ce sol est caractérisé par un enrichissement de la masse basale en argiles d’origine pédologique mais sans illuviation et une forte bioturbation, ce qui a été constaté en micromorphologie, ainsi que par une augmentation des teneurs en Fer et en carbone organique totale, vue dans les résultats des analyses physico-chimiques. L’évolution pédogénétique est constante pendant le dépôt des unités 3 et 2. Elles correspondent donc à un sol cumulique qui se forme a priori au cours du SIM 3. Bien que plusieurs épisodes de gel saisonnier se soient produits dans le Bassin parisien pendant le Pléniglaciaire moyen et le Pléniglaciaire supérieur, aucun n’a affecté les sédiments des unités 5 à 2 incluse de la coupe de Courville. En effet, on n’observe ni structure lamellaire, ni hydromorphie. Il est donc fortement probable que des dépôts, aujourd’hui absents de la séquence stratigraphique, aient protégés les unités 5 à 2 des rigueurs du climat périglaciaire. L’unité 1 correspondant à l’horizon de labour actuel.
39À Courville, une accumulation de plusieurs mètres de sédiments limoneux d’origine éolienne a colmaté un paléovallon situé en rive gauche de l’Eure. Les cinq datations par luminescence réalisées sur la séquence offrent un calage chronologique qui couvre le Pléistocène moyen et supérieur, du SIM 8 au SIM 3 ; les dépôts les plus récents appartenant vraisemblablement à l’Holocène (fig. 10). La dynamique colluviale, mêlant lœss et produits d’érosion des substrats locaux, est la principale responsable de l’accumulation sédimentaire qui se produit essentiellement au cours des phases glaciaires. Les paléosols pléistocènes des SIM 9, 7 et 5b, dont certains sont présents sur le site de la Jouannière à Bonneval (Despriée et al., 2018) n’ont pas été conservés. Seuls un pédo-complexe du Début Glaciaire weichselien, très érodé, ainsi qu’un sol brun boréal rapporté au SIM 3, ont été préservés. Malgré ces lacunes, l’étude de la coupe de Courville poursuit la démonstration de l’existence locale de fortes épaisseurs de sédiments quaternaires dans ce secteur nord de la région Centre-Val de Loire. À l’instar des sites de Bonneval (Despriée et al., 2018), Illiers-Combray (Perrichon et al., 2014 ; Borderie et al., inédit) et de Mainvilliers (Coussot in Gay et al. 2018, p. 33-36), elle contribue à l’élaboration d’un cadre chronostratigraphique régional, dont les toutes premières bases ont été mises en place au cours de ces dernières années (Coussot & Liard, 2017). La multiplication de ces recherches permettra à terme de comparer les variabilités de l’enregistrement pédo-sédimentaire avec les régions plus septentrionales de la France, dont les séquences stratigraphiques font référence pour le Pléistocène du Bassin parisien.
Fig. 10 : Interprétations chronostratigraphiques de la séquence de Courville avec la courbe isotopique L504 (after Lisiecki & Raymo, 2005).
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