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Interactions Homme / Environnement depuis le Néolithique : impacts anthropiques sur la morphogenèse colluviale en contexte de pied de versant à Mareuil‑le‑Port (Grand Est, Marne)

Human / environment interaction since the Neolithic: human impacts on a footslope colluvial morphogenesis at Mareuil‑le‑Port (Grand Est, Marne)
Adrien Gonnet, Cécilia Cammas et François Coupard
p. 111-122

Résumés

Situées dans la vallée de la Marne, en contexte de pied de versant et au débouché d’un vallon sec, les opérations de diagnostic et de fouille archéologiques menées par l’INRAP à Mareuil-le-Port « Terre des Morts » ont mis en évidence une épaisse sédimentation colluviale scellant des lambeaux de paléosurface anthropisée au cours du Néolithique moyen. Les archives pédosédimentaires témoignent de la rythmicité dans les phases d’érosion/sédimentation, ponctuées par au moins une période de stabilité morphodynamique qui se matérialise par une petite pédogenèse attribuable à l’Atlantique. Hormis quelques éléments mobiliers en position primaire au sein de la paléosurface, et qui témoignent d’une fréquentation du site au cours du Néolithique moyen II, peu d’artéfacts archéologiques permettent de préciser la chronostratigraphie. Cinq datations OSL complètent ce calage chronostratigraphique et mettent en évidence une sédimentogenèse colluviale dès la transition Dryas récent / Préboréal
(11,82 ± 0,66 ka), une période de stabilité paysagère à la fin de l’Atlantique (5,59 ± 0,31 ka) avant une reprise détritique au
Subboréal (3,25 ± 0,16 ka, 2,51 ± 0,13 ka), en lien avec des indices de fréquentation du site au Bronze final. L’analyse macro- et micromorphologique des pédosédiments du site de Mareuil-le-Port conforte des indices de mise en culture des sols, favorisant leur déstabilisation et une morphogenèse colluviale rapide. Ces données suggèrent un forçage anthropique marqué à partir du Bronze final et complètent les archives fluviatiles régulièrement étudiées dans les fonds de vallées du Bassin parisien et du Nord-Ouest européen.

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Texte intégral

Les auteurs souhaitent remercier Julienne Piana et Cécile Germain-Vallée pour la pertinence de leurs remarques ayant contribué à l’amélioration de ce manuscrit.

1 - Introduction

1Les dépôts de pente constituent des archives privilégiées pour l’étude des relations Homme / milieu (Bertran & Texier, 1997, 1999 ; Berger et al., 2000 ; Bertran, 2004), afin, d’une part, d’appréhender l’influence des processus érosifs sur la taphonomie des sites et des vestiges associés (Brochier, 1999) et d’autre part de participer à la détermination des forçages anthropiques et climatiques sur les dynamiques des paysages (Thiemeyer et al., 2005 ; Gonnet, 2017). Pourtant, contrairement aux archives de fonds de vallée, elles ne font que rarement l’objet d’investigation et sont rarement intégrées aux modèles d’évolutions morpho- et pédosédimentaires à l’échelle de l’Holocène (Germain-Vallée & Lespez, 2011 ; Froehlicher et al., 2016). Le développement des opérations d’archéologies préventives (diagnostics et fouilles) dans des contextes de versants, pieds de versant ou de fond de vallon, conduit peu à peu à documenter ces dépôts, leur morphogenèse et les phases de stabilité paysagères qui les ont affectés (Gebhardt et al., 2014 ; Gonnet, 2017). C’est ainsi que les opérations de diagnostic, puis de fouille archéologiques, menées par l’INRAP en 2014 et 2017 à Mareuil-le-Port (Marne, Grand Est), ont conduit à la caractérisation des dépôts de pente accumulés depuis le Pléniglaciaire supérieur et à leur mise en relation avec les forçages climato-anthropiques sur les milieux à l’échelle locale. Ces dépôts permettent, outre de documenter la connectivité entre plateaux, versants et fonds de vallée sur un secteur de la catena, de mieux comprendre l’impact des processus érosifs et des dynamiques morphosédimentaires dans la taphonomie des vestiges mis au jour.

2 - Secteur d’étude

2Situé dans la partie centre-orientale du Bassin de Paris, le site de Mareuil-le-Port « Terre des Morts » s’implante en bordure de la plaine alluviale de la Marne, en aval de l’entonnoir de percée cataclinale disséquant la cuesta d’Île-de-France (fig. 1A). La parcelle fouillée s’implante au pied d’un vaste plateau constitué de formations tertiaires et quaternaires, basé sur des assises crayeuses du Secondaire (Campanien) (fig. 1B). Le site est localisé au pied d’un versant qui s’étend en pente douce (pente moyenne 4 %) vers le nord-nord-est, au débouché d’un vallon sec orienté ouest-est. Le versant est lui-même disséqué au nord par la vallée de la Marne. La zone d’étude est également située en rive gauche d’un petit hydrosystème de faible ordination (ordre 3 selon Strahler, 1957) affluent de la Marne, le Flagot. La nature des terrains sédimentaires affleurants ou sub-affleurants dans le secteur de Mareuil-le-Port, ainsi que la déclivité des versants, conditionnent la mise en place d’épaisses formations colluviales issues de l’érosion des plateaux et des versants et accumulées au contact avec la plaine alluviale de la Marne (fig. 1B). Cette accumulation s’effectue sous forme de glacis d’épandages, qui masquent régulièrement le substrat tertiaire et secondaire en pied des versants ainsi que les terrasses alluviales de la Marne, ou bien sous la forme de cônes détritiques aux débouchés des vallons secs. Le dépôt de ces colluvions a en effet été favorisé par un réseau de vallons et vallées sèches à la morphologie en V, permettant au transfert sédimentaire de s’effectuer entre les zones sources (plateaux, versants) et les zones d’accumulation (pied de versant, fonds de vallée).

3Au cours des opérations archéologiques préventives, l’observation des séquences pédosédimentaires colluviales a permis d’identifier au moins un horizon décrit comme une probable paléosurface anthropisée (Verbrugghe, 2014), enfouie sous des dépôts colluviaux (horizon Ab, Baize & Girard, 2009) et probablement développée aux dépens de colluvions antérieures (fig. 2). Cette séquence est donc caractéristique des sols cumuliques ou colluviosols (Baize & Girard, 2009), et témoigne d’apports détritiques successifs qui subissent des transformations post‑dépositionnelles à la faveur de périodes de stabilité morpho-sédimentaires, qu’il convient de préciser d’un point de vue chronostratigraphique. La paléopédologie, permettant notamment d’identifier les phases de stabilité et d’instabilité des paysages holocènes, fournit ainsi une base solide pour appréhender l’histoire des paysages puisque les sols sont des systèmes particulièrement réactifs aux changements climatiques et aux activités humaines (Berger, 2006 ; Germain-Vallée & Lespez, 2011).

4Lors des opérations archéologiques, la paléosurface enfouie a principalement livré du mobilier lithique, sous forme d’une petite série d’une quarantaine de pièces en bon état de conservation attribuée au Néolithique (Verbrugghe, 2014 ; Coupard, 2018). Cette série comporte notamment 2 haches polies (attribution Néolithique moyen II), des éclats de débitages, une pièce façonnée, 2 nucléus ainsi qu’une armature micro-denticulée (Néolithique moyen II, Michelsberg). Les dépôts surmontant la paléosurface ont, quant à eux, révélé du mobilier céramique attribué à la Protohistoire lato sensu, ainsi qu’une incinération en pleine terre, attribuée à la fin de l’âge du Bronze par datation radiocarbone (3380-3250 cal. BP, Beta-372048) (Verbrugghe, 2014 ; Coupard, 2018). Ces dépôts postérieurs à l’horizon Ab correspondent également au niveau de lisibilité de deux structures d’ensilage non datées.

5Ainsi, afin de mieux comprendre l’évolution pédologique et la rythmicité des dépôts, nous avons mis en place au cours de la fouille archéologique une double lecture pédostratigraphique selon une approche multi-scalaire. Celle-ci est principalement basée sur une interprétation de la séquence en macroscopie, mais également en micromorphologie, tout en intégrant à notre réflexion les données chronologiques (issues des datations par Luminescence Stimulée Optiquement et du mobilier archéologique offrant un terminus post quem pour les dépôts successifs) et lithostratigraphiques à l’échelle du site et du bassin versant.

Fig. 1 : Localisation et contexte de l’étude.

Fig. 1 : Localisation et contexte de l’étude.

(A) Localisation du site de Mareuil-le-Port. (B) Contexte géomorphologique du bassin versant de la Marne à Mareuil-le-Port (modifié d’après la carte géologique à 1/50 000 BRGM, Hatrival 1977, système de coordonnées WGS84).

Fig. 2 : Mise en évidence d’une paléosurface enfouie (unité Ab) sous des dépôts colluviaux, surmontée d’une incinération en pleine terre de l’âge du Bronze

Fig. 2 : Mise en évidence d’une paléosurface enfouie (unité Ab) sous des dépôts colluviaux, surmontée d’une incinération en pleine terre de l’âge du Bronze

Cliché : P. Verbrugghe, Inrap.

3 - Matériel et méthodes

6La séquence pédosédimentaire de Mareuil-le-Port a bénéficié d’observations macroscopiques lors de la phase de terrain, par le biais de relevés pédostratigraphiques. Les coupes ont été réalisées à l’aide d’engins mécanisés (pelle mécanique et godet d’une largeur de 3 m). La séquence de référence a été définie à travers les logs 1 et 2 (fig. 3), ainsi que par la réalisation d’un transect de 25 m de longueur, orienté ouest-est.

7Six blocs micromorphologiques orientés ont été prélevés au sein de la séquence de référence, documentant l’ensemble des unités pédosédimentaires mises au jour à l’exception de l’horizon de labour en surface. Les lames ont été réalisées au laboratoire AgroParistech de Grignon, selon la méthode de fabrication mise au point par P. Guilloré (Guilloré, 1985). La description des microfaciès a été réalisée au microscope polarisant selon la méthode développée par P. Bullock (Bullock et al., 1985) et complétée par G. Stoops (Stoops et al., 2003, 2010).

8En raison des questionnements soulevés par l’intégrité taphonomique des charbons mis au jour au sein de la séquence (charbons potentiellement plus anciens que le dépôt remanié lors de la morphogenèse colluviale), nous avons opté pour l’utilisation de la méthode de datation par Luminescence Stimulée Optiquement (ou Optically Stimulated Luminescence - OSL), afin de caler chronologiquement les différentes phases de sédimentation et de stabilité paysagère. Cette méthode, largement utilisée au cours des dernières années pour procéder à la datation des dépôts quaternaires (Mercier, 2008 ; Froehlicher et al., 2016), consiste à déterminer la dernière exposition des grains de quartz à la lumière naturelle (Funchs & Lang, 2009). Cinq échantillons ont été prélevés au sein de tubes opaques en PVC d’une longueur de 30 cm environ, entièrement insérés dans le sédiment à la base des horizons. Les datations ont été réalisées par le laboratoire Humboldt Innovation de l’université Humboldt de Berlin (Allemagne). Les grains prélevés dans les tubes pouvant être en partie remaniés par les processus de bioturbation (pédofaune, mésofaune), l’analyse multigrain a été retenue. Cette approche fonctionne également si les sédiments ont été déposés sur une courte distance (Lang & Hönscheidt, 1999 ; Froehlicher et al., 2016). Une pédoturbation de la séquence et des grains entraînant un risque de blanchiment du signal étant possible (enfouissement plus récent que la morphogenèse colluviale), l’âge obtenu par OSL (incertitude de 1 σ) est ainsi à considérer comme un âge minimal plutôt qu’un âge absolu (Mercier, 2008).

Fig. 3 : Séquence pédosédimentaire de Mareuil‑le‑Port « Terre des Morts » et coupe sud.

Fig. 3 : Séquence pédosédimentaire de Mareuil‑le‑Port « Terre des Morts » et coupe sud.

1/ Horizon de labours Ap, 2/ Colluvions sablo-limoneuses brunes, unité col4, 3/ Colluvions sablo-limoneuses brunes, unité col3, 4/ Colluvions sablo-limoneuses brunes, unité col2, 5/ Paléosurface enfouie, unité Ab, sédiment limoneux mal trié et bioturbé, 6/ Colluvions limono-sableuses, unité col1, 7/ Sédiment limoneux bien trié jaunâtre, unité Lr, 8/ Terrasse pléistocène nfx, 9/ Prélèvement OSL, 10/ Prélèvement micromorphologique.

4 - Résultats

4.1 - Description de la séquence pédosédimentaire de Mareuil‑le‑Port

9Ponctuellement, lors de la fouille du site, des lambeaux de terrasse alluviale pléistocène, précédemment évoqués (fig. 1) ont été mis au jour sous la forme de blocs silico-calcaire de taille pluri-centimétrique à décimétrique, émoussés, pris dans une matrice sableuse grossière (unité nfx, fig. 3). L’origine alluviale du matériel est attestée par la présence de galets et graviers aplatis et fortement émoussés. Leur granulométrie témoigne d’une mise en place en contexte périglaciaire, associée à des dynamiques hydrologiques de climat froid.

10Ces lambeaux de terrasse sont scellés par l’unité Lr, décrite comme un sédiment limoneux à limono-sableux fin, jaunâtre, globalement bien trié avec toutefois la présence de granules silico-calcaires ponctuels. Cette unité repose en discordance sur la terrasse alluviale pléistocène. Le bon tri granulométrique du dépôt semble suggérer une origine lœssique, bien que la présence d’éléments ponctuels plus grossiers témoigne d’un probable remaniement de ces formations par ruissellement. Ce dépôt présente de nombreuses traces de bioturbation par la pédofaune (chenaux de lombricidés). La limite stratigraphique entre cet horizon et l’unité supérieure (col1 et col2, fig. 3) est bien identifiable et marque ainsi une limite sédimentaire.

11L’unité col1 correspond à un sédiment limoneux à limono-argileux brun foncé à orangé. Présentant une structure globalement massive, il a été observé principalement au sein du log 1, et s’épaissit vers le nord de l’emprise. La limite supérieure de cet horizon est peu marquée, ce qui témoigne d’une limite pédologique et non sédimentaire.

12L’unité Ab correspond à la potentielle paléosurface (Horizon A, buried, Baize & Girard, 2009) mise au jour dès la phase de diagnostic. Elle est décrite sous la forme d’un sédiment limoneux à limono-argileux à structure grumeleuse, de couleur brun. Cette unité est globalement mal triée et bioturbée et comporte de nombreuses granules siliceuses et silico-calcaires émoussées. Le mauvais tri granulométrique et la présence d’éléments silico-calcaires émoussés permettent de suggérer une origine allochtone du sédiment, probablement lié à une accumulation colluviale.

13Surmontant Ab, trois unités stratigraphiques (col2, col3 et col4) ont été mises au jour. Principalement identifiables à leur mauvais tri granulométrique et leur hétérogénéité, elles sont essentiellement composées d’une matrice limono-sableuse et comportent de nombreuses granules silico-calcaires pseudo-émoussées. La limite stratigraphique entre ces différentes unités est relativement floue. Ces trois dépôts se distinguent essentiellement par leurs traits post-dépositionnels (bioturbation) et leur coloration brunâtre. Selon le référentiel pédologique, ils se rattachent à des horizon Jp/Js (horizons de profondeur - Jp - ou de surface – Js - peu différenciés à structure pédologique peu évoluée en raison de leur formation récente, Baize & Girard, 2009).

14Enfin, la partie supérieure de la séquence correspond à l’horizon de labours actuels, Ap (ploughed, Baize & Girard, 2009), développé aux dépens des matériaux colluvionnés sous-jacents. Il se caractérise par une matrice limono-sableuse également mal triée, riche en silex pseudo-anguleux et à structure grumeleuse.

4.2 - Description de la séquence micromorphologique de Mareuil‑le‑Port

15Pour aboutir à une caractérisation plus fine des faciès sédimentaires précédemment présentés selon une approche macroscopique, les principales caractéristiques microscopiques ont été recensées dans un tableau (tab. 1) et semi‑quantifiées visuellement.

16La séquence mise au jour est ainsi typique des colluviosols ou sols cumuliques avec des apports et une sédimentation qui vient sceller des niveaux de surface/subsurface successifs, de manière rythmée. À la base de la séquence, il a été possible de définir une première phase d’apports détritiques, constituée de formations limoneuses carbonatées (unité Lr, fig. 4A). Elle est toutefois enrichie en sables et limons quartzeux. L’accélération des processus érosifs aboutit par la suite au remaniement d’anciens horizons Bt de luvisols (unité col1, fig. 4B). Ces fragments de Bt ont probablement été développés en amont sur le plateau et en rupture de pente, aux dépens des séquences lœssiques. En effet, la présence de placages lœssiques sur le plateau (fig. 1B) suggère le développement de luvisols holocènes aux dépens de ces lœss, avant leur érosion. Ainsi, l’unité col1 observée en macroscopie est enrichie en argile, non pas par le fait des processus d’argilluviation, mais bien par la troncature et le dépôt d’anciens horizons Bt probablement développés en amont du site dans des luvisols (revêtements argileux limpides, Deak et al., 2017). Au sein de l’unité col1, les vides d’entassement et les vésicules sont positionnés de façon sub-horizontale, ce qui suggère des limites de cisaillement, typiques des mouvements de masse (cryoreptation, Bertran & Texier, 1999 ; Bertran, 2004). Cette hypothèse est également confortée par la position subhorizontale de certains grains de quartz grossiers (fig. 4C). Ainsi, col1 correspond à des apports rythmés rapides. Ils ont été rapidement enfouis puisque la bioturbation ne se manifeste ici que par quelques chenaux et un micro-agrégat, n’a pas eu complètement eu le temps de transformer le dépôt, ni d’en brouiller les limites. Ces dépôts pourraient s’apparenter à des micro-coulées boueuses de pédosédiments, en contexte périglaciaire comme le suggèrent les données chronologiques (cf. infra, 4.3) ainsi que la présence de vésicules et de vides d’entassements. Les quelques plages d’imprégnations ferrugineuses marquent, quant à elles, des engorgements temporaires de l’unité.

17L’unité Ab est principalement caractérisée par une porosité semi-ouverte, avec des vides majoritairement de type cavitaires et d’entassement, ainsi que de nombreuses traces de bioturbation (fig. 4D) par les lombricidés et les géophages (chenaux, micro-agrégats, bioturbation en pile d’assiette et en nid d’abeille) et par les racines (matière organique dégradée). Cette porosité, ces traces de bioturbation mais aussi la présence marquée de poussières organiques, suggèrent qu’il s’agit d’un horizon de sub-surface soumis à une pédogenèse active postérieurement au dépôt colluvial initial. Cette paléosurface est donc développée aux dépens des apports col1.

18L’observation micromorphologique des unités supérieures (col2 et col3) met en évidence la mise en culture des sols à travers l’abondance de fragments de croûtes sédimentaires assimilables à des agricutanes (anciennes organisations pelliculaires de surface -  OPS, fig. 4E). Elles se caractérisent par une orientation des poussières argileuses et un microlitage alternant lamines fines (inférieures à 30 µm et plus grossières, silteuses, d’environ 60 µm). Les agricutanes ont été régulièrement décrites dans la littérature (Bullock et al., 1985 ; Stoops et al., 2003 ; Le Bissonnais et al., 2005 ; Béguier et al., 2011 ; Gebhardt & Langhor, 2015 ; Deak et al., 2017). De nombreux micro-charbons et des intercalations poussiéreuses ont également été observés (fig. 4F). Ces éléments permettent de proposer l’hypothèse d’anciens horizons de surface/subsurface. Les horizons identifiés comme d’anciennes surfaces semblent rapidement scellés (surfaces/subsurfaces fugaces) par des apports rythmés. Des limites de cisaillement sont toutefois régulièrement observables malgré l’impact de l’activité biologique. Leur présence suggère un enfouissement rapide et régulier, typique des sols cumuliques, probablement liés à la mise en culture des sols.

Tab. 1 : Principales observations micromorphologiques, tableau simplifié.

Tab. 1 : Principales observations micromorphologiques, tableau simplifié.

(+ présent, ++ abondant, +++ très abondant).

Fig. 4 : planche photo micromorphologique.

Fig. 4 : planche photo micromorphologique.

(A) Matrice calcitique et nodules carbonatés (unité Lr, P6 UMS1, PPL). (B) Revêtement argileux limpide (R), fragments de Bt (unité col1, P6 UMS2, XPL) . (C) Limite de cisaillement et quartz (Q) alignés (unité col1, P6 UMS6, XPL) . (D) Agrégats (bioturbation) et imprégnations ferrugineuses (Fe) de la masse fine (unité Ab, P5 UMS5, PPL) . (E) Agricutane (unité col2, P4, UMS1, PPL) . (F) Bioturbation et micro-charbon (unité col4, P1, UMS1, PPL).

4.3 - Cadre chronostratigraphique

19Les résultats des datations OSL sont synthétisés dans le tableau 2 (tab. 2).

20L’ensemble des datations obtenues par OSL s’inscrivent dans un cadre chronostratigraphique cohérent avec les données de terrain. Outre ces datations absolues, le terminus post quem fourni par les pièces lithiques (Néolithique moyen II) au sein de la paléosurface Ab conforte également ce cadre chronologique. De même, des éléments céramiques ont été mis en évidence au toit de cette paléosurface, hors structure. Trois fragments de forme sont notamment attribuables au Néolithique (Coupard, 2018).

21La datation radiocarbone effectuée lors du diagnostic sur l’incinération en pleine terre (unité col2), et attribuée au Bronze final (3380-3250 cal. BP, Beta-372048, calibration à 2 sigma) offre quant à elle un terminus ante quem pour les horizons sous-jacents. Elle coïncide également avec la datation MLP OSL 4, réalisée au sein de la même unité.

Tab. 2 : Résultats des datations OSL.

Tab. 2 : Résultats des datations OSL.

5 - Discussion

22Les données macro- et micromorphologiques de la séquence de Mareuil-le-Port, associées aux datations OSL obtenues (fig. 5) permettent de proposer une première hypothèse d’évolution morphodynamique du secteur étudié.

23La mise en évidence de formations limoneuses jaunâtres carbonatées (Lr) à la base suggère une première phase de sédimentation, que les datations OSL attribuent au Pléniglaciaire supérieur, il y a 22 000 ans. À l’échelle du Nord de la France et du Nord-Ouest européen, cette période est définie par la mise en place de grands placages lœssiques dans un contexte morphogénétique de climat froid et aride (Lautridou, 1985 ; Lebret & Lautridou, 1991 ; Antoine, 2002). La position du site en pied d’un versant nord-nord-est est par ailleurs favorable à une telle accumulation de lœss. Le tri granulométrique observé dans l’unité Lr (présence de quelques sables quartzeux émoussés en micromorphologie) suggère toutefois un léger remaniement de ces dépôts lœssiques carbonatés. L’observation des pédosédiments à l’échelle microscopique n’a, en outre, pas permis de mettre en évidence de structuration par le gel de l’unité Lr (agrégats ovoïdes ou revêtus évoquant des processus de gélifluxion en contexte périglaciaire, Van Vliet-Lanoë, 2010).

24La décarbonatation des lœss est quant à elle active depuis la transition entre le Pléistocène supérieur et le Tardiglaciaire (Van Vliet-Lanoë et al., 1992). Elle résulte du lessivage et d’une migration verticale des composants carbonatés au sein du solum avec une stabilisation des fronts de décarbonatation des lœss depuis le Néolithique (Van Vliet-Lanoë et al., 1992). Ainsi, la présence de carbonates secondaires au sein de l’unité Lr, tout comme l’absence de figures de gel à l’échelle microscopique, suggère une troncature érosive de l’horizon C décarbonaté développé au sein de la séquence. De même, la discordance majeure entre l’unité Lr et l’unité col1, bien mise en évidence à la fois en macroscopie, mais également par l’observation micromorphologique, souligne également une troncature érosive intense, ayant décapé également la partie supérieure décarbonatée du solum alors en cours de pédogenèse. La datation OSL (MLP OSL 2 : 11,82 ± 0,66 ka) attribuée à la transition Tardiglaciaire / Holocène souligne l’impact de la péjoration climatique du Dryas récent (12900-11700 cal. BP) sur l’environnement. Dans de nombreuses vallées du Nord de la France et plus précisément du Bassin parisien, cette période du Dryas récent et le forçage climatique liée à cette péjoration est caractérisée par une crise détritique majeure (Pastre et al., 2000, 2003 ; Antoine et al., 2002 ; Orth, 2003 ; Orth et al., 2004 ; Limondin-Lozouet et al., 2004 ; Granai et al., 2011 ; Gonnet, 2017). Cette troncature est donc postérieure aux dépôts du Pléniglaciaire weichsélien mais antérieure au Dryas récent, datation fournie par MLP OSL 2. Les observations micromorphologiques suggèrent également une morphogenèse sous forme de micro-coulées boueuses en contexte périglaciaire, que l’on peut de fait attribuer au Dryas.

25Si les datations obtenues entre l’unité col1 (MLP OSL 2 : 11,82 ± 0,66 ka) et l’unité Ab (MLP OSL 3 : 5,59 ± 0,31 ka) suggèrent un hiatus majeur correspondant à la première moitié de l’Holocène, les observations micromorphologiques témoignent d’apports colluviaux tout de même rythmés. Cela suggère une sédimentation détritique ralentie au cours de la première moitié de l’Holocène, période généralement caractérisée par un couvert forestier dominant et un faible impact des sociétés du Mésolithique (Leroyer, 1997 ; Pastre et al., 2002, 2003). Cette période de stabilité paysagère s’exprime par le développement pédogénétique de Ab aux dépens de col1. La faible puissance stratigraphique de ces dépôts (les deux unités n’excédant pas 0,40 m), ainsi que les traces de bioturbation observées au sein de l’unité Ab en micromorphologie (pédogenèse forte de l’UMS5, lame P5), suggèrent une phase de longue stabilité pédosédimentaire coïncidant avec l’Optimum climatique Holocène. Toutefois, le caractère fragmenté des tessons et l’état altéré des pièces lithiques (patine envahissante) mis au jour au contact entre l’unité Ab et le dépôt colluvial qui lui succède (col2) évoquent un milieu dépositionnel relativement instable. Ces questions d’ordre taphonomique sont à mettre en relation avec l’accélération des processus érosifs mis en évidence par les observations micromorphologiques, ayant pu éroder les niveaux d’occupation du Néolithique à l’échelle extra-site. De plus, à l’échelle intra-site, l’horizon Ab n’a pas été mis en évidence sur l’ensemble des séquences, puisqu’il est tronqué le long de la berme sud de l’emprise (fig. 3).

26Postérieurement au Néolithique moyen II (dont le terminus post quem est fourni par la datation MLP OSL 3), les processus érosifs et les dépôts sédimentaires s’accélèrent (UMS6, lame P5) dans la seconde moitié du Subboréal (col2, col3). Les datations obtenues sur les apports détritiques col2 coïncident quant à elles avec l’âge du Bronze moyen / début Bronze final (MLP OSL 4 : 3,25 ± 0,16 ka et âge radiocarbone fourni par l’incinération en pleine terre de 3380‑3250 cal. BP, Beta 372018) puis la transition entre le premier et le second âge du Fer (MLP OSL 5 : 2,51 ka ± 0,13). Bien que le Subboréal soit jalonné de péjoration climatiques brusques (événement de 4,2 ka BP), les datations obtenues à Mareuil-le-Port ne sont pas contemporaines de phases de dégradations paléo-climatiques majeures connues. Cela semble témoigner à l’échelle locale d’un impact marqué et continu des sociétés néolithiques puis protohistoriques (âge du Bronze puis transition Hallstatt/La Tène) sous la forme de défrichements et de mise en culture des sols au sein du site, le long du versant et en tête du vallon sec. Les observations micromorphologiques vont également dans le sens d’une accélération des processus d’érosion/sédimentation liée à l’anthropisation des sols, à la manière des observations réalisées auparavant en Ile-de-France sur le site de Méré (Yvelines, Wattez & Onfray, 2012). Ces apports détritiques rythmés aboutissent ainsi à la naissance d’un sol cumulique en position de pied de versant, remaniant ponctuellement des anciens horizons d’argilluviation développés aux dépens des séquences lœssiques sur le plateau. À l’échelle du Bassin parisien, la Protohistoire est par ailleurs déjà considérée comme une période charnière dans la mise en place des processus érosifs (Vannière et al., 2003 ; Lespez et al., 2005, 2008 ; Germain-Vallée & Lespez, 2011 ; Lespez, 2012 ; Ertlen et al., 2012 ; Gebhardt et al., 2014 ; Gonnet, 2017), faisant suite aux premiers défrichements du Néolithique. C’est également le cas à l’échelle du Nord-Ouest européen, notamment en Allemagne, où de nombreuses études ont mis en évidence une intensification des crises érosives au cours de l’âge du Bronze et de l’âge du Fer (Lang, 2003 ; Kalis et al., 2003 ; Thiemeyer et al., 2005 ; Dotterweich, 2008, 2012 ; Dreibrodt et al., 2010).

27Les datations OSL réalisées sur la séquence de Mareuil-le-Port ne couvrent toutefois pas les périodes les plus récentes de l’Holocène, comme les époques modernes et contemporaines dans la seconde moitié du Subatlantique. Pourtant, ces périodes correspondent à une accélération de l’érosion, généralement rattachée à une pression anthropique toujours plus forte sur les milieux (Neboit-Guilhot, 1999, 2010). Certains vallons secs enregistrent d’ailleurs leur maximum du colmatage détritique postérieurement au second âge du Fer (site de Villers-Ecalles en Normandie, Gonnet, 2017). À Mareuil-le-Port, seulement 0,40 m (0,80 m en ajoutant l’horizon labouré développé aux dépens de col4) de sédiments colluvionnés sont stockés depuis la transition entre le premier et le second âge du Fer (MLP OSL 5). Mais la faible puissance stratigraphique de sédiments plus récents n’est pas synonyme d’un ralentissement de sédimentation et de l’érosion des sols en amont. Les études menées en Belgique dans un bassin versant à dominance lœssique (Verstraeten et al., 2009a,b) ont mis en évidence que les fonds de vallons secs enregistrent mieux les crises détritiques de la Protohistoire, dont les matériaux érodés sont localisés principalement à proximité de leurs zones sources. Seulement 39 % de ces sédiments parvient à rejoindre les grands corridors fluviaux et à contribuer à l’atterrissement des fonds de vallée (Verstraeten et al., 2009b). L’accélération des crises érosives de la seconde moitié du Subatlantique (postérieurement à 1000 AD) entraîne une part plus importante du stockage sédimentaire dans les grandes vallées. Ces études suggèrent ainsi une non-linéarité du système érosion/transfert/sédimentation en fonction du temps et de l’espace, ainsi que des mosaïques de pression anthropiques différentielles à l’Holocène récent. Ce modèle peut suggérer qu’à Mareuil-le-Port, les formations colluviales les plus récentes (Subatlantique) ayant érodé les versants (ainsi que les vestiges archéologiques potentiels) suite à la mise en culture des sols, ne se retrouvent plus seulement stockées au sein de l’emprise, mais ont pu rejoindre les plaines alluviales de la Marne et du Flagot. Les nombreuses études réalisées sur les évolutions morphosédimentaires des hydrosystèmes du Bassin parisien (Pastre et al., 1997, 2002, 2003, 2006 ; Orth, 2003 ; Orth et al., 2004 ; Lespez et al., 2005, 2008 ; Gonnet, 2017) vont également dans le sens d’un atterrissement généralisé des fonds de vallée au cours des périodes médiévales, modernes et contemporaines, signe que les apports terrigènes rejoignent bien les vallées secondaires ainsi que les grands corridors fluviaux.

Fig. 5 : Résultats des datations OSL et chronozones du Bassin parisien.

Fig. 5 : Résultats des datations OSL et chronozones du Bassin parisien.

6 - Conclusion

28L’étude géoarchéologique des pédosédiments du site de Mareuil-le-Port conforte les données existantes dans le Bassin parisien et le Nord-Ouest européen sur l’impact des forçages climato-anthropiques dans la morphogenèse colluviale depuis la fin du Tardiglaciaire.

29Dans un premier temps, la sédimentation éolienne du Pléniglaciaire supérieur est enregistrée tandis que dans un second temps, les premiers apports colluviaux témoignent de l’impact de la péjoration climatique du Dryas récent sur l’origine des corps sédimentaires à Mareuil-le-Port. Pour le début de l’Holocène, les apports colluviaux se réduisent. Une pédogenèse se développe aux dépens de ces matériaux détritiques au cours du Néolithique moyen, coïncidant avec l’optimum climatique holocène. La déstabilisation des sols au cours de la seconde moitié de l’Holocène, caractérisée par des accumulations sédimentaires en contexte de pied de versant, confirme le lien entre traces d’occupation, mise en culture des sols et instabilité des versants. L’accentuation des enregistrements détritiques est postérieure au Néolithique, et s’exprime en particulier à partir du Bronze final, terminus fourni par la présence d’une incinération creusée dans les matériaux colluvionnés et elle-même scellée par ces dépôts. Cette accentuation des processus d’érosion / sédimentation résulte probablement de l’intensification des pratiques agro-pastorales et de l’occupation des sols en amont, comme la lecture micromorphologique des pédosédiment a pu le mettre en évidence. Ces premiers résultats ne peuvent qu’encourager à documenter plus régulièrement ces archives colluviales en contexte de pied de versant en complément des archives fluviatiles, afin d’appréhender l’impact climato-anthropique sur les milieux et les implications taphonomiques qui
en découlent. Des études ultérieures à l’échelle du bassin versant et renseignant l’ensemble des compartiments géomorphologiques le long de la catena (plateau, versant, fonds de vallons et de vallées) permettront d’affiner ces premiers résultats et d’enrichir le corpus de données locales et régionales dans ce secteur de la vallée de la Marne.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation et contexte de l’étude.
Légende (A) Localisation du site de Mareuil-le-Port. (B) Contexte géomorphologique du bassin versant de la Marne à Mareuil-le-Port (modifié d’après la carte géologique à 1/50 000 BRGM, Hatrival 1977, système de coordonnées WGS84).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 153k
Titre Fig. 2 : Mise en évidence d’une paléosurface enfouie (unité Ab) sous des dépôts colluviaux, surmontée d’une incinération en pleine terre de l’âge du Bronze
Crédits Cliché : P. Verbrugghe, Inrap.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 45k
Titre Fig. 3 : Séquence pédosédimentaire de Mareuil‑le‑Port « Terre des Morts » et coupe sud.
Légende 1/ Horizon de labours Ap, 2/ Colluvions sablo-limoneuses brunes, unité col4, 3/ Colluvions sablo-limoneuses brunes, unité col3, 4/ Colluvions sablo-limoneuses brunes, unité col2, 5/ Paléosurface enfouie, unité Ab, sédiment limoneux mal trié et bioturbé, 6/ Colluvions limono-sableuses, unité col1, 7/ Sédiment limoneux bien trié jaunâtre, unité Lr, 8/ Terrasse pléistocène nfx, 9/ Prélèvement OSL, 10/ Prélèvement micromorphologique.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 104k
Titre Tab. 1 : Principales observations micromorphologiques, tableau simplifié.
Légende (+ présent, ++ abondant, +++ très abondant).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-4.png
Fichier image/png, 1,4M
Titre Fig. 4 : planche photo micromorphologique.
Légende (A) Matrice calcitique et nodules carbonatés (unité Lr, P6 UMS1, PPL). (B) Revêtement argileux limpide (R), fragments de Bt (unité col1, P6 UMS2, XPL) . (C) Limite de cisaillement et quartz (Q) alignés (unité col1, P6 UMS6, XPL) . (D) Agrégats (bioturbation) et imprégnations ferrugineuses (Fe) de la masse fine (unité Ab, P5 UMS5, PPL) . (E) Agricutane (unité col2, P4, UMS1, PPL) . (F) Bioturbation et micro-charbon (unité col4, P1, UMS1, PPL).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 204k
Titre Tab. 2 : Résultats des datations OSL.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 63k
Titre Fig. 5 : Résultats des datations OSL et chronozones du Bassin parisien.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/15800/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 83k
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Pour citer cet article

Référence papier

Adrien Gonnet, Cécilia Cammas et François Coupard, « Interactions Homme / Environnement depuis le Néolithique : impacts anthropiques sur la morphogenèse colluviale en contexte de pied de versant à Mareuil‑le‑Port (Grand Est, Marne) »Quaternaire, vol. 32/2 | 2021, 111-122.

Référence électronique

Adrien Gonnet, Cécilia Cammas et François Coupard, « Interactions Homme / Environnement depuis le Néolithique : impacts anthropiques sur la morphogenèse colluviale en contexte de pied de versant à Mareuil‑le‑Port (Grand Est, Marne) »Quaternaire [En ligne], vol. 32/2 | 2021, mis en ligne le 01 juin 2021, consulté le 07 février 2025. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/15800 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.15800

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Auteurs

Adrien Gonnet

Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (Inrap), 38 Rue des Dats, FR-51520 Saint‑Martin‑sur‑le‑Pré; UMR 6266 IDEES, Ired 7 Rue Thomas Becket, FR‑76781 Mont Saint‑Aignan Cedex. Courriel : adrien.gonnet@inrap.fr

Cécilia Cammas

Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (Inrap), 38 Rue des Dats, FR-51520 Saint-Martin-sur-le-Pré. Courriel : cecilia.cammas@inrap.fr; UMR 5150, DMOS-AgroParisTech, FR-78850 Thiverval‑Grignon.

François Coupard

Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (Inrap), 38 Rue des Dats, FR-51520 Saint-Martin-sur-le-Pré. Courriel : francois.coupard@inrap.fr

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