Nous remercions l’Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (Inrap) pour le soutien apporté à l’Action Collective de Recherche « Chronostratigraphie de la région Centre : état des connaissances et perspectives de recherches ». Nous adressons également nos remerciements à l’ensemble des relecteurs pour leurs commentaires judicieux et constructifs qui ont grandement contribué à l’amélioration du manuscrit.
1Depuis une vingtaine d’années, l’essor de l’archéologie préventive a permis l’exploration de larges territoires dans le quart sud—ouest du Bassin parisien (fig. 1).
2Les terrasses alluviales qui s’échelonnent sur les versants des vallées de la Loire (Macaire, 1986 ; Voinchet et al., 2007 ; Liard et al., 2017) du Cher (Despriée et al., 2007, 2017a,b), de la Creuse (Gratier & Macaire, 1981 ; Garon et al., 2017), du Loir (Despriée & Lorain, 1982 ; Despriée, 1985 ; Despriée et al., 2003 ; Tissoux et al., 2011), ou encore de l’Indre et des cours d’eau solognots (Yvard & Seyral, 1963 ; Tissoux et al., 2013) ont fait l’objet de nombreuses études pluridisciplinaires en association ou non avec les découvertes d’artefacts préhistoriques (Despriée et al., 2012) et ont été largement publiées. Elles ne seront donc pas traitées dans le cadre de cet article qui s’attache à présenter des séquences sédimentaires conservées sur les plateaux et les versants, le plus souvent sous les appellations LP, OE (« Limons de plateaux ») ainsi que N et R, traditionnellement employées sur les cartes géologiques. Cette terminologie est utilisée pour caractériser des formations d’âge quaternaire aux modes de dépôt polygéniques, le plus fréquemment définies comme dépôts éoliens, colluvions ou formations d’origine périglaciaire, parfois mêlées à des argiles de décalcification remobilisées.
3Le substrat géologique, variable selon les secteurs, est sub—affleurant dans la plupart des parcelles sondées, reflétant le caractère discontinu et peu épais de la couverture quaternaire de la région. Quelques opérations ont toutefois permis de mettre au jour des séquences stratigraphiques plus épaisses, rapportées au Pléistocène, dont certaines ont livré des vestiges paléolithiques. Ces séquences, aux qualités intrinsèques variables, ont été diversement étudiées. Certaines ont bénéficié d’analyses complètes, d’autres de descriptions stratigraphiques et de datations absolues, d’autres encore ont simplement été décrites. Cet état de fait pointe la dépendance des études stratigraphiques et géomorphologiques au cadre imposé par l’archéologie préventive, qui conditionne le temps et les moyens attribués à chaque opération. Ceci est particulièrement sensible pour les études réalisées lors des diagnostics, que nous présentons en majorité dans cet article.
4Les 15 séquences rassemblées dans cet article (fig. 1) sont issues d’un corpus regroupant un total de plus de 700 sites sur lesquels les géo—archéologues de l’Inrap sont intervenus depuis 2010. Les plus longs et les plus anciens enregistrements sédimentaires ont été découverts en Beauce eurélienne (Eure—et—Loir), tandis que les plus récents se trouvent dans la région tourangelle, au sud de la Loire (figs. 2 & 3). Cette diachronie générale des dépôts entre le nord et le sud du territoire est la principale raison de l’absence de corrélations stratigraphiques, à laquelle s’ajoutent la variabilité des dépôts et la conservation très aléatoire d’horizons repères. Le faible développement de certaines des coupes présentées, ou le caractère parfois lacunaire des études entreprises, ne doivent pas minorer l’importance des résultats acquis à l’échelle du sud—ouest du Bassin parisien. La plupart des sites présentés dans cet article ont fourni des résultats inédits en Beauce et en Touraine. Ils contribuent à renseigner la chronologie des séquences de plateau/versant et le potentiel paléolithique de cette partie du Bassin parisien, très peu documentée.
Fig. 1 : Localisation des coupes étudiées sur le fond cartographique des formations anciennes de plateaux et de versants (en grisé) d’après la carte géologique harmonisée (BRGM).
Fig. 2 : Synthèse chronostratigraphique et représentation schématique des principales séquences de la Beauce (Eure—et—Loir).
Fig. 3 : Synthèse chronostratigraphique et représentation schématique des principales séquences à proximité de la Loire et en Touraine.
5La région Centre—Val de Loire appartient quasiment en totalité au Bassin parisien. Au sud se trouvent les contreforts du massif Central, sur lesquels s’adossent les terrains jurassiques et triasiques. Les deux tiers de la région sont constitués de roches crétacées. Des dépôts tertiaires éocènes et oligocènes affleurent localement, tandis que les dépôts miocènes, occupent la partie centrale de la région. Ils confèrent à la région une topographie de plaines et collines dont l’altitude, en moyenne inférieure à 200 m NGF, s’abaisse progressivement en direction de l’embouchure de la Loire. L’ensemble de ces roches est entaillé par les cours d’eau appartenant au bassin—versant de la Loire. Seuls l’Eure, l’Essonne et le Loing, que l’on retrouve à l’extrémité nord de la région, appartiennent au bassin—versant de la Seine. Les rejeux tectoniques plio—quaternaires auxquels se sont surimposés les cycles climatiques glaciaires—interglaciaires du Pléistocène, ont provoqué l’incision rythmique des principaux organismes fluviaux dans les formations géologiques (Macaire, 1983,1984 ; Larue & Étienne, 2001).
6Pendant les phases glaciaires, des limons d’origine éolienne, de source locale et/ou plus lointaine, se sont déposés sur les plateaux et les versants de la région. Souvent repris par solifluxion/gélifluxion et mélangés aux formations géologiques locales, ils forment une couverture actuellement discontinue et peu épaisse. Leur représentation géomorphologique apparaît dans la carte géomorphologique de la France au 1/1 000 000 publiée dans l’Atlas de France en couleur de De Martonne en 1950, puis dans la carte géomorphologique du Bassin Parisien au 1/400 000 (Cholley & Bomer, 1954). Mais si les formes du relief et les dépôts quaternaires sont représentés, ils ne font pas l’objet d’une étude stratigraphique particulière, avant les travaux d’Y. Dewolf (1970, 1977). Elle décrivit précisément les formations superficielles du nord de la région, en limite du domaine normand, et proposa un cadre chronostratigraphique pléistocène pour la mise en place et l’évolution de ces dépôts. En dehors de ce travail de recherche, ce sont surtout des études extrêmement ponctuelles, comme celle de la coupe de Saint—Prest (Eure—et—Loir) (Courty, 1922 ; Guérin et al., 2003), celles des paléosols du Thymerais (Fédoroff, 1967), ceux de la région de Chartres (Dembet, 1985) ou d’Artenay (Macaire, 1972) qui ont été réalisées. Plus récemment, un inventaire des formations lœssiques a été conduit dans le département d’Eure—et—Loir, dans le but d’estimer le potentiel archéologique de ce territoire (Borderie et al., 2017). En Touraine, bien que l’épaisseur de la couverture quaternaire soit réduite sur les plateaux, des études portant sur la texture des sédiments, leur distribution spatiale, leur origine et la dynamique de mise en place ont été effectuées par Marquet (1973, 1976) et Macaire (1981, 1986). En 2008, la reprise de la fouille du site préhistorique de la Roche—Cotard à Langeais (Indre—et—Loire) a permis l’étude et la datation d’une coupe de 11 mètres de hauteur, comprenant des dépôts karstiques, fluviatiles puis des dépôts de versants (Marquet et al., 2019). Les datations de cette coupe ainsi que les informations paléoenvironnementales et paléoclimatiques fournies par l’étude des sédiments et de la faune qu’ils contiennent constituent une référence majeure pour la fin du Pléistocène moyen et le Pléistocène supérieur de la région.
7Les conditions d’aménagement et de relevé de la plupart des coupes sont celles de l’archéologie préventive. Elles ont été réalisées le plus souvent dans le cadre de diagnostics. Des tranchées ont été pratiquées à la pelle mécanique afin de sonder 10 % de la surface de l’emprise prescrite (tranchées de 2 ou 3 m de large distantes de 20 m). Le cas échéant, des fenêtres aménagées dans les secteurs où les découvertes archéologiques et géologiques le nécessitaient, ont permis de préciser les contextes. La profondeur des ouvertures est variable. Dans une région où la couverture quaternaire est généralement peu épaisse et/ou très récente, toute accumulation supérieure au mètre et attribuée au Pléistocène a fait l’objet d’une attention particulière. Des sondages profonds avec des paliers d’environ 1,30 m et régulièrement espacés (le plus souvent selon un maillage de 50 m à 100 m) ont permis de documenter les séquences pléistocènes et les éventuels indices de présence humaine. Les coupes présentées dans cette étude ont été relevées par des géoarchéologues, les niveaux ont été inventoriés et décrits sur le terrain ; les corrélations entre les différents sondages ont été également recherchées à cette occasion. Des coupes documentées par une couverture photographique détaillée ont été relevées au 1/20e et au 1/50e sur toutes les séquences caractéristiques de chaque contexte. Des échantillons, localisés sur les relevés, ont été prélevés en vue d’analyses ultérieures : granulométrie et micromorphologie notamment, mais également malacologie et palynologie par exemple. Lorsque les analyses n’ont pu être assurées dans le cadre du seul diagnostic archéologique, les prélèvements ont été conservés dans l’attente de leur intégration à des programmes de recherche ultérieurs.
8La difficulté de reconnaître les horizons—repères qui jalonnent les séquences de loess/paléosols de l’Europe du Nord—Ouest (Antoine et al., 2016) ou leur absence a conduit à la réalisation de datations radiométriques (IRSL, OSL et C14, cf. infra) sur plusieurs unités pédo—sédimentaires, notamment celles qui contenaient et encadraient (unité sus—jacente et unité sous—jacente) des vestiges paléolithiques. La position de chaque échantillon a été déterminée sur le terrain par deux critères prépondérants : le faciès et une texture suffisamment sableuse afin de pouvoir en extraire plusieurs centaines de grains de quartz. Ces prélèvements ont été effectués en enfonçant horizontalement un tube en PVC de 40 mm de diamètre dans le niveau à dater, auquel a été associé un sac de sédiment en vrac (~1 kg) recueilli dans un périmètre de 20 cm à 30 cm autour du tube. Une partie des dates présentées a déjà été publiée dans le cadre d’articles dédiés à la présentation détaillée de certains des sites (Despriée et al., 2018 ; Borderie et al., 2019 ; Coussot et al., 2019). Les datations inédites sont regroupées dans les tableaux ci—dessous (tabs. 1 & 2).
9Le nombre de dates obtenues sur chaque séquence est fonction de sa qualité et des moyens financiers de l’opération. Les âges obtenus ont été très souvent le seul moyen de se positionner dans la chronostratigraphie du Quaternaire. Les conditions de terrain et la qualité des sédiments n’ont pas permis d’aller plus loin dans les prélèvements et les analyses, limitant la prise en compte d’arguments complémentaires d’ordre stratigraphique, pédologique, sédimentologique ou micromorphologique. Bien que les datations aient été réalisées par des laboratoires différents, chaque série de résultats obtenus sur un site donné provient généralement d’une seule et même structure, garantissant ainsi l’homogénéité des données sur chacune des séquences.
Tab. 1 : Ages OSL et Post—IR IRSL obtenus pour 10 des sites présentés.
Tab. 2 : Ages TL obtenus pour Pussigny—Grouet ainsi que des âges 14C pour 5 des sites présentés.
10Deux charbons de bois du site de l’Hermitage à Auneau (fig. 2) ont été datés à l’université de Tübingen (Allemagne), les âges calibrés ayant été obtenus à partir du logiciel SwissCal 1.0 (L. Wacker, ETH Zurich) suivant la courbe IntCal09 (Reimer et al., 2009).
11Les âges radiocarbone des sites « rue de la Chevalerie » à Tours et « ZAC Hauts de Montlouis » à Montlouis—sur—Loire (fig. 3) ont été obtenus, sur un charbon de bois dans le premier cas et sur un os brûlé dans le second, par le laboratoire Beta Analytic (Londres, Grande—Bretagne). Ils ont été calibrés par OxCal v4.3.2 (Bronk Ramsey, 2009), d’après la courbe IntCal13 (Reimer et al., 2013). Les datations des sites « 124b—130 Avenue Maginot » à Tours et « Grouet » à Pussigny ont été obtenues, sur un charbon de bois dans le premier cas et sur un os brûlé dans le second, selon les mêmes paramètres, auprès du laboratoire Poznan Radiocarbon Laboratory (Poznan, Pologne). Enfin, deux charbons de bois du site de l’Hermitage à Auneau ont été datés à l’université de Tübingen (Allemagne), les âges calibrés ayant été obtenus à partir du logiciel SwissCal 1.0 (L. Wacker, ETH Zurich) suivant la courbe IntCal09 (Reimer et al., 2009). L’ensemble de ces résultats est présenté dans le tableau 2.
12L’essentiel des datations discutées dans cette étude ont été obtenues à partir de la détermination en laboratoire des paléodoses des rayonnements émis au cours du temps par les constituants sédimentaires. Ce type de datation permet d’estimer l’âge d’enfouissement des grains au sein d’un dépôt, et la disparition consécutive de leur exposition aux rayonnements solaires. La diversité des techniques employées tient à plusieurs facteurs, notamment l’âge envisagé a priori des séquences ainsi que, dans une moindre mesure, les collaborations interinstitutionnelles en cours au moment des études et le plan de charge des laboratoires contactés.
13Dans l’hypothèse de dépôts postérieurs à ~100 ka, la méthode OSL, pratiquée sur des grains de quartz, a été principalement mise en œuvre. Dans le cas où les grains de quartz s’avèrent saturés (dépôts antérieurs à ~100 ka ou teneurs élevées en radioéléments dans l’environnement proche), d’autres techniques ont été appliquées, visant à exploiter des paléo—réservoirs dosimétriques plus importants, au sein des quartz mais aussi au sein d’autres minéraux, notamment les feldspaths potassiques.
14Les datations des séquences de Beauvilliers (figs. 1 & 2) et Prasville (figs. 1 & 2) ainsi que des sites « A10 – Vallée de la Manse » à Sainte—Maure—de—Touraine (fig. 3), « Rue des Flénats » à Muides (fig. 3) ont été effectuées pour le laboratoire ResArtes (Gradignan, France) par le Département de Physique de l’Université d’Ionnina (Grèce). Le sédiment a été tamisé afin de sélectionner une granulométrie comprise entre 100 µm et 150 μm. Il a été traité chimiquement : HCl 8 %, H2O2 30 % puis HF 40 % et HCl 10 %. Les mesures d’OSL ont été réalisées dans un lecteur Risø TL DA—15 automatisé équipé avec des couronnes de LED infrarouges (870 ± 40 nm) et bleues (470 ± 20 nm). Les datations obtenues sur le site « Rue des Chopines » à Muides (fig. 3), ont été obtenues au laboratoire Laber OSL (Waterville, USA). Le sédiment a été tamisé afin de sélectionner une granulométrie comprise entre 90 µm et 125 μm. Il a été traité chimiquement : HCl 10 %, H2O2 30 % puis HF 40 % et HCl 10 %. Les mesures d’OSL ont été réalisées dans un lecteur Risø TL/OSL DA—20 automatisé équipé avec des couronnes de LED infrarouges (870 ± 40 nm) et bleues (470 ± 20 nm). Les datations du site « Moncartier » à Bléré (fig. 3) ont été fournies par le Mining and Geological Survey of Hungary (Budapest, Hongrie). Le sédiment a été tamisé afin de sélectionner une granulométrie comprise entre 100 µm et 200 μm. Il a été traité chimiquement : HCl 10 %, H2O2 20 % puis HF 40 % et HCl 10 %. Les mesures d’OSL ont été réalisées dans un lecteur Risø TL/OSL DA—20 automatisé équipé avec des couronnes de LED infrarouges (870 ± 40 nm) et bleues (470 ± 20 nm).
15Le protocole SAR (single—aliquot regenerative—dose) (Wintle & Murray, 2006) a été appliqué sur un nombre d’aliquotes variant de 14 à 31 selon les sites. Les valeurs obtenues sont corrigées par soustraction du rayonnement naturel du sédiment (Adamiec & Aitken, 1998) mesurés en laboratoire sur les échantillons en vrac et l’estimation du rayonnement cosmique (Prescott & Hutton, 1994 ; Prescott & Stephan, 1982). La dose équivalente annuelle moyenne ainsi obtenue permet alors le calcul de l’âge OSL des quartz (tab. 1).
16Compte—tenu de l’ancienneté présumée des dépôts (discussion des résultats : Coussot et al., 2019), de la séquence de Courville—sur—Eure (fig. 2), c’est le signal TT—OSL (thermally—transferred OSL : Wang et al., 2006a,b ; Adamiec et al., 2008) dont le niveau de saturation est plus élevé que celui du signal OSL, qui a finalement été analysé sur les grains de quartz de trois échantillons. Les datations de la coupe de Mainvilliers (fig. 2) ont été obtenues en utilisant cette méthode, par le laboratoire Res—Artes après traitement des échantillons selon la méthode décrite pour les datations OSL (cf. supra) (tab. 1).
17La méthode de datation utilisée à Bonneval (fig. 2) est la méthode de Luminescence Stimulée Optiquement Récupérée (Recuperated Optically Stimulated Luminescence, Re—OSL ; discussion dans Despriée et al., 2018). Le signal correspondant mobilise des charges électroniques issues de pièges profonds. Il est donc apte à disposer de capacités de stockage de l’information dosimétrique bien supérieures (Mercier & Valladas, 2003 ; Wang et al., 2006a,b). Néanmoins, la complexité du protocole implique la prise en compte d’intervalles d’incertitude très étendus pour les datations les plus anciennes (Wang et al., 2007 ; Sun et al., 2010).
18Les analyses effectuées sur les cinq échantillons de la séquence de Pussigny—Grouet (fig. 3) s’appuient sur la « technique des grains fins » (Aitken, 1985), consistant à mesurer le signal TL de régénération de grains polyminéraux (quartz et feldspaths) d’un diamètre de 2 µm à 10 µm. La paléodose moyenne de chaque aliquote a été corrigée par la mesure des rayonnements alpha et beta, directement sur le terrain, en tenant également compte des rayonnements cosmiques. Toutes les manipulations sur le terrain et en laboratoire ont été assurées par N. Debenham (Quaternary TL Surveys, Nottingham), en charge de la datation des dépôts (tab. 2).
19Concernant la séquence d’Illiers—Combray (fig. 2), le protocole est présenté dans Borderie et al. (2019). Les datations effectuées sur les sites « 124b—130 Avenue Maginot » et « Rue de la Chevalerie » à Tours (fig. 3) ont été réalisées par le Mining and Geological Survey of Hungary (cf. supra : Datations par OSL). Les signaux IRSL ont été détectés par une combinaison de filtres à lumière bleue Schott BG—39 et Corning 7—59.
20Contrairement aux grains de quartz, les K—feldspaths sont susceptibles de présenter un signal s’atténuant progressivement au cours du temps (Wintle, 1973), pouvant aboutir à une sous—estimation de l’âge des dépôts. Le protocole post—IR – IRSL 290 permet d’estomper très fortement ce phénomène (Thiel et al., 2011, 2012). Les aliquotes ont été traitées en deux étapes, avec une première stimulation par rayonnement infrarouge (IR), suivie d’une seconde stimulation (IRSL) à une température plus élevée (290ºC). L’âge des dépôts a été ensuite calculé à partir de la dose équivalente moyenne ainsi obtenue (tab. 1).
21Sur les échantillons les plus anciens de la coupe de Courville—sur—Eure (figs. 2 & 4 ; discussion des résultats : Coussot et al., 2019), les grains de feldspaths ont été étudiés en raison de leur capacité à accumuler des doses bien supérieures à celles des quartz. Les analyses se sont toutefois déroulées sans extraction préalable des feldspaths : ce sont donc des fractions polyminérales qui ont été étudiées. Outre les signaux post—IR IRSL à 225°C et 290°C (Thomsen et al., 2008), le signal de radiofluorescence (Trautmann et al., 1998 ; Erfurt & Krbetschek, 2003) a été mesuré à une température de 70 C (RF70). Ce dernier signal ne s’atténuant pas au cours du temps, il a servi de référence à l’établissement des courbes permettant la datation des prélèvements.
22L’obtention d’âges numériques fiables doit inclure la prise en compte de plusieurs contraintes et facteurs d’incertitude. L’ensemble des mesures présentées sont issues de la stimulation d’aliquotes, chacune constituée d’une centaine de grains. Les doses équivalentes retenues pour le calcul final correspondent à des valeurs moyennes. La prise en compte de l’asymétrie des courbes de distribution des doses permet de corriger en partie le résultat mais ne permet pas de quantifier précisément et d’identifier les facteurs de pollution par des éléments intrusifs comme la présence d’autres minéraux que le quartz et le feldspath, la bioturbation ou le blanchiment incomplet des grains, dans le cas d’un dépôt massif ou d’un remaniement par exemple. La teneur en eau des sédiments, considérée à long terme, est un facteur souvent primordial pour la précision des datations par OSL. La quantité d’eau dans les dépôts influe en effet sur le taux d’émission de rayonnement au cours du temps : l’augmentation de la teneur en eau entraîne un accroissement proportionnel des âges. Ainsi, en fonction de la précision de cette donnée, le choix pourra se porter sur le contexte le plus vraisemblable (plaine alluviale dans la zone de battement phréatique ou plateau exempt de nappe phréatique pérenne par exemple) et la datation en sera d’autant affinée. Les laboratoires ayant contribué aux datations OSL n’ont pas tous appliqué le même protocole. Le Mining and Geological Survey of Hungary (Budapest, Hongrie) propose trois cas de figure pour chaque datation : teneur en eau mesurée au cours de l’analyse, saturation du prélèvement et teneur moyenne. Le laboratoire ResArtes prend également en compte ce paramètre lorsque le prélèvement est très sec, en appliquant une humidité de 15 %. Le laboratoire Laber OSL (Waterville, USA) ne fournit que le résultat correspondant à la teneur mesurée en laboratoire.
23Le découpage chronologique des séquences présentées est basé sur la succession des stades isotopiques marins définis d’après la courbe de variation du δ18O contenu dans les tests calcitiques des foraminifères benthiques (Lisiecki & Raymo, 2005).
24Les dépôts de cette période sont absents dans le sud de la région, où toutes les séquences étudiées sont postérieures à l’Eemien. Dans le département de l’Eure—et—Loir (Beauce), au nord de la région, quatre séquences pédo—sédimentaires majeures ont été découvertes ces vingt dernières années. Il s’agit des sites de Bonneval « La Jouannière » (Despriée et al., 2018 ; fig. 1, site 9), Illiers—Combray (Borderie et al., 2019 ; fig. 1, site 12), Courville « Carrière Rasori » (Coussot et al., 2019 ; fig. 1, site 13) et Mainvilliers « L’Enclos » (Gay et al., 2018 ; fig. 1, site 14). Ces sites présentent des séquences de lœss/paléosols qui remontent au Pléistocène moyen et couvrent plusieurs cycles glaciaires—interglaciaires (fig. 2). Les séquences d’Illiers—Combray et Bonneval correspondent à des couvertures de plateaux surplombant le Loir tandis que celles de Courville et de Mainvilliers sont des remplissages de paléo—vallons fossiles, appartenant au bassin—versant de l’Eure (Fig. 4). Seule la coupe de Courville n’a pas livré de silex taillés paléolithiques.
25Le dépôt le plus ancien est un lœss sableux qui a été daté par Re—OSL à la base de la séquence de Bonneval (fig. 2, coupe 1, niveau 9). Il a fourni un âge de 453 ± 39 ka (Sun et al., 2010 ; Despriée et al., 2018), ce qui le place dans le stade isotopique marin (SIM 12). Un paléosol de rang interglaciaire (fig. 2, coupe 1, niveau 9) se développe sur ce dépôt (SIM 11 ?). Il est recouvert par des lœss sableux (fig. 2, coupe 1, niveau 8 et 7), datés de 397 ± 35 ka à la base et de 374 ± 31 ka au sommet (SIM 10) (Sun et al., 2010 ; Despriée et al., 2018). À la même période, à Mainvilliers (figs. 2 & 4), se met en place un dépôt colluvial, conservé à la base de la séquence (fig. 2, coupe 2, US 2028), dont la datation par OSL a fourni un âge de 355,5 ± 18,3 ka (ReS 217225, tab. 1). La phase suivante, comprise entre les SIM 9, 8 et 7, des variations dans les enregistrements sédimentaires sont observées entre les différentes coupes. À Bonneval, des dépôts limono—argileux, riches en graviers (fig. 2, coupe 1, niveau 6b) ont fourni un âge Re—OSL de 273 ± 26 ka (SIM 8) (Despriée et al., 2018). L’unité sus—jacente, de même nature (fig. 2, coupe 1, niveau 6a) contenait un biface en position secondaire. Ils sont interprétés comme le bilan d’une phase érosive. À Courville (figs. 2 & 4) deux dates réalisées sur des feldspaths contenus dans la fraction polyminérale (signal RF70) de deux unités différentes présentes à la base du remplissage du paléo—vallon (fig. 2, coupe 4, niveaux 10 et 7) ont donné des âges de 290,0 ± 44,0 ka et 262,0 ± 73,0 ka (Coussot et al., 2019). Les unités datées correspondent à des couches de colluvions fines en partie tronquées par des processus érosifs de versant postérieurement à leur dépôt, comme l’indique la netteté et la rigueur de leurs limites supérieures respectives. Des épisodes de sédimentation et d’érosion se sont donc produits pendant l’intervalle de temps mesuré. Celui—ci présente d’ailleurs des marges d’erreur très importantes qui recoupent plusieurs stades isotopiques (9, 8, 7) et rendent difficiles tout calage chronostratigraphique précis. À Mainvilliers (fig 2 & 4), une série de 4 dates TT—OSL a été obtenue sur des dépôts limoneux colluviaux et des lœss lités couvrant une épaisseur de 2,50 m (fig. 2, coupe 2, US 2023, 2021 et 2020). Les résultats fournissent des âges assez resserrés, compris entre 245,5 ± 10,1 ka et 253,5 ± 14,1 ka (SIM 8) (ReS 219087 à 219090, tab. 1). Enfin, à Illiers—Combray, un niveau argilo—graveleux (fig. 2, coupe 3, niveau 12) daté par post IR—IRSL a fourni un âge de 218,6 ± 49,6 ka (Borderie et al., 2019). Ce dépôt colluvial pourrait s’être mis en place au SIM 8, mais compte tenu de l’importance de la marge d’erreur, il pourrait également être plus récent (SIM 7b ou 6). Le SIM 6 est représenté à Bonneval où une unité loessique (fig. 2 : coupe 1, niveau 5), datée par deux échantillons Re—OSL, a donné des âges respectifs de 147 ± 12 ka et 147 ± 13 ka (Despriée et al., 2018). Une date TT—OSL plus ancienne de 208,3 ± 8,2 ka (ReS 218183, tab. 1), a été obtenue à Mainvilliers dans des lœss (fig. 2, coupe 2, US 2019) sur lesquels s’est développé un paléosol interglaciaire. Cette date place le dépôt des lœss en plein dans le SIM 7, période pendant laquelle les conditions périglaciaires propices à la sédimentation éolienne sont absentes. Nous suggérons donc que la date ait pu être vieillie (possible saturation du signal ou pollution par des grains plus anciens), ou fortement rajeunie (contamination par des grains plus jeunes par bioturbation ou illuviation). La poursuite de l’étude de cette séquence nous apportera peut—être des éléments de réponse ultérieurement. Des dates de la fin du SIM 6 ont été obtenues sur des niveaux limoneux d’origine éolienne à Illiers—Combray et Courville (fig. 2, coupe 3, niveau 9 ; coupe 4, niveau 7 ; fig. 4), respectivement 121,0 ± 15,7 ka (post IR—IRSL, Borderie et al., 2019) et 121,3 ± 10,9 ka (TT—OSL sur quartz, Coussot et al., 2019). Ainsi, contrairement aux enregistrements du SIM 8, il semblerait qu’une certaine homogénéité régionale se dessine pour la fin du Pléistocène moyen, caractérisée par l’érosion du paléosol du SIM 7 et le dépôt de lœss/limons lœssiques au SIM 6.
Fig. 4 : Séquences euréliennes de remplissages de paléovallons fossiles à Courville-sur-Eure (28) et à Mainvilliers (28).
26À Bonneval, Courville, Mainvilliers et Illiers—Combray, un paléosol de type brun lessivé se développe aux dépens des dépôts antérieurs (Despriée et al., 2018 ; Coussot et al., 2019 ; Borderie et al., 2019). À Bonneval, ce paléosol (fig.2, coupe 1, niveau 4) est rapporté à l’Eemien (SIM 5e) en raison de sa position stratigraphique et des traits pédologiques observés sous microscope (Despriée et al., 2018). Ce niveau pédo—sédimentaire contient nucleus, biface et éclats de silex. À Mainvilliers et Illiers—Combray, de par sa position stratigraphique, il est également rapporté à l’Eemien (Gay et al., 2018 ; Borderie et al., 2019). En Beauce, le Début Glaciaire Weichselien commence par une phase d’érosion. Dans la séquence de Bonneval, le paléosol eemien (fig. 2, coupe 1, unité 4), est tronqué et recouvert par des colluvions alimentées en partie par des éléments issus de son érosion (fig. 2, coupe 1, unité 3). Elles sont affectées par une pédogenèse qui voit la formation d’un sol gris forestier caractérisé par un horizon d’illuviation Bth, dont le sommet est dégradé, blanchi et enrichi en nodules ferro—manganiques. Des traits cryogéniques observés en micromorphologie prouvent l’existence d’une phase de gel postérieure à la formation du sol, probablement responsable de la dégradation hydromorphe de sa partie sommitale (Despriée et al., 2018). Ce sol contient des vestiges attribués au Paléolithique moyen. Une datation Re—OSL réalisée au sommet blanchi du sol gris forestier a fourni un âge de 112 ± 10 ka, considéré comme surestimé par Despriée et al. (2018). Elle est recouverte par des limons rapportés au Pléniglaciaire inférieur weichselien. Ces derniers sont alimentés en grande partie par des apports colluviaux locaux très anciens, ayant subi plusieurs pédogénèses, peut—être mal blanchis par un transport de courte distance, ce qui pourrait expliquer entre autres, une surestimation de leur âge (95 ± 9 ka) (Despriée et al., 2018).
27À Courville (fig. 2, coupe 4 ; fig. 4), la conservation des unités pédo—sédimentaires est moins bonne. La formation des différents sols de cette période a été perçue essentiellement en micromorphologie (Coussot et al., 2019). Le paléosol eemien (fig. 2, coupe 4, ensemble 6) a été fortement tronqué puisqu’il n’existe que sous la forme de papules et pédoreliques présentes dans les colluvions mises en place postérieurement à son oblitération. Ces dernières subissent une pédogenèse intermédiaire entre le sol brun lessivé interglaciaire et le sol gris forestier. Néanmoins, les faibles teneurs en matière organique supposent à nouveau une forte érosion des horizons superficiels de ce sol intergrade. Une péjoration climatique voit la formation de fente de contraction thermique qui s’ouvrent au sommet du sol tronqué, dont le remplissage a fourni un âge de 88,7 ± 8,3 ka (datation TT—OSL sur quartz : Coussot et al., 2019).
28À Mainvilliers (fig. 2, coupe 2; fig. 4), le paléosol attribué à l’Eemien (fig. 2, coupe 2, US 2019) est également tronqué et recouvert par un cailloutis de concrétions ferro—manganiques roulées, de graviers de silex, emballés dans une matrice limono—argileuse brun—ocre. Ce niveau est affecté par un réseau polygonal d’environ 1,50 m à 2 m de côté, formé par des fentes en coin (0,50 m maximum à l’ouverture et 1,50 m de profondeur), comblées par des limons brun clair à la base et de concrétions ferro—manganiques au sommet. Une série de trois prélèvements a été effectuée récemment dans le remplissage de ces fentes. Les datations à venir permettront de vérifier si elles se sont formées à la même période que celle de Courville.
29À Illiers—Combray, un niveau limoneux, riche en taches et nodules ferro—manganiques et constitué de trois sous—unités (fig. 2, coupe 3, ensemble 7), repose sur le paléosol interglaciaire eemien. Il contient des vestiges lithiques rapportés au Paléolithique moyen. Deux datations par thermoluminescence ont été effectuées sur silex chauffés. Les résultats obtenus sont extrêmement cohérents puisque les âges sont de 88,9 ± 6,9 ka et 89,7 ± 7,4 ka, ce qui placerait l’occupation au stade 5b (Borderie et al., 2019). Ce niveau, dont la partie sommitale est blanchie, est traversé par des pseudomorphoses de fente de gel sur 1,50 m à 2 m de profondeur, organisées en plan selon un réseau polygonal de 2 m à 3 m de côté, qui pourraient s’être formées soit à la même période que celle de Courvielle, soit à la transition entre le SIM 5a et le SIM 4.
30En Touraine, dans le sud de la région, les séquences les plus anciennes sont rapportées à la période du Début Glaciaire Weichsélien. Ces dépôts correspondent exclusivement à la formation des « Limons des plateaux » ; ils ont été étudiés sur le plateau qui borde la rive droite de la Loire, aux abords de la ville de Tours (fig. 1, sites 6 et 7 ; fig. 3). Parmi les nombreux points d’observation (au cours de 24 opérations d’archéologie préventive dans le secteur depuis 2010), celui du « 124 bis—130 avenue Maginot » à Tours est un jalon majeur (Roy et al., 2019), qui offre une série dont quatre niveaux d’une même coupe ont pu être datés (fig. 3, coupe 4 ; fig. 5). Au—dessus d’une semelle graveleuse, en grande partie héritée des formations détritiques du Mio—Pliocène auxquelles se mêlent les premiers termes limoneux, sous l’effet de ruissellements assez forts, la première séquence de « Limons des plateaux » (fig. 3, coupe 4, ensemble LP1) amorce son accrétion, sous les influences conjointes de ruissellements et de mécanismes éoliens. Le matériel sédimentaire n’est pas constitué de lœss comparables à ceux décrits dans la moitié nord de la France mais il se rapporte aux produits de l’érosion des formations locales (tuffeaux crétacés, Éocène continental et terrasses alluviales) (Macaire, 1981). L’intervalle chronologique, obtenu par datation Post—IR IRSL, s’étend de 109,6 ± 6,7 ka à 76,4 ± 4,6 ka (MBFSZ 168.3, MBFSZ 168.4, tab. 1), ce qui place ce dépôt dans le Début Glaciaire weichselien. Il est par la suite dégradé par hydromorphie, ce qui se traduit par des glosses et une décoloration intense du sédiment (formation d’un horizon Eg). Il se caractérise également par une grande abondance de nodules ferro—manganiques qui facilite son identification sur le terrain (Fig. 5). Pour l’ensemble des sites de Tours et celui de Saint—Cyr—sur—Loire, le mobilier lithique et les structures apparaissent dans cet horizon Eg, au sommet de la première séquence limoneuse (Gardère & Djemmali, 2018) (fig. 3, coupes 2, 3 et 4).
31Le diagnostic de la « Clinique de l’Alliance », à Saint—Cyr—sur—Loire (Cherdo et al., 2016) a livré les indices les plus importants de présence humaine sur le plateau tourangeau. Le sommet de la première séquence des limons a livré un corpus total de 485 pièces lithiques du Paléolithique moyen (fig. 3, coupe 2, niveau Eg) mais n’a pas bénéficié de datations absolues. Sur le diagnostic de « la rue de la Chevalerie » à Tours (fig. 3, coupe 3), un foyer non construit (F100), soutiré dans une fente de gel et associé à deux éclats de silex, a fourni un charbon. L’analyse de celui—ci aboutit à un âge radiocarbone de 42040—40895 cal BP (Beta 416606, tab. 2) alors que le sédiment encaissant indique un âge Post—IR IRSL de 75,2 ± 6,0 ka (MBFSZ MFGI, tab. 1), mettant en évidence un très faible taux de sédimentation (ou une forte érosion) avant l’épisode de froid ayant conduit à la formation de la fente de gel.
Fig. 5 : Organisation séquentielle des Limons des Plateaux dans le secteur de Tours (37).
32Le Pléniglaciaire inférieur est mal représenté à l’échelle de la région. Au nord, il est totalement absent à Courville et à Illiers—Combray (fig. 2). Il est marqué par une couche peu épaisse de limons, constitués d’apports locaux remaniés à Bonneval et à Mainvilliers (figs. 2 & 4). Sur ce site, le cailloutis post—eemien est recouvert par des limons argileux brun—ocre contenant des concrétions ferro—manganiques roulées et des petits graviers de silex (fig. 2, coupe 2, base de l’US 2015). Ce niveau a fait l’objet d’une datation TT—OSL qui a donné un âge de 63,9 ± 2,6 ka (ReS 217223 : tab. 1), calé au début du Pléniglaciaire inférieur. Il contient un ensemble lithique attribué au Paléolithique moyen. Sur le diagnostic de Beauvilliers (fig. 1, site 11) une couche de colluvions sablo—limono—argileuses, située à la base d’une séquence limoneuse (fig. 2, coupe 5, US 3) préservée dans un micro—thalweg a été datée par OSL de 66,6 ± 4,0 ka (ReS 215086E1, tab. 1). En Touraine, les dépôts de versants et de plateaux attribués au Pléniglaciaire inférieur sont généralement peu épais sur les diagnostics d’archéologie préventive. La succession des dates sur la coupe « 124b—130 avenue Maginot » à Tours (figs. 3 & 5) incite à considérer le Pléniglaciaire inférieur (SIM 4) comme une période de stabilisation des sols, avec une condensation des dépôts et parfois des érosions sur les plateaux.
33Dans les quatre grandes séquences du nord de la région, le Pléniglaciaire moyen weichselien n’est représenté que par des unités sédimentaires peu développées. À Bonneval, le Pléniglaciaire moyen est absent. À Courville, un niveau limoneux (fig. 2, coupe 4, niveau 4 ; fig. 4), présentant les caractéristiques micromorphologiques d’un horizon cambique (Duchaufour, 1977, WRB 2014, mise à jour 2015), a été daté par TT—OSL à 50,8 ± 4,9 ka (Coussot et al., 2019). L’unité qui recouvre le niveau paléolithique de Mainvilliers a également été datée par TT—OSL (figs. 2 & 4). Elle donne un âge plus récent de 36,5 ± 1,3 ka (ReS 218182, tab. 1), calé sur la fin du Pléniglaciaire moyen. Les analyses sédimentologiques et micromorphologiques fourniront des informations complémentaires sur les caractéristiques pédo—sédimentaires de cette unité.
34À Tours, à partir du Pléniglaciaire moyen, l’accrétion des dépôts éoliens sur les plateaux connaît un léger regain, comme l’indique les âges Post—IR IRSL de 53,6 ± 2,7 ka (MBFSZ 168.2, tab. 1) et 33,2 ± 1,7 ka (MBFSZ 168.1, tab. 1) obtenus sur des sédiments de la séquence supérieure de la coupe du « 124b—130 avenue Maginot » (fig. 3, coupe 4, ensemble LP2, fig. 5). À la base de cette séquence, un charbon de bois issu d’un foyer dépourvu de mobilier lithique indique un âge radiocarbone de 38 511 — 36 056 cal BP (Poz 112103, tab. 2), suggérant un faible taux de sédimentation pour la première partie du Pléniglaciaire moyen. La fin de cet épisode d’accrétion éolienne n’est pas datée, elle a pu se poursuivre ou reprendre au cours du Pléniglaciaire supérieur. On note également que le schéma de dégradation pédologique des dépôts aboutit à un profil de luvisol à tendance planosolique (Poitevin et al., 2015).
35Sur le site de « Moncartier » à Bléré (Djemmali et al., 2017 ; figs. 1 & 6), au débouché d’une vallée secondaire sur la bordure méridionale de la plaine du Cher, une séquence cryoclastique se construit sur le versant (fig. 3, coupe 1, ensemble 2 ; Fig. 6). Les dépôts n’ont pas été datés directement. Ils se mettent en place postérieurement à une série alluviale (fig. 3, coupe 1, ensemble 1 ; fig. 6) datée par OSL de 61,4 ± 4,9 ka (MBFSZ 161.2, tab. 1) et rapportée au Pléniglaciaire inférieur. L’accrétion se poursuit sur le versant par la formation de paléosols synchrones de la sédimentation limoneuse (fig. 3, coupe 1, ensemble 3 ; fig. 6). Deux locus lithiques ont été découverts dans ces paléosols dégradés à texture argilo—limoneuse. Ils livrent des assemblages lithiques homogènes partageant des caractéristiques technologiques semblables. En l’absence de tout outillage, une première proposition d’attribution chronoculturelle de ces deux ensembles au Gravettien (~33 000 — 24 000 BP) ou au Châtelperronien (~45 000 — 40 500 BP) avait été avancée. La datation par OSL à 50,4 ± 4,0 ka (MBFSZ 161.1, tab. 1), dans la première moitié du SIM 3, du sédiment associé au locus 2 a permis d’orienter cette proposition vers la culture la plus ancienne (Gardère et al., 2021).
Fig. 6 : Séquences de dépôts du site de Moncartier à Bléré (37).
36Le Pléniglaciaire supérieur enregistré dans les séquences du nord de la région correspond en grande partie à des limons peu argileux, plus ou moins enrichis en graviers et apports locaux remaniés, comme en témoigne la datation OSL obtenue à Prasville (fig. 1, site 10) sur un dépôt de cette nature, présent à la base d’une séquence de plateau (fig. 2, coupe 6, US 4). L’âge obtenu est de 24,2 ± 1,2 ka (ReS 216023, tab. 1). Une séquence éolienne conservée en position de contact bas de versant/fond de vallée de l’Aunay a pu être étudiée sur le site d’Auneau l’Hermitage (Soressi, 2013 ; fig. 1, site 15 ; fig. 2). Elle se caractérise par le dépôt d’1,50 m de loess carbonatés enrichis à leur base en sables éoliens issus de sources locales. Trois niveaux archéologiques ont été identifiés et fouillés sur le site, dont deux correspondent à des remobilisations de matériel lithique (fig. 2, coupe 7, niveaux 10 et 14/13) et le troisième à un niveau très bien conservé, quoique cryoturbé, de Gravettien final (fig. 2, coupe 7, niveau 11). Deux dates radiocarbone à partir de résidus carbonés issus de structures archéologiques du niveau gravettien ont permis d’obtenir des âges de ~24 500 — 25 000 cal BP (Mams 15858, Mams 171189, tab. 2). En Beauce et dans la vallée de l’Eure, des loess carbonatés typiques, dont la partie supérieure est souvent altérée par la pédogenèse holocène, ont été régulièrement observés lors de diagnostic archéologiques. Peu épais, ils reposent soit directement sur le substrat, soit ils recouvrent des formations fluviatiles anciennes.
37À partir du Pléniglaciaire supérieur, le sud de la région livre des séquences diversifiées et relativement bien conservées. À Bléré (figs. 3 & 6), dans la vallée du Cher, des sables massifs en partie éolisés recouvrent ensuite de grandes surfaces. Ils emballent du matériel lithique de l’Aurignacien (~35 000 — 29 000 BP) en position secondaire (fig. 3, coupe 1, ensemble 4). Ils comblent également une fente de gel, qui recoupe les sols du Pléniglaciaire moyen et dont le remplissage est daté par OSL de 27,4 ± 2,2 ka (MBFSZ 161.3, tab. 1) (début SIM 2). Le diagnostic de Cinais — Le Verger (fig.1, site 3 ; fig. 3) a mis en lumière, sur un versant au sud de la plaine de la Vienne, une importante occupation de l’Aurignacien récent à grattoirs à museau (~31 000 — 29 000 BP), au sommet d’une séquence qui n’est que peu documentée (Couvin et al., 2019). Le niveau archéologique (fig. 3, coupe 12, US 13) se positionne au sommet d’une série de lœss, dont la base à 2 m sous la surface actuelle n’est pas atteinte et certainement formée durant le Pléniglaciaire supérieur. Sur la commune de Sainte—Maure—de—Touraine (fig. 1, site 2 ; fig. 3), une séquence de près de 4 m a été observée sur le versant septentrional de la vallée de la Manse, connectée au réseau hydrographique de la Vienne (Djemmali et al., 2019). Bien que dénuée de mobilier lithique, cette séquence constitue un repère important car elle permet d’appréhender les modalités du passage d’une sédimentation fluviatile de fond de vallée à une sédimentation éolienne plaquée sur le versant au cours du Pléniglaciaire supérieur. Les lœss (fig. 3, coupe 9, ensemble LS) n’ont pas bénéficié de datations radiométriques mais ils se développent au—dessus de dépôts fluviatiles antérieurs à la première moitié du SIM 2 (fig. 3, coupe 9, ensembles FG, FL et AL) datés par OSL de 39,0 ± 2,3 ka (ReS 219277, tab. 1) et 23,4 ± 1,1 ka (ReS 219276 : tab. 1). Les dépôts, d’une puissance de l’ordre de 1,60 m, ont livré une malacofaune peu abondante (n<100 par échantillon). Leur examen sommaire a révélé la prédominance de trois taxons de milieu ouvert, Vallonia pulchella, Succinella oblonga et Pupilla muscorum, dont l’assemblage indique des conditions froides, modérément humides et un couvert végétal continu (O. Moine, communication personelle). De telles conditions sont compatibles avec un contexte périglaciaire, toutefois aucun de ces taxons n’est typique de contextes pléniglaciaires. Au vu de la faible richesse de ces échantillons, il semble plus probable qu’ils soient contemporains du Pléniglaciaire supérieur que d’une phase froide du Tardiglaciaire (O. Moine, communication personelle).
38Sur la commune du Pussigny (fig. 1, site 1 ; figs. 3 & 7), une séquence majeure du Pléistocène supérieur existe sur le site de « Grouet » (étude en cours), dans un vallon orienté vers le nord—est et débouchant sur la rive gauche de la Vienne à hauteur de sa confluence avec la Creuse. Conservés sur 3 m d’épaisseur, ces dépôts représentent certainement le meilleur enregistrement sédimentaire mis au jour en région Centre pour le Pléniglaciaire supérieur, le Tardiglaciaire et le début de l’Holocène. Les sédiments sont exclusivement constitués de matériel carbonaté, issu du calcaire des versants (fig. 7). Ils apparaissent bien développés sur environ 500 m de long et reposent directement sur le tuffeau crétacé. Les dépôts n’ont été que partiellement explorés, leur étude se fonde sur quatre coupes, sur lesquelles les dynamiques fluviatiles et éoliennes sont présentes. Les chenaux, ainsi que les dépôts de matériel clastique et de sables les plus grossiers se rencontrent plutôt dans la moitié inférieure des coupes (fig. 3, coupe 10, base LF1 ; coupe 11, ensemble LF11). Les dépôts du Pléniglaciaire supérieur ont des âges TL de 20,8 ± 2,2 ka (date la plus ancienne obtenue sur le site), 17,7 ± 2,0 ka et 16,6 ± 1,8 ka (QTLS Pus24, QTLS Pus22, QTLS Pus21, tab. 2).
39Durant le Pléniglaciaire supérieur, des indices d’une forte activité morphogénique sont enregistrés en bordure de la Loire. À Muides—sur—Loire, sur la bordure du plateau surplombant la rive gauche de la Loire (fig. 1, site 8 ; fig. 3), des séquences colluvio—alluviales sont associées à des thermokarsts potentiels. Ces structures, incarnées par des dépressions entaillant le plateau calcaire perpendiculairement à la vallée de la Loire (Irribarria et al., 2016 ; Deschamps et al., 2018 ; Biard & Liard, 2020), ont guidé les écoulements et certainement favorisé les accumulations sableuses de cette période. Une datation OSL à la base de dépôts lités sablo—argileux indique que cet épisode est actif à 21,4 ± 1,8 ka (LS1631 : tab. 1) sur le site des Chopines (fig. 3, coupe 5, US 1005 ; fig. 8). Un régime mixte, dans lequel les mécanismes alluviaux et colluviaux apparaissent très intriqués (Fig. 8 : rue des Flénats, US 1015), se met rapidement, voire simultanément, en place. Les dépôts induits enregistrent parfois des figures périglaciaires (cryoturbations, coin de sable : fig. 8 : rue des Chopines) et sont également éolisés, au même titre que certaines formations du couloir orléanais (Liard et al., 2017) ; ils se rencontrent sur la plupart des coupes étudiées dans le secteur. Les différentes datations OSL indiquent un intervalle chronologique de courte durée. Elles sont toutes antérieures au Tardiglaciaire, variant entre 21,4 ± 1,8 ka et 15,7 ± 0,5 ka (ReS S218076, ReS S219147 : tab. 1).
Fig. 7 : Synthèse des données obtenues sur le secteur central du site de " Grouet " à Pussigny (37).
Fig. 8 : Séquences du Pléniglaciaire et du Tardiglaciaire en bordure de la Loire, à Muides-sur-Loire (41).
40L’ensemble des séquences découvertes se situe dans la moitié méridionale de la région. Le Tardiglaciaire se caractérise par un regain général des phénomènes éoliens en bordure de la vallée de la Loire, l’accrétion des loess se poursuivant plus au sud. La remobilisation de dépôts préexistants engendre la formation de petits reliefs sableux. À Muides—sur—Loire, plusieurs opérations préventives menées au « Bas—du—Port—Nord », dont celle relatée par Deschamps et al. (2019), ont permis de constater que des sables éolisés remobilisés recouvrent des amas épipaléolithiques — probablement belloisiens (~13 000 — 11 700 BP) — dans un excellent état de conservation (fig. 3). À Montlouis—sur—Loire, sur les points hauts du secteur à la confluence de la Loire avec le Cher (fig. 1, site 5 ; figs. 3 & 9), le matériel parental est constitué d’alluvions de la terrasse Fv (fig. 3, coupe 7, US 1005, coupe 8, US 1007). L’intervention tardive de mécanismes éoliens est soulignée par la topographie en dômes des accumulations sableuses rencontrées sur divers diagnostics (fig. 3, coupe 7, US 1004, coupe 8, US 1004 et 1005). La chronologie des événements est fournie par l’étude du mobilier archéologique. Un locus lithique du Laborien (~12 500 — 10 800 BP), autour des traces d’un probable foyer non construit a été découvert sur le diagnostic « ZAC Hauts de Montlouis », au sommet d’une dune bien marquée dans le paysage (Gransar et al., 2020). Une datation radiocarbone corrobore le contexte chronostratigraphique, avec un os brûlé daté de l’intervalle 12 381 — 11 996 cal BP (Beta 555420, tab. 1). Un autre amas lithique attribué au Belloisien, sans datation radiométrique mais rapportable au même intervalle chronologique, a été mis au jour dans un contexte similaire, sur le diagnostic de « la Vronnière » à quelques centaines de mètres du précédent (Digan et al., 2021). Dans tout ce secteur, sur le site « rue E. Bizeau », un sol brun scelle la topographie des reliefs sableux (fig. 9). Annonçant l’amorce des pédogenèses holocènes, ce niveau a livré deux locus du premier Mésolithique (fig. 3, coupe 8, US 1004, Baguenier et al., 2018).
41Au sud, sur le site de " Grouet " à Pussigny, la partie supérieure des séquences (fig. 3, coupe 10, sommet de LF1, locus 3, coupe 11, ensemble LF13 ; fig. 7) est épargnée par les écoulements les plus compétents, avec des dépôts carbonatés, éoliens et colluviaux, datés de 13,3 ± 1,8 ka et jusqu’à 9,6 ± 0,8 ka (date la plus récente obtenue sur le site) (QTLS Pus23, QTLS Pus25 : tab. 2). La partie supérieure des coupes a livré trois locus contenant du mobilier lithique avec parfois des restes de faune. Ils sont tous attribués à l’Azilien et l’un d’eux (locus 3) est daté par radiocarbone de l’intervalle 13 465 — 13 220 cal BP (Poz 68095, tab. 2). Les différents âges numériques (C14 et TL) ainsi que la présence de trois occupations de la fin du Paléolithique supérieur dans le même cortège sédimentaire accréditent la persistance de l’accumulation des lœss jusqu’à la fin du Pléistocène dans le sud de la région. La composition de la malacofaune et ses changements montrent que la séquence débute bien dans le Pléniglaciaire supérieur pour se terminer au début de l’Holocène (O. Moine, étude en cours). La séquence malacologique présente un enregistrement inédit de la transition Pléniglaciaire — Tardiglaciaire et ne semble interrompue que lors des phases froides marquées par les passées grossières qui pourraient correspondre à différentes phases du Dryas.
Fig. 9: Synthèse des données obtenues dans le secteur de Montlouis‑sur‑Loire (37).
42Les opérations d’archéologie préventive réalisées ces dernières années dans le sud—ouest du Bassin parisien ont permis de préciser la chronologie et la dynamique sédimentaire des séquences d’origine éolienne qui couvrent les plateaux et versants. Des cartes générales ont été récemment réalisées montrant les variations d’épaisseur totale des dépôts éoliens à l’échelle locale (Chen et al., 2021) ainsi qu’à l’échelle nationale et européenne (Bertran et al., 2016, 2021) sans tenir compte de leur chronologie.
43Un cadre chronostratigraphique avait déjà été proposé pour le nord de la région, en se basant uniquement sur la position stratigraphique de certains niveaux sédimentaires récurrents et leur comparaison avec les caractéristiques morphologiques des horizons—repères du nord de la France (Coussot & Liard, 2017). Les datations absolues de plusieurs séquences stratigraphiques et la caractérisation, par la micromorphologie de paléosols semblables à ceux identifiés dans les séquences de références, permettent désormais de caler avec plus précision les stratigraphies observées dans la chronologie du Quaternaire. Les enregistrements sédimentaires du nord de la région (Eure—et—Loir, Loir—et—Cher) présentent des caractéristiques communes qui permettent des rapprochements avec les séquences stratigraphiques de référence du nord de la France, comme celles d’Étricourt—Manancourt (Coutard et al., 2018), Havrincourt (Antoine et al., 2014), Villiers—Adam (Locht et al., 2003, Antoine et al., 2003) ou Bettencourt—Saint—Ouen (Locht, 2002). Les enregistrements sédimentaires du sud de la région, essentiellement situés en Touraine, présentent des caractéristiques différentes, moins évidentes pour permettre des rapprochements avec les horizons—repères septentrionaux, voire même pour définir des horizons—repères locaux.
44De ce fait, les raccords stratigraphiques de proches en proches sont beaucoup trop aléatoires et la comparaison avec les séquences de référence pour le Pléistocène est, à l’heure actuelle, non avenue pour la Touraine. et al., 2018 ; Coussot et al., 2019; Mainvilliers étude en cours), mais l’hétérogénéité de leur composition granulométrique indique l’intégration, par ruissellement ou déflation, de particules issues des substrats locaux. Sur le site d’Angé « Le petit Jardin » (Loir‑et-Cher, fig. 1), une séquence sédimentaire a été piégée dans une dépression creusée dans des roches crétacées (Locht et al., 2015). Le fond de la dépression est recouvert de colluvions fines, puis par un niveau de cailloutis, ayant subi des alternances gel-dégel et contenant des silex paléolithiques brûlés dont un a été daté par thermoluminescence de 149,1 ± 12,7 ka.
45Ceci place la mise en place du cailloutis au plus tard à la fin du SIM 6.
46La sédimentation pendant les phases glaciaires est entrecoupée par des phases d’altération pédogénétique lors des interglaciaires, conduisant à la formation de sol brun lessivé, dont il ne reste que l’horizon Bt. À Bonneval, la plus ancienne pédogenèse est rapportée au
47SIM 11 tandis que la suivante pourrait correspondre au SIM 9 (Despriée et al., 2018). À Mainvilliers, le plus ancien paléosol interglaciaire se forme sur les dépôts du SIM 10 et est recouvert par les dépôts du SIM 8. Il est donc attribué au SIM 9. La position stratigraphique respectives de ces paléosols interglaciaires suggère une possible comparaison avec les sol Elbeuf IV (SIM 11) et Elbeuf III (SIM 9) des séquences normandes (Antoine et al., 1998 ; Lautridou, 2003, Cliquet & Lautridou, 2009 ; Balescu, 2013). Cette hypothèse est d’autant plus probable qu’un paléosol interglaciaire, corrélé également avec le sol Elbeuf III, a été préservé à la base de la longue séquence de versant de St-Illiers-la-Ville (Yvelines), distante d’à peine 70 km de celle de Mainvilliers (Blaser & Chaussé, 2016). Le paléosol interglaciaire rapporté au SIM 7 n’a pas été conservé à Bonneval et ne semble pas l’avoir été non plus à Mainvilliers.
48Pour le Pléistocène moyen, les séquences les mieux conservées, appelées à jouer le rôle de références régionales, se trouvent au nord de la région et correspondent aux coupes de Bonneval (fig. 1, site 9), Courville (fig. 1, site 13), Mainvilliers (fig. 1, site 14) et Illiers—Combray (fig. 1, site 12). Les séquences pédo—sédimentaires étudiées en Eure—et—Loir présentent des similitudes avec les modèles de références établis pour les régions picarde, normande et francilienne dans lesquels les cycles glaciaires/interglaciaires sont enregistrés sous la forme d’une succession dépôts de loess/colluvions au sommet desquels se forment des paléosols de type brun lessivé (Lautridou, 1985, 2003 ; Antoine et al., 2016 ; Coutard et al., 2018 ; Chaussé et al., 2021).
49Ainsi la séquence inférieure de Bonneval a enregistré la mise en place de loess sableux pendant les phases glaciaires comprises entre le SIM 12 et SIM 6. À Mainvilliers, des colluvions fines et des loess lités s’accumulent entre le SIM 10 et le début du SIM 6, tandis que des limons peu argileux se déposent à Courville au cours d’un laps de temps compris entre la fin du SIM 10 et la fin du SIM 6. L’existence d’une forte composante éolienne dans ces dépôts est attestée par les analyses sédimentologiques et micromorphologiques (Despriée et al., 2018 ; Coussot et al., 2019; Mainvilliers étude en cours), mais l’hétérogénéité de leur composition granulométrique indique l’intégration, par ruissellement ou déflation, de particules issues des substrats locaux. Sur le site d’Angé « Le petit Jardin » (Loir—et—Cher, fig. 1), une séquence sédimentaire a été piégée dans une dépression creusée dans des roches crétacées (Locht et al., 2015). Le fond de la dépression est recouvert de colluvions fines, puis par un niveau de cailloutis, ayant subi des alternances gel—dégel et contenant des silex paléolithiques brûlés dont un a été daté par thermoluminescence de 149,1 ± 12,7 ka. Ceci place la mise en place du cailloutis au plus tard à la fin du SIM 6.
50La sédimentation pendant les phases glaciaires est entrecoupée par des phases d’altération pédogénétique lors des interglaciaires, conduisant à la formation de sol brun lessivé, dont il ne reste que l’horizon Bt. À Bonneval, la plus ancienne pédogenèse est rapportée au SIM 11 tandis que la suivante pourrait correspondre au SIM 9 (Despriée et al., 2018). À Mainvilliers, le plus ancien paléosol interglaciaire se forme sur les dépôts du SIM 10 et est recouvert par les dépôts du SIM 8. Il est donc attribué au SIM 9. La position stratigraphique respectives de ces paléosols interglaciaires suggère une possible comparaison avec les sol Elbeuf IV (SIM 11) et Elbeuf III (SIM 9) des séquences normandes (Antoine et al., 1998 ; Lautridou, 2003, Cliquet & Lautridou, 2009 ; Balescu, 2013). Cette hypothèse est d’autant plus probable qu’un paléosol interglaciaire, corrélé également avec le sol Elbeuf III, a été préservé à la base de la longue séquence de versant de St—Illiers—la—Ville (Yvelines), distante d’à peine 70 km de celle de Mainvilliers (Blaser & Chaussé, 2016). Le paléosol interglaciaire rapporté au SIM 7 n’a pas été conservé à Bonneval et ne semble pas l’avoir été non plus à Mainvilliers.
51Le paléosol interglaciaire le plus récent, attribué à l’Eemien (SIM 5e) et appelé sol de Rocourt dans les séquences du nord de la France et Elbeuf I dans les séquences normandes (Antoine et al., 1998), est enregistré à Bonneval, Illiers—Combray, Angé et Mainvilliers, mais il est fortement tronqué. À Bonneval et Courville, il est recouvert par des colluvions contenant des particules issues de son érosion (Despriée et al., 2018 ; Coussot et al., 2019). Les données actuelles montrent ainsi que le tout Début Glaciaire Weichselien, stade de Herning (SIM 5d), débute en Beauce de la même manière que sur les territoires plus nordiques, par une forte troncature liée à un changement climatique brutal (Antoine et al., 2016). Puis des pédogénèses (SIM 5c) se succèdent comme dans le nord de la France et en région parisienne (Antoine et al., 2016 ; Chaussé et al., 2021) et conduisent à la formation d’un sol intergrade puis d’un sol gris forestier qui renferme localement des vestiges lithiques (Bonneval, Illiers—Combray). Il est ensuite en grande partie érodé (Courville) ou dégradé et blanchi (Bonneval, Illiers—Combray). La position stratigraphique et les caractéristiques micromorphologiques de ce niveau dégradé à Bonneval (Despriée et al., 2018) le rapprochent de l’horizon blanchi de Momalle (Haesaerts et al., 1997). Plus au sud, l’étude stratigraphique et micromorphologique du site de Saint—Firmin—des—Prés « La Godée » (Loir—et—Cher), situé sur un versant de la vallée du Loir (fig. 1), a montré la formation d’un sol brun lessivé eemien sur des colluvions rapportées au Saalien (SIM 6). Tronqué, il était surmonté par un complexe de sols apparentés aux sols gris forestiers du Début Glaciaire weichselien (Chaussé, 2000). L’étude micromorphologique du comblement d’une fente de gel traversant le sol eemien à Angé a montré des papules de sols gris forestiers. C’est le seul témoignage qui reste de l’existence de cette pédogenèse au cours du Début Glaciaire weichselien sur ce site (Locht et al., 2015). Sur le versant sud de la vallée de l’Eure, à Chaudon, le sol gris forestier du Début Glaciaire weichselien, surmontant un paléosol interglaciaire attribué à l’Eemien, est en revanche particulièrement bien conservé (Dewolf, 1977). Au cours du Début Glaciaire weichselien les oscillations climatiques conduisent à l’existence d’épisodes de gel (Antoine et al., 1998 ; Antoine et al., 2016) qui se traduisent par la formation de fentes de contraction thermique (type « soil vein ») ou l’apparition d’une structuration lamellaire du sédiment témoignant d›un gel saisonnier profond (Van Vliet—Lanoë, 1989). Le remplissage de la fente de contraction thermique de Courville a fourni un âge de 88,7 ± 8,3 ka. Il pourrait s’accorder avec les âges moyennés d’une série de dates obtenues, aux alentours de 86 ka, sur des coins de sable et pseudomorphoses de coin de glace à remplissage composé, prélevés dans la vallée de la Loire (Andrieux et al., 2018). Leur formation pourrait s’être produite au cours de l’épisode froid du stade 5b, de même que la structuration lamellaire du sédiment observés dans les niveaux du Début Glaciaire des sites de Bonneval et Courville (Despriée et al., 2018 ; Coussot et al., 2019).
52La toute fin du Début Glaciaire Weichselien (stade 5a) est représentée dans les séquences picardes (Villiers—Adam, Locht et al., 2003 ; Bettencourt—Saint—Ouen, Locht, 2002) ou normandes (Mauquenchy, Locht et al., 2013) par un ou des sols steppiques dont nous n’avons aucune trace dans les séquences euréliennes. Malgré cette lacune, la formation du pédocomplexe Eemien/début Glaciaire weichselien, dans le secteur nord de la zone d’étude, a été enregistrée et présente les mêmes caractéristiques que dans les régions septentrionales de la France (Antoine et al., 2016).
53La mise en évidence de ce pédocomplexe est beaucoup plus délicate dans le sud de la région.
54Les séquences sont plus courtes et la texture à la fois plus argileuse et plus sableuse des dépôts indique une source d’apports locale, essentiellement alimentée par l’érosion des formations superficielles antérieures, bien qu’une composante éolienne ait été démontrée (Marquet, 1973 ; Macaire, 1981). De multiples reprises sont envisagées, les différents niveaux sédimentaires sont donc interprétés comme des colluvions au sens le plus large du terme, c’est—à—dire indépendamment du mode de dépôt (ruissellement, solifluxion/gélifluxion, déflation). Dans ce contexte sédimentaire très condensé, où le remaniement et la surimposition des traits pédogénétiques et/ou cryogéniques sont la norme, la caractérisation d’horizons—repères est extrêmement délicate sans analyse plus poussée (sédimentologie, minéralogie, géochimie, micromorphologie). La question de la reconnaissance des paléosols weichseliens et/ou horizons—repères se pose.
55Sur les plateaux nord de Tours (sites « 124b—130 avenue Maginot », « Clinique de l’Alliance », fig. 1, sites 6 et 7), les séquences stratigraphiques les plus anciennes sont rapportées au Début Glaciaire Weichselien, période pendant laquelle se déposent des limons, alimentés par l’érosion des formations locales. Ils présentent des altérations pédologiques caractéristiques de luvisols à tendance planosolique (Baize & Girard, 2009), qui pourraient se rapporter à l’une des pédogenèses du Début Glaciaire Weichselien. En aval de Tours, sur le versant de la rive droite de la Loire, le site de la Roche—Cotard à Langeais (Indre—et—Loir, fig. 1) a livré de nombreux restes fauniques dans des dépôts de débordement de la Loire, mis en place à l’entrée d’un réseau karstique au cours de la fin du Début Glaciaire weichselien. Les différentes couches fluviatiles ont été datées entre 83 ± 6 ka (couche 15) et 72 ± 5 ka (couche 12e) (Marquet et al., 2019). Le spectre faunique de cette période est composé de grands mammifères, de rongeurs, d’oiseaux, de reptiles et de poissons. Il décrit un environnement tempéré frais, avec des contrastes peut—être plus marquées entre le fond de vallée et les plateaux. Malgré ces nuances, cet environnement s’accorde mal avec l’existence de sols steppiques, présents au SIM 5a dans le nord de la France (Antoine et al., 2016), qui se forment dans un climat beaucoup plus rigoureux et dont nous n’avons pas plus de trace en Touraine qu’en Beauce. Cette absence de sol steppique n’est pour l’instant pas clairement expliquée (érosion ? conditions environnementales non favorables ?) mais l’idée d’un gradient climatique nord—sud qui aurait empêché la formation de ce type de sol n’est pas à exclure.
56La transition entre le Début Glaciaire Weichselien et le Pléniglaciaire inférieur est souvent marquée par une érosion intense, en raison du refroidissement brutal qui caractérise cette période (Lisiecki & Raymo, 2005).
Le Pléniglaciaire inférieur est relativement mal conservé sur tout le territoire exploré.
57En Beauce, les niveaux datés de cette période n’ont été observés que sur les sites de Beauvilliers (fig. 1, site 11) et Mainvilliers. Ils correspondent à des colluvions peu épaisses, enrichies en matériaux clastiques issus de l’érosion des substrats locaux et mises en place par solifluxion/gélifluxion. Il est envisageable qu’en dehors de certaines zones de conservation des dépôts, présentant des caractéristiques stationnelles particulières (topographie, orientation), le Pléniglaciaire inférieur ait été une phase plutôt érosive en Beauce, ayant conduit à l’évacuation des matériaux vers les fonds de vallées où ils auraient été pris en charge par les organismes fluviaux. Un peu plus au sud, à Saint—Firmin—des—Prés, le pédocomplexe du Début Glacaire weichselien est tronqué et recouvert par un sol déplacé par gélifluxion rapporté au Pléniglaciaire inférieur (Chaussé, 2000). À Angé (Loir—et—Cher), deux ensembles lithiques contenus dans le même niveau sédimentaire ont fourni des silex chauffés datés pour les uns à 80 ka (sept dates) et pour les autres à 65 ka (3 dates). Ces dates témoignent d’un très faible bilan sédimentaire pour le Pléniglaciaire inférieur (Locht et al., 2015). Les données sont également lacunaires pour cette période dans l’ouest de l’Ile—de—France (Chaussé et al., 2021). Elles sont davantage renseignées dans l’est de cette région où les dépôts gravitaires dominent et voient l’intégration des premiers dépôts éoliens correspondant à l’aridification du climat (Chaussé et al., 2021), à l’instar des séquences plus septentrionales comme celles du site d’Havrincourt (Antoine et al., 2014).
58En vallée de la Loire, le Pléniglaciaire inférieur est enregistré sur le site de la Roche—Cotard à Langeais sous la forme de dépôt éoliens, contenant des gélifracts issus de la paroi de la grotte. Ils se sont mis en place immédiatement au—dessus de la série fluviatile et ont été datés entre 73 ± 5 ka (couche 11) et 66 ± 6 ka (sous—couche 7d) (Marquet et al., 2019). Ils contiennent une faune froide cohérente avec le climat glaciaire du SIM 4. Des niveaux de dépôts éoliens avaient été décrits en vallée de la Loire sur la coupe de Lussault (Indre—et—Loire), sur la rive droite de la Loire, environ 7 km en amont de Montlouis—sur—Loire et 35 km en amont de Langeais (Macaire, 1975). L’un d’entre eux (couche V) avait fourni une flore steppique (Macaire et al., 1985). Il a été daté récemment et a fourni des âges compris entre 75 ± 5 ka et 67 ± 4 ka, c’est—à—dire dans un intervalle de temps identique à celui des dépôts éoliens du site de la Roche—Cotard. En revanche, sur les plateaux nords de Tours, le bilan sédimentaire du Pléniglaciaire inférieur est très faible. Cette dichotomie apparente entre la sédimentation éolienne qui tapissent les pieds de versants en bordure de la vallée de la Loire et les plateaux pourrait s’expliquer, outre par l’érosion postérieure aux éventuels dépôts sur les plateaux, par des processus de sédimentation éolienne peu virulents, remaniant les alluvions disponibles en fond de vallée sur un périmètre restreint à la vallée elle—même. Macaire (1981) avait déjà suggéré que les épisodes d’éolisation lors des phases climatiques froides et sèches avaient pu être plus brefs et moins nombreux, avec des vents moins puissants, entraînant une dispersion moins lointaine des particules.
59Dans le nord de la France, le Pléniglaciaire moyen est caractérisé par une légère amélioration des conditions climatiques qui favorise la formation d’un complexe de sols bruns arctiques, nommé Complexe de sol de Saint—Acheul (Locht, 2002 ; Locht et al., 2003). À Havrincourt, cette séquence pédo—sédimentaire est entrecoupée de petits niveaux de gleys et structures périglaciaires (Antoine et al., 2014). En Ile—de—France, le Pléniglaciaire moyen est matérialisé par un sol brun non illuvié (brunisol), présent dans de nombreuses séquences (Chaussé et al., 2021 ; Blaser et al., 2020). Dans le nord de notre zone d’étude, le Pléniglaciaire moyen est mal conservé mais des horizons cambiques corrélables au sol de Saint—Acheul ont été ponctuellement observés, notamment sur la coupe de Courville. À Mainvilliers, l’unité 2015 a fourni un âge compris entre 63,9 ± 2 ka à la base et 36,5 ± 1 ka au sommet. Macroscopiquement, elle ne présente aucune caractéristique d’un paléosol de rang interstadiaire, de type Sol de Saint—Acheul. L’étude micromorphologique en cours nous permettra de préciser son éventuelle évolution pédologique.
60À Saint—Firmin—des—Prés, l’étude micromorphologique a montré qu’une phase de pédogenèse marquée par des illuviations jaune pâle entrecoupées de siltanes avaient affecté des dépôts géliflués. La position stratigraphique de ce niveau pédogénéisé avait permis de proposer une attribution au Pléniglaciaire moyen (Chaussé, 2000). La présence d’illuviation à cette période n’étant pas reconnue dans les séquences septentrionales, nous nous posons, une nouvelle fois, la question du gradient thermique nord—sud dans les modalités des enregistrements sédimentaires, qui peuvent montrer de légères variations sans pour autant contredire les oscillations climatiques globales. L’existence de conditions stationnelles particulières n’est pas exclue pour autant.
61Les séquences attribuables au Pléniglaciaire moyen sont plus nombreuses en Touraine. Durant cette période, des processus de versants actifs et sédimentogènes — dépôts de versants soliflués et ruissellés possiblement mêlés d’apports éoliens — sont enregistrés dans la vallée de Loire, sur le site de la Roche Cotard à Langeais (Marquet et al., 2019). La séquence de « Moncartier » à Bléré (fig. 1, site 4) suit un schéma comparable, avec une forte activité cryoclastique enregistrée sur le versant. Cet événement se déroulant postérieurement à 61,4 ± 4,9 ka et antérieurement à 50,4 ± 4,0 ka, il est rattaché à la première partie du SIM 3. L’édification des paléosols cumuliques, livrant le matériel lithique attribué au Châtelperronien et dont la texture met en lumière une composante éolienne participe de cette même phase. Le climat interstadiaire plus doux et plus humide, permet en effet une activité pédogénétique synchrone de la sédimentation. Sur les plateaux tourangeaux, l’accumulation des limons d’origine éolienne se poursuit durant cette période. Une pédogenèse poussée, avec un horizon Eg très blanchi et une grande abondance de nodules d’oxydes ferro—manganiques affecte les termes plus anciens de la série. Le phénomène est remarquable, dans le sens où les dépôts plus septentrionaux ne sont pas marqués par une humidité comparable durant le SIM 3. Des précisions, via des analyses granulométriques et micromorphologiques, devront être apportées sur la nature de ce sol. La formation de l’horizon Bt (Macaire, 1975 : niveau IV) reconnu au sommet des limons datés du SIM 4 (cf supra) à Lussault—sur—Loire pourrait être contemporaine de cette pédogenèse.
62Dans le nord de la région, le Pléniglaciaire supérieur est peu conservé. Il correspond, en général, à des dépôts peu dilatés. Sur les plateaux, ce sont souvent des colluvions fines, enrichies de petits graviers issus de l’érosion du substrat local, comme à Prasville (fig. 1, site 10) où un âge de 24 ka a été obtenu sur ce type de dépôt. Ils témoignent de l’activité des processus de ruissellement, peut—être synchrones d’apports éoliens. En bas de versant, à Auneau (fig. 1, site 15), ce sont des limons carbonatés enrichis de sables issus de sources locales qui se déposent à la même période. Ailleurs en Beauce, ainsi que sur les versants de la vallée de l’Eure, on observe le dépôt de limons carbonatés semblable à ceux qui se déposent en Picardie lors du Dernier Maximum Glaciaire (Antoine, 2002 ; Antoine et al., 2014), bien qu’ils n’aient pas bénéficié de datations radiométriques. Des analyses réalisées sur des « Limons de plateaux » étudiés sur la commune d’Artenay (20 km au nord d’Orléans) et attribués à la fin de la dernière glaciation ont montré une origine éolienne de la fraction limoneuse, probablement de source locale (Macaire, 1972). Ces derniers étaient totalement décarbonatés et affectés par la(les) pédogenèse(s) holocène(s). Or nous avons observé sur cette même commune des limons carbonatés, sur environ 80 cm d’épaisseur dont seule la partie supérieure supporte l’horizon Bt du luvisol holocène, et au sein desquels l’absence de sables et de graviers est notable (non publié). Il est possible que ces deux dépôts n’aient pas strictement le même âge. La Beauce étant à la marge des grands couloirs de déflation qui alimentent les régions plus septentrionales en lœss carbonatés issus de l’estuaire de la Manche, il est également possible que seuls les épisodes de sédimentation éolienne les plus virulents aient apportés ces poussières allochtones. Les épisodes moins violents auraient conduit au dépôt de particules de sources plus locales, reprises ensuite par ruissellement et/ou gélifluxion.
63Au Pléniglaciaire supérieur, dans la vallée de la Vienne, à Cinais comme à Sainte—Maure—de— Touraine et à Pussigny (fig. 1, sites 1, 2 et 3), des dépôts carbonatés, issus du substrat calcaire dénudé et mobilisés par des mécanismes colluviaux et éoliens, viennent colmater des vallons secondaires. Les datations et les découvertes archéologiques indiquent que les dépôts se mettent en place au début du SIM 2 et qu’ils continuent à se former jusqu’à la fin du Pléniglaciaire, voire durant le Tardiglaciaire. Le long de la Loire, à Muides et à Montlouis—sur—Loire (fig. 1, sites 5 et 8), ainsi qu’en vallée du Cher, à Bléré, d’importantes remobilisations éoliennes se manifestent également durant la seconde moitié du SIM 2, tandis que les processus de versant continuent sur le site de La Roche—Cotard (Marquet et al., 2019). Le matériel parental est tiré des terrasses alluviales anciennes et le phénomène est à l’origine de la formation de reliefs sableux qui, établis en bordure des plateaux, scellent des occupations humaines de la fin du Paléolithique supérieur. Cette phase de remobilisation par les vents détectée sur toutes ces séquences méridionales est contemporaine de la mise en place de dépôts éoliens sur la coupe de Lussault—sur—Loire (Macaire, 1975 : niveau II), récemment datés par OSL de 18 ± 1,4 ka à 16,7 ± 1,4 ka (Marquet et al., 2019). La persistance de dépôts éoliens au Tardiglaciaire est enregistrée dans la vallée de la Loire, aux abords immédiats de la plaine d’inondation, alors que sur les plateaux du nord de la France, la sédimentation éolienne n’est plus active; elle laisse la place à la pédogénèse post—glaciaire (Antoine et al., 2014). La proximité d’un stock de sédiments alluviaux facilement mobilisables, lorsque leur surface n’est pas ou peu végétalisée, a très vraisemblablement permis des reprises éoliennes locales assez tardives. Un phénomène du même ordre a été enregistré à la confluence de l’Oise et de la Seine sur le site de Neuville—sur—Oise (Val d’Oise), où des sables éoliens, de source locale, ont été datés par OSL et attribués au Dryas récent (Souffi et al., 2015).
64Les opérations de diagnostic archéologique menées depuis plus de 15 ans sur les plateaux du sud—ouest du Bassin parisien ont livré des séquences sédimentaires pléistocènes inédites dont certaines contiennent des vestiges paléolithiques. Les séquences les plus anciennes se situent au nord de la région, et bien qu’affectées par de forts processus érosifs, peuvent se raccorder aux modèles chronostratigraphiques établis pour le nord de la France (Antoine et al., 2016). En Touraine et au sud de la région, les enregistrements sédimentaires tendent à montrer l’existence d’une dynamique sédimentaire moins active pour une grande partie du Weichselien, probablement liée à une alimentation en sédiments moins abondante due à des sources d’apports plus locales, constituées notamment par les alluvions de la Loire. Pour le Pléniglaciaire supérieur et le Tardiglaciaire, on note toutefois dans cette région, un regain d’activité qui se traduit par un enregistrement chronostratigraphique assez fin.
65Avec toute la prudence requise dans l’utilisation des données radiométriques, 38 dates inédites ont été réalisées pour tenter de caler chronologiquement les dépôts de la région. L’ensemble de ces données contribue à renseigner le cadre litho—chronostratigraphique des formations de plateau et de versant d’origine éolienne du sud—ouest du Bassin parisien, jusque—là peu étudié. Ces résultats sont importants également pour la recherche de sites archéologiques car ils démontrent le potentiel sédimentaire de cette région pour la conservation des vestiges paléolithiques (Despriée et al., 2021 ; Gardère et al., 2021). À l’avenir, ces données devront être complétées et affinées mais les connaissances ne seront amenées à progresser que par le biais de l’organisation de fouilles archéologiques sur des occupations humaines détectées au préalable, car c’est dans ce seul cadre que les moyens d’étude nécessaires à la caractérisation plus fine des séquences pourront être mobilisés.
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