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Mise en place des tourbières alcalines et modifications de la dynamique fluviatile dans la moyenne vallée de la Somme (France) à l’Holocène

Alkaline peatland setting and fluvial dynamic modifications in the Middle Somme river valley (France) during the Holocene
Chloé Garcia, Pierre Antoine, Thierry Ducrocq, Jérémy Bacon, Léa Beaumont, Sylvie Coutard, Julie Dabkowski et Boris Brasseur

Résumés

La particularité des séquences holocènes des fonds de vallées du bassin de la Somme réside dans la présence d’épaisses formations tourbeuses (jusqu’à 10 m). Les grandes lignes de l’évolution de ces fonds de vallées ont été reconstituées lors d’un programme d’étude systématique des séquences sédimentaires de la Somme dans les années 1990 parallèlement aux fouilles archéologiques liées à la découverte de nombreux sites mésolithiques. Cependant, peu de datations au radiocarbone avaient été effectuées et aucun transect stratigraphique complet de la vallée de la Somme à l’aval d’Amiens n’avait été réalisé. Par ailleurs, le secteur de la moyenne vallée (≈1 km de large) dont l’étude moderne ne fait que commencer est caractérisé par la présence d’un épais massif de tufs calcaire (>6 m) sinueux et dominant de quelques mètres le fond de la vallée actuel. La reprise des recherches a pour ambition d’intégrer les données stratigraphiques existantes, notamment sur la vallée d’Acon (affluent), dans une nouvelle étude stratigraphique et paléoenvironnementale à l’échelle de la vallée, et de fournir un cadre géochronologique (datations radiocarbone) et des analyses physico-chimiques des principaux faciès. D’après ces nouveaux travaux, deux phases de développement de la tourbe ont été identifiées : à l’Allerød puis du début de l’Holocène ancien à la seconde moitié de l’Holocène moyen. Deux périodes d’incision sont aussi datées : à Holocène ancien (~ 11,7 ka cal BP) et moyen (~ 6,6 ka cal BP), la deuxième ayant entraîné la mise en place du tuf calcaire dans un petit chenal méandriforme. Contrairement à ce qui a été observé en haute vallée, l’absence de sédimentation tourbeuse post-Holocène moyen associée à la forte proéminence du tuf calcaire chenalisé pourrait résulter du rabattement de la nappe d’eau, de la dégradation de la tourbe depuis la dernière incision et des activités humaines.

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Texte intégral

Les auteurs tiennent à remercier le Conservatoire d’Espaces Naturels des Hauts-de-France, le parc archéologique de Samara et la mairie de Breilly pour l’accès au terrain d’étude ; le Conseil départemental de la Somme et l’Agence de l’Eau Artois Picardie pour leur soutien financier (projet Archéofen).

1 - Introduction

1Les tourbières basses alcalines sont des formations de plaines alluviales en environnement calcaire, alimentées par la nappe d’un substrat rocheux carbonaté, qui stockent de nombreuses archives environnementales à l’échelle des cours d’eau comme des bassins versants (Dobrowolski et al., 2019 ; Gałka et al., 2021 ; Storme et al., 2022). La tourbe est composée en moyenne de 80 % d’eau, la matière sèche contient entre 50 et 90 % de matière organique faiblement décomposée (Manneville, 2006 ; Cubizolle, 2019). Cette particularité fait de la tourbe un réservoir d’eau douce et de carbone important stockant un tiers du carbone des sols mondiaux sur une étendue équivalente à 3 % de la surface continentale (Hughes et al., 2000 ; Xu et al., 2018 ; Alderson et al., 2019 ; Primeau & Garneau, 2021 ; Beaulne et al., 2021, a ; Crezee et al., 2022). Pour qu’une tourbière se développe et se maintienne, son substrat doit être saturé en eau de façon quasi permanente, avec une nappe d’eau affleurante et stable. Les tourbières sont particulièrement sensibles aux fluctuations des nappes d’eau, aux variations climatiques (Diggelen et al., 2006 ; Loisel et al., 2021 ; Garcin et al., 2022) et parfois à l’influence anthropique telles que le drainage, l’extraction de sédiments fluviatiles, le creusement de chenaux, l’érosion des sols de versant (Lespez et al., 2005 ; Broothaerts et al., 2014 ; Swindles et al., 2019 ; Swinnen et al., 2020). L’initiation des tourbières peut avoir deux origines : la modification des conditions climatiques (comme le passage d’une période glaciaire à interglaciaire), ou des modifications de l’hydrographie d’origine anthropique (Dendievel et al., 2020) favorables à l’accumulation de tourbe.

2En Europe du nord-ouest, plusieurs périodes de mise en place des tourbes d’origine climatique sont identifiées depuis le Tardiglaciaire : lors des interstades Bølling et Allerød, au début de l’Holocène où l’augmentation des températures et des précipitations sont favorables au développement d’une végétation turficole dans des fonds de vallées humides. La topographie peu pentue a favorisé l’accumulation de tourbe dans les parties les plus profondes de ces vallées, où la nappe affleure, sans écoulements d’eau importants (Pastre et al., 2003 ; Lespez et al., 2005 ; Dendievel et al., 2020 ; Crezee et al., 2022). Une troisième période d’initiation est également enregistrée à l’Holocène moyen, durant laquelle les aménagements anthropiques (barrages, retenues d’eau) ont pu entraîner la mise en place de nouvelles tourbières, comme c’est souvent le cas dans le Massif Central (Cubizolle et al., 2004 ; Cubizolle et al., 2012 ; Dendievel et al., 2020).

3Depuis ~ 4,0 ka cal BP, et de façon plus ou moins tardive en fonction de leur intensité, les modifications humaines de l’environnement à l’échelle du bassin versant perturbent les dynamiques naturelles. Ces perturbations sont enregistrées dans la tourbe, comme des changements de végétation ou la reprise des dynamiques de versant, et peuvent provoquer leur dégradation sous l’augmentation des pressions anthropiques (Brown et al., 2018 ; Swindles et al., 2019).

4Les fonds de vallées du bassin versant de la Somme sont un exemple de fonds de vallées à tourbières alcalines, caractérisés par des séquences sédimentaires tardiglaciaires et holocènes bien conservées (Ducrocq & Ketterer, 1995 ; Coudret et al., 1995 ; Munaut & Defgnée, 1997 ; Antoine et al., 2012a; Antoine, 2019). Les principales formations sédimentaires observées dans les séquences de référence des fonds de vallées du bassin de la Somme pour la période couvrant la fin du Pléniglaciaire au milieu de l’Holocène se succèdent de la façon suivante : 1) graviers de craie et silex à matrice sablo-limeuse calcaire hérités du Pléniglaciaire Weichselien, 2) limons sablo-calcaires (lœss) mis en place à l’extrême fin du Pléniglaciaire en milieu hyper aride en recouvrement des graviers sur la largeur du fond de vallée 3) localement : limons organiques puis tourbes sous la forme de remplissages de chenaux abandonnés (interstades Bølling et Allerød), 4) limons calcaires et boues crayeuses en recouvrement dans l’ensemble du fond de vallée, signant la péjoration climatique majeure du Dryas récent, 5) tourbes franches (sans contribution détritique) de la phase initiale de l’Holocène ancien jusqu’à l’Holocène moyen (Antoine et al., 2012a). Plus localement, en haute vallée de la Somme, une reprise tourbeuse est observée de l’âge du Bronze jusqu’au Moyen-Âge (Garcia, obs. pers.). La grande majorité de ce système tourbeux est aujourd’hui fossile en raison de l’abaissement des niveaux d’eau par le drainage de la vallée (Lebrun et al., 2020), et aussi par le recouvrement de la tourbe par des colluvions limoneuses dans certains affluents et petites vallées secondaires du bassin de la Somme. Des schémas de dépôts différents semblent se distinguer à l’échelle du bassin pour la seconde moitié de l’Holocène (Antoine, 1997a ; Antoine et al., 2012a).

5La moyenne vallée de la Somme (entre Amiens et Abbeville, fig. 1) a la particularité de contenir à la fois des formations de tourbes et de massifs de tufs calcaires holocènes. Ces tufs, qui dans la moyenne vallée et dans certaines vallées affluentes forment des nappes continues ou colmatent des chenaux (Commont, 1910 ; Bourdier, 1969 ; obs. pers.), sont par ailleurs beaucoup plus rares dans la haute vallée (amont d’Amiens).

6Dans la moyenne vallée, en aval immédiat d’Amiens, les tufs correspondent à un remplissage de chenal bien visible entre la rive gauche (Etouvie) et la commune de Tirancourt, à l’embouchure de la vallée d’Acon (fig. 1). La surface de ce dôme de tuf (nommé « croupe » par les anciens archéologues et géologues locaux) se situe environ 3,5 m au-dessus du fond de vallée actuel et constitue une des caractéristiques de la moyenne vallée. Les préhistoriens et géologues ont étudié ce tuf dès le XIXe siècle, ces observations anciennes auraient révélé des artefacts associés au Néolithique dans la masse du tuf et à l’âge du Bronze vers la surface (Commont, 1910 ; Bourdier, 1969). L’hypothèse d’une formation simultanée et inter-stratifiée entre la tourbe et le tuf avait été formulée par F. Bourdier (cf. Garcia et al., 2022).

7Le site de Tirancourt, dit du « Petit Marais » (fig. 1), a ensuite été étudié dans les années 1990 dans le cadre de la fouille d’un site du Mésolithique de grande ampleur (Ducrocq & Ketterer, 1995 ; Ducrocq, 2001) et d’un programme de prospection des fonds de vallées du bassin versant de la Somme (Antoine, 1997b). À cette occasion, un transect stratigraphique complet et des analyses palynologiques de la vallée d’Acon ainsi qu’une coupe partielle de son embouchure à proximité de la fouille mésolithique ont été réalisés par sondages et carottages continus (Antoine, 1997c ; Munaut & Defgnée, 1997). Une première série de datations encadre l’occupation mésolithique (Ducrocq, 2001). Le site mésolithique se trouve en bordure de zone humide, sous la tourbe et permet d’attribuer l’initiation de la turfigenèse à l’Holocène ancien et moyen (Antoine, 1997b ; Ducrocq, 2001).

8Pour répondre aux questionnements sur la chronologie de mise en place et d’érosion des séquences fluviales au cours du Tardiglaciaire et de l’Holocène en moyenne vallée de la Somme, la précision de la chronologie de mise en place des unités stratigraphiques (datations par radiocarbone) de la vallée d’Acon aidera à la compréhension détaillée de la dynamique fluviatile à l’échelle de la confluence. L’acquisition de nouvelles données de terrain a été nécessaire afin de compléter et de synthétiser les dynamiques d’évolution de la morphologie et de la sédimentation fluviatiles en lien avec les variations climatiques et les occupations humaines à l’échelle de la confluence vallée de la Somme/vallée d’Acon. Un transect stratigraphique complet de la moyenne vallée de la Somme à l’amont de sa confluence avec l’Acon a donc été réalisé. Il a été complété d’une série de datations par radiocarbone sur les transects de la vallée de la Somme, ainsi que de la caractérisation des principaux faciès pédo-sédimentaires.

9Sur le site de Tirancourt-vallée d’Acon, nous posons l’hypothèse que la mise en place et l’évolution du système de fond de vallée sont influencées par les fluctuations climatiques jusqu’à l’Holocène moyen, puis, en raison des occupations humaines observées, l'anthropisation pourrait se conjuguer aux variations climatiques pour contraindre les dynamiques. À l’Holocène récent, des facteurs anthropiques confortés par des précipitations d'ampleur variable, pourraient entraîner une modification plus profonde du système de tourbière stoppant leur développement, voire un tassement différentiel des faciès sédimentaires.

Fig. 1 : Carte de localisation du site de Tirancourt.

Fig. 1 : Carte de localisation du site de Tirancourt.

(A) à l’échelle du bassin versant. (B) à l’échelle de la moyenne vallée de la Somme. (C) à l’échelle du site Tirancourt-vallée d’Acon : le site de Tirancourt est symbolisé par le grand transect nord-sud dans la vallée de la Somme et le site de l’Acon regroupe le transect ouest-est de la vallée d’Acon, la coupe partielle et le site archéologique du Petit Marais. Sources : RGE ALTI 1 m, BD ALTI 25 m IGN, 2022 ; BD Charm-50, BRGM, 2019 ; BD Topo, IGN, 2020.

2 - Présentation du site d’étude : la moyenne vallée de la Somme dans le secteur de Tirancourt-vallée d’Acon

10La géologie du bassin versant de la Somme est relativement uniforme. Le substrat est composé de la craie du Crétacé supérieur, les plateaux sont couverts d’accumulations de lœss de 0 à 5 m d’épaisseur (Antoine et al., 2021) et les vallées, creusées progressivement au cours du Pléistocène (Antoine et al., 2007), sont comblées d’une succession d’alluvions pléniglaciaires à holocènes (Antoine et al., 2012a ; Antoine, 2019). Le fleuve Somme, situé dans un synclinal axé sud-est/nord-ouest, a une faible pente entre la source et l’estuaire (85 m pour 250 km, fig. 1A). Bien que le fleuve ait été canalisé au XIXe siècle, le fond de vallée reste particulièrement humide. Composé d’anciennes tourbières alcalines et de nombreux plans d’eaux artificiels, ces environnements humides sont principalement approvisionnés en eau par la nappe de la craie qui confère des propriétés alcalines aux accumulations tourbeuses.

11Le site de Tirancourt-vallée d’Acon est localisé en moyenne vallée de la Somme, à la confluence avec l’Acon (fig.1). La moyenne vallée montre un tracé rectiligne en comparaison avec la haute vallée méandriforme. L’Acon est une petite vallée affluente, perpendiculaire à la vallée de la Somme, dont la continuité sédimentaire a été interrompue lors de la construction de la route nationale dans les années 1970.

12Des versants abrupts bordent le fond de vallée exposé sud à Tirancourt et de façon alternée dans la moyenne vallée. Dans la moyenne vallée, d’épaisses couches de graviers pléniglaciaires (Caous & Resende, 1975) ont souvent fait l’objet d’extractions qui ont laissé de grands plans d’eau. Une partie des tourbes holocènes a aussi été extraite depuis le XIIe siècle à des fins de chauffage (Cloquier, 2006). Ces extractions laissent d’importantes « entailles » dans le fond de vallée aujourd’hui transformées en étang de loisirs pour la plupart (fig. 1).

13Le site de Tirancourt-vallée d’Acon est représentatif du contexte de la moyenne vallée de la Somme. Il est connu pour sa richesse géologique, topographique, écosystémique et archéologique. Le site à la confluence avec l’Acon abrite d’anciennes tourbières ainsi qu’un massif de tuf dans le fond de vallée, un versant crayeux abrupt couvert de pelouses calcaires et surplombé par le plateau. En contrebas de ce versant oriental, le marais de Tirancourt est une zone humide creusée de nombreux étangs où l’altitude moyenne avoisine 14,5 m NGF. Certaines zones sont des prairies humides et d’autres sont composées de peupleraies et de petits boisements. Le site comporte un massif allongé de tuf calcaire traversant le fond de vallée et le surplombant de 2,5 à 4 m. Ce massif, localement appelé « croupe », a interpellé le géologue V. Commont dès le début du XXe siècle par sa forme proéminente par rapport au fond de vallée (cf. Garcia et al. 2022).

14À l’image de l’ensemble de la vallée, le processus actuel de turfigenèse n’est présent que sur de très petites étendues sous la forme de comblements horizontaux (tremblants) ou de dépressions en eau (Lebrun et al., 2020 ; François, 2023). La tourbe est très majoritairement enfouie ou fossilisée.

15Le site de Tirancourt-Vallée d’Acon a été largement étudié pour sa richesse archéologique avec des sites occupés depuis le Mésolithique jusqu’au Néolithique en bordure de zone humide (site du Petit-Marais : Ducrocq & Ketterer, 1995 ; Ducrocq, 2001), puis du Néolithique moyen et final et de l’âge du Fer sur les plateaux (D. Bayard, com. pers.), avec un oppidum daté de la conquête romaine (Brunaux et al., 1990 ; Fichtl, 1995 ; Bayard & Fichtl, 2016). Ces études archéologiques fournissent des datations par radiocarbone associant le début des dépôts tourbeux à l’Holocène ancien sur les parties latérales du val d’Acon (Antoine & Ducrocq, 1997 ; Ducrocq, 2001). Des observations anciennes, dont la fiabilité peut être discutée (cf. Garcia et al., 2022), signalent divers artefacts archéologiques encroûtés dans le tuf allant du Néolithique à des pièces du Bronze final au sommet. Dans les dépôts coiffant le tuf, des poteries gauloises sont aussi mentionnées (Commont, 1910).

16Les occupations humaines attestées depuis le Mésolithique, l’importance de l’oppidum néolithique puis romain en contre-haut sur le plateau (Bayard & Fichtl, 2016), l’extraction de la tourbe jusqu’au milieu du XXe siècle (Cloquier, 2006) et la présence de nombreuses gravières depuis le XXe siècle (Caous & Resende, 1975) témoignent d’une occupation importante du site d’étude et de ses alentours.

17Dans le cadre des prospections des fonds de vallées du bassin de la Somme, en plus de la stratigraphie de l’embouchure de l’Acon (Antoine, 1997b ; Antoine, 1997c), quatre diagrammes polliniques partiels ont été réalisés par L. Lambay et A.-V. Munaut de l’Université de Louvain-la-Neuve, sur des boîtes issues des sondages du transect de l’Acon. Un de ces diagrammes (annexe 1) a été partiellement publié (Munaut & Defgnée, 1997) et se concentre sur la succession Tardiglaciaire-Holocène dans les parties basses de la séquence stratigraphique à la limite entre les dépôts minéraux et organiques.

3 - Méthodologie

3.1 - Campagne de terrain

18Un transect stratigraphique de 1 100 m de long a été réalisé selon un axe perpendiculaire à la vallée de la Somme sur la base de 62 sondages, profonds de 1 à 10 m, répartis tous les 20 m entre Tirancourt et Breilly (fig. 1C). Un resserrement de la maille des sondages à proximité du tuf calcaire a été nécessaire pour enregistrer les variations stratigraphiques les plus complexes. Une première série de sondages a été réalisée à la main avec le kit de tarières-gouges semi-ouvertes Eijelkamp (2, 3 et 6 cm de large sur 1 m de long). Pour sonder le tuf et obtenir la cote de la craie sous les graviers de fond de vallée, une sondeuse hydraulique Sedidrill-150 équipée d’un système continu de tarière hélicoïdale a été utilisée en trois points. Le relevé d’altitude de l’ensemble des sondages a également été enregistré à l’aide d’un GPS de précision centimétrique Trimble RTK.

19Sur le terrain, chaque sondage a fait l’objet d’une description stratigraphique, où chaque unité stratigraphique a été identifiée et décrite (couleur, texture, épaisseur). Les différents logs ont ensuite été corrélés pour comprendre la géométrie et l’agencement des différents faciès sédimentaires.

20Après avoir déterminé les grandes lignes de la stratigraphie, une séquence de référence a été choisie afin d’analyser la succession des différents faciès et notamment la tourbe. Sur le point de sondage TIR22ST11 à l’extrémité nord du transect (figs. 2 & 3), une séquence de 4,5 m a été échantillonnée dans une gouge de 6 cm de large dans le but d’analyser la composition des dépôts de cette séquence organique relativement épaisse.

3.2 - Analyses sédimentologiques et géochimiques d’une carotte de référence

21Sur la carotte TIR22ST11, 37 échantillons de 2 cm d’épaisseur, espacés de 10 cm chacun, ont fait l’objet d’analyses sédimentologiques. Seuls les faciès de gyttja et de tourbe ont été analysés. Tout d’abord, la masse volumique a été mesurée d’après la méthode de Baize (2018) : un volume constant d’échantillon frais a été extrait et séché à l’étuve à 105 °C. Des pesées avant et après ont permis à la fois de connaître la teneur en eau et la masse volumique en faisant un rapport entre la masse sèche et le volume initial. Les échantillons secs ont ensuite été broyés et passés au four à moufle à 550 puis 950 °C pour quantifier la proportion de matière organique, de carbonates de calcium et de silicates (Schulte & Hopkins, 1996 ; Heiri et al., 2001 ; Mazurek et al., 2014 ; Desruelles et al., 2021). Les résidus de la combustion et de la carbonisation sont considérés comme des silicates. La quantité de carbonate de calcium a été vérifiée et corrigée par la réalisation de mesures au calcimètre de Bernard (NF P94-048).

22Pour identifier les types de tourbe (saprique, mésique, fibrique), la teneur en fibre de chaque échantillon a été quantifiée selon la méthode des fibres frottées sur les échantillons frais à l’aide d’un tamis 200 µm (Gobat et al., 2010).

3.3 - Intégration des données antérieures et synthèse

23Dans le souci de comprendre les dynamiques fluviatiles tardiglaciaires et holocènes à l’échelle du site, les données stratigraphiques produites à l’occasion de fouilles archéologiques dans les années 1990 ont été mobilisées et complétées par la réalisation de nouvelles datations. Les données stratigraphiques sont issues du rapport de P. Antoine sur les prospections des fonds de vallées du bassin de la Somme (Antoine, 1997b). Les méthodes de terrain et de stratigraphie utilisées sont les mêmes que celles employées par P. Antoine pour la réalisation du transect de la vallée d’Acon sur une largeur de 110 m impliquant 18 sondages (Antoine, 1997c). Le transect du Petit Marais est quant à lui composé de la coupe stratigraphique de la fouille mésolithique (paroi nord : 6 × 2 m) reliée à sept sondages et carottages de 3 à 6,5 m de profondeur.

24La réalisation d’un nouveau sondage à la tarière gouge en 2023 au milieu du précédent transect de la vallée d’Acon et la collecte d’échantillons pour datation radiocarbone offrent un premier calage chronologique à cette séquence. Les datations du site du Petit Marais présentées dans cet article sont issues de la publication de T. Ducrocq (2001).

25Un travail de comparaison et de synthèse stratigraphique a été réalisé dans le cadre de cette étude afin de relier les différentes unités stratigraphiques, d’étudier leur morphologie, de comparer les âges et leurs altitudes pour préciser les dynamiques à l’échelle de la confluence entre le fleuve Somme et l’Acon.

3.4 - Datations radiocarbone et cadre de référence paléoclimatique

26Pour définir le cadre chronologique, 26 échantillons ont été sélectionnés et datés par spectrométrie de masse par accélérateur après décarbonatation. Les échantillons sélectionnés sont des macrorestes végétaux (graine, feuilles), des charbons ou des fragments de tourbe lorsqu’il n’était pas possible d’en extraire les macrorestes végétaux non remaniés. La datation de la tourbe « brute » (« bulk ») est parfois moins précise que la datation sur macroreste végétal lorsqu’il s’agit de dater la base de la tourbe, la question est surtout de définir la limite entre les faciès de gyttja et de tourbe en base de séquence. Les tourbes alcalines sont majoritairement composées de racines, un des risques est d’obtenir des dates trop récentes (Väliranta et al., 2014), cependant, d’après Holmquist et al. (2016), il n’y a pas de différence significative à dater de la tourbe brute plutôt que des macrorestes végétaux. Les risques de transferts de la matière organique plus récente par les racines semblent assez limités (Holmquist et al., 2016).

27Les échantillons ont été confiés au laboratoire de datations par radiocarbone de Poznań (Pologne) et à Beta Analytics (Californie, Etats-Unis), les datations AMS ont été réalisées après un rinçage systématique des échantillons (acide-alcalin-acide). Les calibrations sont calculées avec OxCal version 4.4 (Bronk Ramsey, 2009) et la courbe de calibration IntCal20 (Reimer et al., 2020). L’intervalle de confiance utilisé est de 95,4% (2σ) et les âges calibrés sont exprimés en cal BP dans les résultats et la discussion, et en non calibré (BP) sur les figures afin de faciliter la lisibilité. Les datations remobilisées des travaux antérieurs (Ducrocq & Ketterer, 1995 ; Antoine, 1997c ; Ducrocq, 2001) ont également été recalibrées pour faciliter leur intégration.

28Le cadre de référence paléoclimatique de l’Holocène utilisé dans cette étude est celui défini par Walker et al. (Walker et al., 2018) : Holocène ancien (Greenlandien, ~ 11,7 ka cal BP à 8,2 ka cal BP), Holocène moyen (Nordgrippien, ~ 8,2 à 4,2 ka cal BP) et Holocène récent (Méghalayen depuis ~ 4,2 ka cal BP). Cependant, il est nécessaire de préciser que cette classification globale comprend des variations climatiques locales (Van Zeist & Van Spoel-Walvius, 1980 ; Pastre et al., 2003), et que des évènements climatiques rapides et localisés peuvent ponctuer ces grandes phases : variations des précipitations, de l’ensoleillement, des niveaux marins (Hughes et al., 2000 ; Magny, 2004 ; Magny et al., 2013).

4 - Résultats

4.1 - Le transect stratigraphique de Tirancourt

4.1.1 - Description morpho-stratigraphique et chronologie

29Le transect de Tirancourt se compose de soixante-deux sondages répartis sur un axe perpendiculaire à la vallée long de 1100 m (fig. 2), calé chronologiquement par 22 datations par radiocarbone (tab. 1).

30Dans le fond de vallée, la cote du substrat crayeux (C) est de 6 m NGF en moyenne. Le substrat est recouvert d’une épaisse nappe de graviers de craie et de silex roulés dans une matrice crayeuse blanchâtre (GF, 5 m d’épaisseur en moyenne). Le sommet de cette unité stratigraphique présente une surface irrégulière, ondulée, formant localement des structures chenalisées ou des dômes qui conditionnent la préservation des dépôts sus-jacents. La nappe de graviers (GF) est recouverte, quasiment dans son intégralité, de limons sableux calcaires gris bleutés à granules de craie (LR et LGV). Plusieurs lits de quelques dizaines de centimètres de limons légèrement organiques carbonatés beiges (LGC) sont localement présents sur les parties les plus surélevées de la surface des limons sableux calcaires (LR) sur le tiers sud de la vallée entre les sondages ST40 à ST50, et sur la partie nord dans les creux dont deux situés en pied de versant (sondages ST29 à ST26 et ST15 à ST13).

31De la tourbe noire (TNo) attribuable à l’Allerød (TIR14, 13310-13109 cal BP) est conservée au pied du massif de tuf calcaire (TF). Cette tourbe révèle l'existence d'une discordance érosive et d’un hiatus avec les dépôts de tourbe voisins (TIR13, 10237-9963 cal BP). Sur l’ensemble du fond de vallée, des limons argileux organiques bruns foncés avec des macrorestes végétaux (GY) sont présents en un lit variant de un à vingt centimètres d’épaisseur. Localement, les dépôts GY contiennent des silex anguleux lorsqu’ils sont en contact direct avec les graviers (GF). Le sondage ST15 au sud du massif de tuf (TF, ST54) enregistre un surcreusement jusqu’aux graviers (GR) tapissés par les dépôts limons argileux organiques bruns foncés (GY) puis colmaté d’un litage de limons organiques gris foncé (LGO) vers le début de l’Holocène ancien antérieur à 11140-10702 cal BP (TIR10, âge de la tourbe noire sus-jacente).

32Sur l’ensemble du fond de la vallée, la transition entre les dépôts limons argileux organiques bruns foncés (GY) et la tourbe noire (TN) ou la tourbe franche brune à macrorestes végétaux (TB) est progressive. Les tourbes se mettent en place à partir du début de l’Holocène ancien (TIR10, 11140-10702 cal BP) sur une large partie du fond de vallée, dans les paléochenaux les plus profonds (fig. 2, sondages ST16 à ST60 et ST9 à ST13), et dans les parties latérales du fond de vallée (fig. 2, sondage ST52 : TIR2, 11684-11212 cal BP ; TIR 21, 10491-10226 cal BP). La tourbe présente des épaisseurs hétérogènes. Là où les graviers (GF) forment d’épais bancs et des points hauts, la tourbe (TB, TN) est très peu présente. Dans les paléochenaux les plus profonds, l’épaisseur peut atteindre jusqu’à 3 m (fig. 2, sondages ST16 à ST60 et ST9 à ST13). Comme c’est le cas à proximité du pied de versant escarpé nord, entre les sondages ST9 à ST13, dans une dépression de la nappe de gravier de la même importance que celle accueillant le massif de tuf (ST13). À la base de cette tourbe, de nombreux restes ligneux sont présents et sont associés à l’Holocène ancien (TIR20, 10478-10186 cal BP ; TIR21, 10491-10226 cal BP). L’altitude maximale du sommet des tourbes se situe vers 13,5 m NGF, et 13 m NGF aux endroits couverts de remblais anthropiques (R).

33La tourbe (TB, TN) est localement recouverte de tourbe limoneuse (TL) datée du début de l’Holocène moyen (TIR8, 7934-7741 cal BP) dans le paléochenal le plus profond, et de tourbe limoneuse carbonatée à grumeaux indurés (TD) dans quasiment l’ensemble du fond de vallée. L’épaisseur de l’unité TD varie de quelques dizaines de centimètre à deux mètres. Sa base est datée entre 9 274-8 811 cal BP (TIR4) et 8636-8424 cal BP (TIR1). Ces dates étant similaires à celles de la mise en place des tourbes sous-jacentes, cela suggère qu’il pourrait s’agir de datations sur macrorestes végétaux remaniés dont l’interprétation est incertaine.

34Sur le tiers sud du transect, jusqu’au sondage ST34, des limons organiques hydromorphes non lités (LLH) nappent les tourbes limoneuses carbonatées à grumeaux indurés (TD) sur 1 à 2,5 m d’épaisseur. Leur base est datée à 9418-9134 cal BP (TIR6) mais cette datation semble trop ancienne par rapport aux dépôts inférieurs, cela pourrait provenir de la d’un remaniement des macrorestes végétaux utilisés pour la datation radiocarbone.

35Un important massif de tuf surplombe le fond de vallée actuel de 3 m par rapport aux dépôts environnants (ST54, 6 m d’épaisseur) et se trouve directement sur la bordure nord de cette dépression (paléochenal) colmatée par les tourbes. Le tuf repose soit directement sur les graviers de fond (GF) soit partiellement sur la tourbe. Ce massif de tuf est dissymétrique, présentant une forme plus évasée au niveau de la surface actuelle du fond de vallée côté sud. Cette excroissance latérale est datée de la seconde moitié de l’Holocène moyen (TIR7, 5575-5320 cal BP). Les dépôts de tourbe (TL) à proximité du tuf sont carbonatés.

36Des remblais anthropiques (R) postérieurs aux périodes d’accumulation des tourbes et du tuf sont présents au sud du massif de tuf et sont composés de blocs de craie exogènes, quelques rares fragments de terre cuite et des limons organiques carbonatés. La nature anthropique de ces dépôts est également confirmée par plusieurs datations incohérentes sur les remblais en pied de versant nord dont les âges varient entre 1823-1626 (TIR18) et 11186-10773 cal BP (TIR15).

37À l’extrémité sud, le colmatage tourbeux, composé de tourbe plus sèche et moins bien conservée (TD, TB) est tassé sous d’importantes colluvions de versant limono-organiques avec des traces d’oxydoréduction jusqu’à 3 m de profondeur (CL).

38En surface, un sol limoneux organique hydromorphe à structure granulaire, présent localement dans les zones les plus élevées, s’est développé sur une vingtaine de centimètres (RP) sur des dépôts anthropiques (R), le tuf et en pied de versant sud. Alors que plus au nord, les dépôts de tourbe limoneuse à grumeaux indurés (TD) affleurent. Sur le tiers sud, localement, les limons organiques non lités (LLH) sont en surface.

39Des colluvions de versant limoneuses et crayeuses forment une marche de plusieurs mètres d’épaisseur avant le versant escarpé nord qui surplombe ainsi le fond de vallée d’une dizaine de mètres. Ces dépôts coiffés d’une route départementale n’ont pas permis de sonder au plus près du pied de versant. De même, l’extrémité sud du fond de vallée n’a pu être sondée en raison de la présence d’habitations sur cette partie surélevée de la vallée.

Fig. 2 : Description stratigraphique du transect de la vallée de la Somme à Tirancourt.

Fig. 2 : Description stratigraphique du transect de la vallée de la Somme à Tirancourt.

C/ substratum crayeux. GF/ graviers de fond, craie et silex dans une matrice limono-crayeuse. LR/ lœss sableux gris bleuté à granules de craie. LGC/ limon beige clair à granules de craie. LGV/ limon calcaire gris-vert avec quelques macrorestes végétaux et mollusques. GY/ limon argilo-organique brun à macrorestes végétaux (gyttja). TNo/ Tourbe noire Allerød. TL/ tourbe limoneuse carbonatée à mollusques. TB/ tourbe brune à macrorestes végétaux. TN/ tourbe noire à macrorestes végétaux. LGO/ limon gris organique. LOL/ limon organique brun-noir à brun-verdâtre à stratifications et mollusques. TF/ tuf calcaire lité riche en malacofaune. TD/ tourbe limoneuse carbonatée avec grumeaux de tourbe indurés. LLH/ limon argileux gris-vert à mollusques avec des blocs de tourbe érodés. RP/ Sol actuel : limon argileux hydromorphe brun-gris à structure granulaire. R/ remblais anthropiques. CL/ colluvion limoneuse organique de versant. Correspondances avec les datations radiocarbone : datations calibrées, se référer au tab.1.

Tab. 1 : Datations radiocarbone du site de Tirancourt-vallée d’Acon.

Tab. 1 : Datations radiocarbone du site de Tirancourt-vallée d’Acon.

Calibration sous OxCal v4.4.4, courbe Intcal20 (Bronk Ramsey, 2009) ; r:5 Atmospheric data from Reimer et al., 2020, intervale de confiance 2σ, 95,4%. * datations issues de Ducrocq (2001). Les lignes en italique correspondent aux dates pour lesquelles il existe des incertitudes.

4.1.2 - Analyses sédimentologiques du sondage TIR22ST11

40La série d’analyses sédimentologiques réalisée sur le sondage TIR22ST11 (fig. 3), à proximité du pied de versant nord porte sur les teneurs en fibres (>200 µm), en eau, la masse volumique, ainsi que la part des différentes fractions composant les sédiments : matière organique, carbonates de calcium et silicates d’origine détritique.

41L’unité 1 est un limon marron clair carbonaté à graviers de silex (fig. 2, GF), l’unité 2 est composée d’un sédiment à la texture similaire (fig. 2, LGC), plus grise avec moins de graviers et quelques macrorestes végétaux. Ces deux unités n’ont pas fait l’objet d’analyses, car il s’agissait de caractériser les niveaux tourbeux.

42Les unités stratigraphiques 3 et 4 sont constituées d’un limon organique marron à brun épais de 25 cm (fig. 2 GY). La transition entre les deux unités est marquée par un enrichissement progressif en matière organique (20 à 68 %) aux dépens des silicates (87,5 à 35 %), associée à une teneur en eau de plus en plus importante (55 à 84 %). La base de l’unité 4 est décarbonatée alors que le sommet connaît un léger enrichissement (7 %).

43L’unité 5 (fig. 2 TB), est composée d’une tourbe brune épaisse de 180 cm, riche en restes ligneux à la base avec une passée plus fibreuse au centre. En moyenne, la tourbe est composée de 85 à 90 % d’eau et la masse sèche de 80 % de matière organique, 0 à 5 % de CaCO3 et 5 à 10 % de silicates. Une passée plus riche en carbonates est présente entre 2,8 et 3 m de profondeur. Le haut de la séquence correspond à une tourbe saprique, alors qu’au-delà de 2 m de profondeur, la tourbe est mésique avec des macrorestes végétaux mieux conservés.

44L’unité 6a (fig. 2 : TL 30 cm d’épaisseur) est une tourbe limoneuse carbonatée, avec à sa base un bloc de craie. La teneur en matière organique diminue par rapport à l’unité précédente et est plus variable (37 à 74 %) alors que les carbonates et silicates ont tendance à augmenter (respectivement de 10 à 15 % avec un pic à 25 % et de 10 à 15 % avec un pic à 37 %). Les fibres représentent seulement 5 % du poids sec de l’échantillon faisant de cette tourbe une unité saprique. L’unité 6b (fig. 2 : TD, 40 cm d’épaisseur) contient davantage de matière organique dégradée avec très peu de fibres (1,25 %), des grumeaux de tourbe indurés sont présents dans la matrice limoneuse organique (matière organique : 40 %, CaCO3 : 14 %, silicates : 46 %) avec des fragments de coquilles, la structure est peu visible. L’unité 6c (fig. 2 : TL, 30 cm d’épaisseur) enregistre une baisse de la fraction détritique et une part plus importante de fibres. L’unité 6d (fig. 2 : TD, 40 cm d’épaisseur) est un limon tourbeux carbonaté avec des fragments de craie millimétriques épars. Le teneur en matière organique est de 49 % en moyenne, en carbonates de 17 %, en silicates de 36 %, et la teneur en eau diminue.

45L’unité 7 (35 cm d’épaisseur) est un limon organique à structure grumeleuse, riche en matière organique (62 %) avec des fibres peu conservées (6 %), les carbonates de calcium représentent 12 % de la matière sèche et les silicates 24 %.

46Les analyses sédimentologiques et géochimiques réalisées sur cette carotte améliorent la compréhension des différents faciès du remplissage tourbeux (en place, perturbé et dégradé) sur le transect de Tirancourt. Ces analyses permettent de mieux caractériser la composition des tourbes de base (mésique) et d’identifier la composition des tourbes de surface (tourbe saprique à charge limoneuse et carbonatée) mal connue jusqu’alors. La transition entre les limons carbonatés et la tourbe se fait progressivement avec la mise en place de gyttja de plus en plus riche en matière organique. La tourbe de base (unité 5) est riche en eau, en matière organique et en fibres. À partir de 170 cm de profondeur, les teneurs en matière organique sont plus faibles et la densité volumique augmente du fait de la plus forte teneur en matériaux détritiques. Certaines unités (6b et 6d) ne sont pas assimilées à de la tourbe (matière organique < 50 %).

Fig. 3 : Analyses sédimentologiques du sondage TIR22_ST11 (cf. position sur la fig. 2).

Fig. 3 : Analyses sédimentologiques du sondage TIR22_ST11 (cf. position sur la fig. 2).

1/ limons carbonatés gris-beige à silex (LR). 2/ limon gris à graviers de craie et silex (LBC). 3/ gytjja marron orangé carbonaté (GY). 4/ limon argileux organique brun (GY). 5/ tourbe franche rousse à brune avec la base légèrement limoneuse et une passée plus riche en fibres au centre (TB). 6/ l’unité 6 se divise en sous-unités : 6a/ tourbe limoneuse carbonatée avec fragments de craie et coquilles (TL), 6b/ tourbe limoneuse à fragments de craie et coquilles et grumeaux indurés (TD), 6c/ tourbe carbonatée avec peu de macrorestes conservés (TL), 6d/ tourbe carbonatée à grumeaux indurés (TD). Correspondances avec les datations 14C : datations calibrées, se référer au tab.1.

4.2 - Stratigraphie de la vallée d’Acon : transect et coupe du petit marais

4.2.1 - Le transect de la vallée d’Acon : description morpho-stratigraphique et chronologie

47Le transect stratigraphique de la vallée d’Acon est composé de 19 sondages dont certains menés jusqu’à 10 m de profondeur jusqu’au substrat crayeux. Il traverse un système morpho-sédimentaire moins large (110 m) que celui de la Somme (fig. 4). Quatre datations par radiocarbone dressent un premier cadre chronologique holocène (tab. 1). La vallée est asymétrique avec un versant rive gauche (ouest) en pente douce tandis que le versant oriental est abrupt. Le cours actuel de l’Acon est rejeté contre le versant ouest.

48Sur le substrat crayeux (C), les dépôts de graviers de craie et de silex (GF) ont des épaisseurs de 0,5 à 3 m. La partie centrale, plus profonde, présentant la morphologie d’un chenal (S12) et les parties latérales sont colmatées par des limons sableux gris bleuté correspondant d’après leur texture à des lœss hydromorphes (LR), davantage présents sur la partie ouest de la coupe. La partie centrale des LR est probablement érodée puis colmatée par un lit de cailloutis crayeux à matrice limono-crayeuse (CC) couvert d’une fine unité plus organique (LAS) qui recouvre la partie orientale et nappe également en mince couche la terminaison des dépôts de LR dans la partie ouest de la coupe (S6/S6’). Des dépôts plus épais de limons calcaires gris vert à macrorestes végétaux et mollusques (LGV) les recouvrent. Les LGV atteignent jusqu’à 2 m d’épaisseur et présentent une morphologie incisée au centre ouest de la vallée. Des limons bruns sableux (LBS) sont présents localement en bas de versant ouest sous l’unité de limons bruns à macrorestes végétaux (LBT). De part et d’autre des sondages S12 et S17, les LBT sont présents sous l’ensemble du remplissage tourbeux (TL, TN, TB). Il s’agit d’un faciès de transition vers les unités tourbeuses. Le remplissage tourbeux se fait avec une tourbe limoneuse (TL), puis par une tourbe franche (TN, TB) datée entre 11805-11398 cal BP (ACN_A) et 10995-10420 cal BP (ACN_B) dans la partie la plus profonde. Les tourbes s’étendent sur l’ensemble du fond de vallée mais ont probablement été érodées puis recouvertes par des limons organiques grisâtres lités (LOL) épais contenant des petits galets de tourbe érodée, des mollusques aquatiques ainsi que des bois flottés, et des lits riches en carbonates de calcium. Cette unité est comprise dans l’intervalle entre 6837-6665 cal BP (ACN_C) et 6442-6294 cal BP (ACN_D). La partie ouest de ce dépôt, à proximité du petit cours d’eau actuel, est incisée et comblée par des dépôts perturbés/remaniés de limons argileux gris-vert à mollusques avec des blocs de tourbe érodés (LHP) dans lequel un fragment de céramique sigillée (période romaine) a été retrouvé. À l’est des limons argileux gris-vert (LHP), un fin lit de tuf lité (TF) très riche en malacofaune est présent. Le versant ouest, plus élevé en altitude, est coiffé de limons sableux brun clair à granules de craie et silex épars (LGC, colluvions) alors que le reste de la vallée est couvert d’un sol limono-argileux brun gris à structure granulaire (RP).

Fig.4 : Description stratigraphique du transect de la vallée d’Acon, redessiné et complété d’après Antoine (1997).

Fig.4 : Description stratigraphique du transect de la vallée d’Acon, redessiné et complété d’après Antoine (1997).

C/ substratum crayeux. GF/ graviers de fond, craie et silex dans une matrice limono-crayeuse. LBC/ limon sableux gris-brun clair à nombreux silex et granules de craie. LR/ lœss sableux gris-jaune à gris-bleu (hydromorphe). CC/ cailloutis crayeux à matrice limono-crayeuse. LAS/ limon argileux compactes gris brun sombre. LBS/ limon argilo-organique gris-brun à granules de craie. LGV/ limon calcaire gris-vert avec quelques macrorestes végétaux et mollusques. LBT/ limon argilo-organique brun. TL/ tourbe limoneuse carbonatée à mollusques. TB/ tourbe brune à macrorestes végétaux. TN/ tourbe noire à macrorestes végétaux, sommet compact. LGC/ limon sableux brun clair à granules de craie et silex épars. LOL/ limon organique lité brun-noir à brun-verdâtre à stratifications fines et mollusques. TF/ tuf calcaire finement lité riche en malacofaune. LHL/ limon argileux gris-vert à mollusques avec des blocs de tourbe érodés. RP/ Sol actuel : limon argileux hydromorphe brun-gris à structure granulaire. Datations calibrées, se référer au tab.1.

4.2.2 - Coupe du Petit Marais (rive droite de l’Acon) : description morpho-stratigraphique et chronologie

49Le transect partiel du Petit Marais (fig. 5) a été établi à partir du relevé de la coupe nord de la fouille du site mésolithique complété par les sondages S1 à S3 et les carottages SC1 à SC4, sept datations issues des travaux précédents de T. Ducrocq (Ducrocq & Ketterer, 1995 ; Ducrocq, 2001) encadrent les sondages et la fouille voisine (tab. 1, fig. 1).

50La stratigraphie est similaire à la section du transect du Val d’Acon entre les sondages S12 et S8 (fig. 4) Les dépôts holocènes se situent sur les épais dépôts de lœss hydromorphes (LR) du versant ouest. C’est au sein de l’unité LBS, un limon organique beige à graviers de craie, que le site du Mésolithique se situe. L’enrichissement en matière organique se fait progressivement entre les unités de LBS et de limons organiques bruns (LBT). Quatre datations radiocarbone datent les LBT sus-jacent à l’unité LR à 8983-8411 cal BP (PM_2) et 8519-8179 cal BP (PM_1) et la formation de tourbe noire (TN) entre 8984-8456 cal BP (PM_4) et 7791-7507 cal BP (PM_3). Les LBT se mettent en place de façon diachronique (palimpseste), dans un chenal de bordure, et remontent progressivement le long du versant au fur et à mesure que la tourbe colmate le fond de vallée (Antoine & Ducrocq, 1997). À l’endroit de la fouille, l’unité LBT est datée à 8177-7875 cal BP (PM_8).

51À l’extrémité ouest, le sommet de la tourbe noire est affecté par un phénomène de dessiccation, avec des fentes colmatées par des colluvions limoneuses de versant gris foncé (CLG). À l’est, les limons organiques gris lités alluviaux (LHL) présentent plusieurs inter-stratifications avec des lits tufacés (TF). Des âges réalisés sur la tourbe noire desséchée (milieu de l’unité) sur la fouille mésolithique ont donné un intervalle d’âge entre 7917 et 7162 cal BP (PM_6, PM_7, PM_9). Une date sur ossement humain au contact entre les LHL et le sommet de la tourbe donne un âge de fin de formation de la tourbe à cet endroit à 6485-6196 cal BP (PM_10). Un aménagement anthropique (RH) est présent sous le sol actuel (RP).

Fig. 5 : Coupe et sondages du « Petit Marais », redessiné d’après Antoine (1997).

Fig. 5 : Coupe et sondages du « Petit Marais », redessiné d’après Antoine (1997).

Description stratigraphique similaire à celles de la fig. 2, sauf LLG/ limon organique lité gris-vert. TF/ lentille de tuf calcaire. RH/ Remblais anthropiques. CLG/ colluvion limoneuse gris foncé. Datations calibrées, se référer au tab. 1.

5 – Synthèse : évolution morpho-sédimentaire de la moyenne vallée de la Somme dans le secteur de Tirancourt-vallée d’Acon

52La synthèse des données anciennes et des nouvelles coupes, datations et analyses permet d’identifier les grandes tendances d’accumulation et d’érosion à l’échelle des deux transects complets. La comparaison avec les autres sites régionaux donne la possibilité d’établir un schéma d’évolution à l’échelle de la vallée de la Somme à l’aval d’Amiens. Deux grandes périodes y sont distinguées 1) une correspondant au Tardiglaciaire weichselien où les tourbes sont localisées dans d’anciens chenaux abandonnés (quelques dizaines de mètres de large) puis 2) une correspondant à l’ensemble de l’Holocène, dominée par une tourbification généralisée ici associée à des formations plus localisées de tuf calcaires de grande ampleur (fig. 6).

Fig. 6 : Synthèse de l’évolution tardiglaciaire et holocène du site de Tirancourt-vallée d’Acon.

Fig. 6 : Synthèse de l’évolution tardiglaciaire et holocène du site de Tirancourt-vallée d’Acon.

Données δ18O de North Greenland Ice Core Project members (2004), présentées en fonction de l’âge. Occupations humaines selon Ducrocq (Ducrocq, 2001). Périodes climatiques selon Mayewski et al. (Mayewski et al., 2004) ; Rasmussen et al. (Rasmussen et al., 2014) ; Walker et al. (Walker et al, 2019).

5.1 - Transition Pléniglaciaire-Tardiglaciaire et Tardiglaciaire

53À l’issue de la dernière période glaciaire, dans les trois coupes de la Somme et de la vallée d’Acon, la craie (C) est recouverte de dépôts de graviers de craie et de silex (GF). La surface irrégulière de ces unités, plus évidente sur le transect de Tirancourt, suggère une mise en place dans des chenaux en tresses. Ces unités de graviers sont associées à un environnement périglaciaire découvert où s’exprime un régime de débâcles pendant le Pléniglaciaire weichselien comme dans la plupart d’autres sites du bassin de la Somme et plus largement des rivières du nord-ouest de l’Europe (Caous & Resende, 1975 ; Antoine, 1997c ; Preece & Bridgland, 1999 ; Gao et al., 2007 ; Antoine et al., 2012a ; Turner et al., 2013). Les épaisseurs de graviers sont plus importantes dans la moyenne vallée de la Somme que dans la haute vallée (Caous & Resende, 1975). Cette différence provient probablement d’une dynamique d’accumulation plus forte à l’aval des confluences majeures avec les vallées de l’Avre et surtout de la Selle.

54La concentration en graviers diminue progressivement vers le haut de l’unité stratigraphique en faveur des granules de craie qui deviennent plus abondants. Ce changement de granulométrie est principalement induit par des variations climatiques qui modifient les capacités du transport fluvial et les processus érosifs (Houben, 2003) dans le bassin. Ces limons sableux carbonatés (LR) s’apparentent à des lœss remaniés à caractère hydromorphe qui recouvrent une grande partie de la vallée à la fin du Pléniglaciaire supérieur vers ~ 20 ka cal BP et comblent d’anciens chenaux alors abandonnés (Pastre et al., 2002 ; Antoine et al., 2012b). Ces limons (LR) qui recouvrent les graviers prennent une couleur gris bleuté traduisant un état réduit du fer qui résulte de leur saturation en eau depuis plus de 11 000 ans (remontée de la nappe à l’Holocène). Localement, dans les transects d’Acon et de Tirancourt, la partie supérieure (10-20 cm) de ces limons s’enrichit en matière organique (LBC et LAS) dans des unités toujours carbonatées probablement associées aux interstades Bølling ou Allerød, comme c’est le cas dans la vallée de la Somme à Belloy-sur-Somme (Ducrocq, 2001), la vallée de la Selle à Conty (Antoine et al., 2012a) ou encore dans le bassin du Coud (Bassin parisien, Pastre et al., 2003). Sur le transect de Tirancourt (fig. 2), une lentille de tourbe associée à l’Allerød est conservée au pied du tuf.

55Dans le transect de la vallée d’Acon, un lit de limons argilo-organiques gris-brun sombre (LAS) enregistre une augmentation des pollens arborés, en particulier des pins (Munaut & Defgnée, 1997), ce qui attribue cette unité (LAS) à l’Allerød (Van Zeist & Van Spoel-Walvius, 1980 ; Pastre et al., 2003). Cet enrichissement en matière organique est lié à l'amélioration des conditions climatiques (augmentation des températures) à l'Allerød, et au développement d’une couverture végétale turfigène en fond de vallée. Compte tenu du bilan stratigraphique, des données palynologiques obtenues dans LAS et de l’âge radiocarbone des tourbes les plus anciennes de Tirancourt, aucun indice du Bølling et du Dryas ancien ne semble présent.

56La péjoration climatique du Dryas récent est quant à elle probablement enregistrée dans les limons calcaires gris bleutés (LGV) qui colmatent une partie importante de la vallée. Une unité similaire (dans la même position stratigraphique) est également présente sur les transects de Conty, Belloy-sur-Somme, sur l’ensemble des profils de fond de vallée de la Somme et ses affluents. Sur ces sites (Antoine, 1997b ; Ducrocq, 2001 ; Antoine et al., 2012a) ainsi que dans le Bassin Parisien (Pastre et al., 2002), cette unité est aussi associée à la période du Dryas récent. D’après le transect de Tirancourt, à cette période, le système fluvial est probablement constitué par un ou deux grands chenaux dans la moyenne vallée de la Somme là où les graviers montrent les plus grandes profondeurs. Dans la vallée d’Acon, le chenal principal tardiglaciaire se situe probablement au centre de la vallée et dépose des limons latéralement lors des épisodes de crues (LR, puis LGV).

57Au cours du Tardiglaciaire, les modifications de la dynamique et de la morphologie fluviale sont liées aux forçages climatiques, et entraînent des modifications conformes aux observations faites dans le nord de la France (Pastre et al., 2003 ; Antoine et al., 2012a ; Vayssière et al., 2019 ; Depreux et al., 2019), le nord-ouest européen (Preece & Bridgland, 1999 ; Huisink, 2000 ; Gao et al., 2007 ; Turner et al., 2013) et des changements dans la végétation (Munaut & Defgnée, 1997 ; Pastre et al., 2003). Cependant, dans la moyenne vallée de la Somme en aval d’Amiens, les sédiments tardiglaciaires ne sont pas aussi bien conservés qu’ailleurs dans le bassin versant (Ducrocq, 2001 ; Antoine et al., 2012a), probablement en raison de dynamiques fluviales plus érosives liées à la contribution de deux confluences majeures en amont (Selle et Avre).

5.2 - Holocene ancien : mise en place de la tourbe

58La transition du Tardiglaciaire vers l’Holocène est caractérisée par une augmentation rapide des températures et des précipitations plus abondantes (renforcement de la circulation d’ouest) entraînant d’importants épisodes d’incision des rivières en Europe du nord-ouest (Brown & Barber, 1985 ; Pastre et al., 2002 ; Mayewski et al., 2004). Cette phase érosive est visible sur le transect de Tirancourt à l’emplacement actuel du tuf (fig. 2) où une partie importante des limons organiques associés à l’oscillation Allerød et des limons gris bleu calcaire (LGV) antérieurs à l’Holocène ont été érodés. Un surcreusement dans la nappe de graviers (ST15) est colmaté par des sédiments d’origine fluviatile de plus en plus riches en matière organique. Ce surcreusement créé alors une discordance érosive avec les dépôts de tourbe Allerød conservés en contre haut. Sur le transect de l’Acon (fig. 4), les LGV ont subi un creusement d’au moins un mètre par rapport à leur surface.

59Après l’incision, les dépôts limono-argileux organiques à macrorestes végétaux se mettent en place dans la moyenne vallée de la Somme (GY) et dans l’Acon (LBT). Cette unité se forme de façon asynchrone au fur et à mesure que la tourbe croît (Antoine & Ducrocq, 1997 ; Antoine, 1997c), et forme systématiquement la transition entre les dépôts majoritairement minéraux (LGV) et tourbeux (TB, TN, TL). Cette unité s’enrichit progressivement en macrorestes végétaux pour former de la tourbe, dans les endroits les plus humides ou aux plus faibles altitudes du fond de vallée au cours de l’Holocène ancien. À proximité du tuf et à l’extrémité nord (transect de Tirancourt, fig. 2), ce sont jusqu’à 3,75 m de tourbe qui s’accumulent en trois millénaires au rythme moyen de 0,1 cm/an. Et 4 m de tourbe pour le transect d’Acon (fig. 4). Les datations par radiocarbone du transect d’Acon et de la coupe du Petit-Marais (tab. 1) mettent en évidence le comblement progressif du fond de vallée par la tourbe jusqu’au plus tard 6485-6196 cal BP (PM10, Holocène moyen, tab 1.).

60Les dépôts de limon beige clair à granules de craie (LGC) sur le versant oriental de la vallée d’Acon (fig. 4) dessinent un petit chenal latéral probablement contemporain de la formation de la tourbe avec une charge sédimentaire détritique plus importante que les limons argilo-organiques bruns (LBT, intégration d’un apport de particules colluviées en de bas de versant).

61Les datations par radiocarbone sur le site de Tirancourt mettent en évidence une croissance de la tourbe dès le début de l’Holocène ancien autant dans la zone plus élevée du tiers sud de la vallée que dans les zones plus profondes, en pied de versant abrupt taluté nord et dans le chenal à proximité du tuf (cf. ST15, fig. 4). Ce phénomène pourrait se justifier par la présence d’une nappe captive et perchée dans la moitié sud de la vallée (sur les dépôts de LGV, et GY relativement imperméables), qui pourrait expliquer la synchronicité de la formation de la tourbe sur la partie surélevée et dans les fonds de chenaux, soit par une accumulation très rapide de la tourbe à cette époque.

62D’après les tourbes conservées, la turfigenèse n’est pas mise en évidence au-delà de 7934-7741 cal BP (TIR8) dans la vallée de la Somme au niveau de Tirancourt (fig. 2). Mais elle continue jusqu’à 6485-6196 cal BP dans la vallée d’Acon (contact entre la tourbe et les limons lités sus-jacents), et s’arrête à 7150-6745 cal BP à l’amont sur le site d’Etouvie (6040 ± 50 BP, Antoine, 1997b). L’ensemble de ces dates est assez cohérent, il semblerait que dans la moyenne vallée, à l’aval immédiat d’Amiens, et en haute vallée à l’amont (Garcia, 2024) les tourbes se sont formées du début de l’Holocène ancien (~ 11,7 ka cal BP) à la première moitié de l’Holocène moyen (~ 6,5 ka cal BP). Cette première phase de turfigenèse s’interrompt plus tôt que ce qui est observé dans la haute vallée de la Somme à Morcourt (~ 5,4 ka cal BP) et la reprise observée au cours de l’Holocène récent (~ 2,9 ka cal BP) jusqu’au Bas Moyen-Âge (~ 0,7 ka cal BP) n’est pas mise en évidence dans la moyenne vallée (Garcia, 2024).

5.3 - Holocène moyen : chenalisation, développement des tufs calcaires et tourbes

5.3.1 - Mise en place des chenaux

63La particularité du transect de Tirancourt par rapport à celui de la vallée d’Acon est la présence d’un massif de tuf fortement surélevé par rapport au fond de vallée actuel (+ 3 m). Ce massif, qui serpente d’un bord à l’autre de la vallée et de façon quasi-continue dans l’ensemble de la Moyenne Somme, matérialise un ancien tracé de la Somme (Antoine & Ducrocq, 1997 ; Beaumont, 2022 ; Beaumont et al., 2023). Les tufs qui le composent se sont formés dans le lit d’un cours d’eau ayant en partie érodé la tourbe lors d’une phase d’incision initiale comme semble le montrer les fragments de tourbe découverts dans le tuf à la base d’un sondage à Bourdon (Beaumont et al., 2023) et la géométrie du tuf d’Etouvie. L’épisode d’incision intervient probablement dans l’intervalle entre la formation des tourbes sommitales datées à 7425-7167 cal BP (PM7) dans la vallée d’Acon (7150-6745 cal BP à Etouvie, (Antoine, 1997c), et les premiers dépôts à proximité de la base du fond de chenal datés de 6837-6655 cal BP dans la vallée d’Acon (ACN_D). La chenalisation serait provoquée par une reprise de la dynamique fluviatile. Le renforcement du dynamisme pourrait être lié à l’augmentation de la disponibilité en eau et des écoulements dynamiques spasmodiques favorisant l’incision de la tourbe. De façon synchrone, ces conditions climatiques plus humides (circulation d’ouest) ont provoqué la formation des dunes littorales le long des côtes de la Manche jusqu’à ~ 6,5 ka cal BP (Meurisse et al., 2005).

64L’incision observée et datée dans la vallée d’Acon (~ 6,7 ka cal BP) n’est pas mise en évidence dans la moyenne vallée de la Somme par la datation de dépôts de fond de chenaux. Cependant, il se pourrait qu’elle corresponde à la période de mise en place du tuf dans une incision laissée par un chenal érosif à cette même période dans la tourbe (emplacement actuel du massif de tuf, figs. 1 & 2).

5.3.2 - Développement d’un chenal à remplissage de tuf

65La hausse du niveau de la nappe d’eau aurait alors pu rendre les conditions favorables à la formation de tuf dans un chenal de la vallée de la Somme, comme c’est le cas pour la base du tuf de Bourdon (Beaumont, 2022 ; Beaumont et al., 2023). Le tuf de la moyenne vallée repose sur différents substrats, il est possiblement alimenté en eau riche en carbonate dissous via la circulation de la nappe dans les graviers de fond à Tirancourt, alors qu’il repose sur de la tourbe sur le site de Bourdon (Beaumont, 2022 ; Beaumont et al., 2023). À Etouvie, le tuf repose sur la tourbe dans la partie nord du transect mais est en contact direct avec le substrat crayeux dans sa partie sud plus profonde (Antoine, 1997c). La connexion de la base du tuf avec les graviers de fond ou la craie représente un accès possible à des résurgences de nappe phréatique et favorise l’apport de carbonate de calcium (cette nappe phréatique de fond de vallée est généralement sous pression sous les limons hydromorphes qui tapissent tout le fond de la vallée sous les dépôts tourbeux holocènes). À Étouvie et à Bourdon (Antoine, 1997b ; Beaumont et al., 2023), le tuf calcaire repose sur des tourbes de l’Holocène ancien et s’est formé à partir de 7000 ou 5000 cal BP en fonction des sites. À Tirancourt, la seule date obtenue sur un charbon encroûté dans le tuf donne un âge de 5575-5320 cal BP sur le débordement latéral (face sud du tuf).

66Le chenal à remplissage de tuf calcaire semble se mettre en place de façon hétérogène bien que des similitudes soient observées ailleurs dans le bassin de la Somme et ses affluents (Ducrocq, 2001 ; Antoine et al., 2012a ; Beaumont et al., 2023). Cette chenalisation n’a pas provoqué de formation de tuf de la même ampleur au niveau du transect de la vallée d’Acon (fig. 4). Sur le transect du Petit Marais (fig. 5), des lentilles de tuf sont présentes dans le chenal et sur le transect d’Acon (fig. 4), un fin lit de tuf (TF) coiffe le chenal de l’Holocène moyen. Du fait de la position des lentilles de tuf, à l’embouchure de la vallée d’Acon, il se peut qu’il s’agisse d’un débordement latéral du tuf chenalisé de la vallée de la Somme dans le petit affluent.

67La charge détritique importante présente dans le chenal de la vallée d’Acon (LHP) pourrait provenir en partie de la détérioration de la couverture arborée par les populations néolithiques, comme c’est le cas pour la haute vallée de la Somme (Garcia, 2024) et les vallées du Bassin Parisien (Van Zeist & Van Spoel-Walvius, 1980 ; David et al., 2015 ; Pastre et al., 2019). Cependant, la formation du tuf semble contemporaine de la mise en place du chenal et témoigne d’une absence de turbidité des eaux donc d’un impact mineur ou très localisé des activités anthropiques dans la vallée de la Somme à l’aval d’Amiens (voir le transect d’Etouvie, Antoine, 1997c). Il serait intéressant de sonder l’aval de la confluence pour voir si cette charge détritique est également présente dans la vallée de la Somme ou si le tuf calcaire joue un rôle de trappe à sédiments.

5.4 - Des dynamiques changeantes à l'Holocène récent

5.4.1 - La fin de la formation du tuf et de la tourbe

68Les artefacts décrits par les observations anciennes de V. Commont (1910) au sommet du tuf sur la commune de la Chaussée-Tirancourt, Bourdon et Yzeux sont associés à la fin de son activité à l’âge du Bronze, soit ~ 2,8 ka cal BP au plus tard. Ces observations anciennes et plus récentes (Antoine & Ducrocq, 1997 ; Ducrocq, 2001 ; Antoine et al., 2012a) sont relativement cohérentes avec les dates de croissance du tuf à l’amont et à l’aval : à Etouvie la formation du tuf est comprise entre 7150-6745 cal BP (6040 ± 50 BP, datation sur la tourbe sous-jacente) et 2691-2154 cal BP (2335 ± 55 BP, os encrouté au sommet du tuf, Antoine, 1997b). Dans la partie haute de la partie massive du tuf d’Etouvie, un vase Néolithique ancien est également encrouté (Antoine, 1997c ; Deschodt & Harnay, 1997 ; Deschodt, 2005) et témoigne d’une certaine variabilité latérale dans la mise en place du tuf.

69Les travaux récents à Bourdon (Beaumont, 2022 ; Beaumont et al., 2023), ont permis de dater l’extension latérale du tuf à 5025-4839 cal BP (Beaumont, 2022 ; Beaumont et al., 2023) et les niveaux limoneux vers le sommet du tuf à 2329-2074 cal BP. La séquence de mise en place du tuf de Tirancourt est probablement similaire aux observations faites sur le tuf de Bourdon, où les dépôts tourbeux de l’Holocène récent sont également absents.

70En tenant compte des taux d’accumulation observés dans la tourbe sous le tuf du transect de Tirancourt (0,1 cm/an), si la croissance s’était poursuivie au même rythme, la tourbe aurait atteint le sommet du tuf aux alentours de 2700 cal BP (c’est-à-dire au tout début de l’âge du Fer) donc de façon à peu près contemporaine avec le sommet du tuf (fig. 6). Cette période correspond aussi au déclin des tufs calcaires fluviatiles à l’échelle de l’Europe (Goudie et al., 1993 ; Dabkowski, 2020). La différence d’altitude observée dans le secteur de la moyenne vallée de la Somme (+3 m à Tirancourt) pourrait alors s’expliquer par l’exploitation historique de la tourbe. Le sommet des tourbes brunes conservées (TB) atteint au maximum 13,5 m NGF d’attitude sur le transect de Tirancourt et celui des tourbes limoneuses 14,5 m NGF, sur le transect d’Acon, les tourbes les plus élevées atteignent 15 m NGF et sur le transect du Petit Marais les tourbes affectées par des fentes de dessiccation atteignent 15,5 m NGF. Une compaction différentielle aurait pu se produire suite à l’abaissement des nappes alluviales (fig. 6), entre les dépôts de tourbe, riches en eau et en matière organique et les concrétions de tuf calcaire dont la structure est déjà poreuse mais indurée. La perte de volume de la tourbe peut varier entre 28 à 64 %, et la subsidence peut atteindre jusqu’à 1,6 cm/an selon Leifeld et al.( 2011).

71En effet, sur les différents transects réalisés dans le cadre de cette étude, les tourbes conservées n’ont pas livré d’âges postérieurs à l’Holocène moyen. Comme sur le site de Conty dans la vallée de la Selle, l’essentiel des tourbes conservées est attribué à la première moitié de l’Holocène (Antoine et al., 2012b). Si les unités de tourbe sont datées jusqu’à 7425-7167 cal BP (PM7) sur le transect partiel du Petit Marais (fig. 5), leur surface présente des polygones de dessiccation qui montrent qu’elles sont hors d’eau. Les fentes de dessiccation sont probablement sub-contemporaines (diagénèse) et colmatées par des colluvions crayeuses qui pourraient être du Moyen-Âge (Ducrocq, 2001). Ces formes ne sont pas visibles sur le transect de Tirancourt (fig. 2), mais à son extrémité sud, les tourbes sont compactées sous des colluvions limoneuses de versant. Au sud de la Somme, sur ce transect, les dépôts de limon organique grisâtres (LLH) semblent caractériser une dynamique de comblement de fosses d’extractions, et les macrorestes datés semblent remaniés. Cette observation concorde avec les dates réalisées dans la tourbe limoneuse à grumeaux indurés (TD) qui sont parfois plus anciennes que les dates obtenues dans la tourbe en place sous-jacente et témoignent probablement du remaniement anthropique des dépôts. Au sud du tuf, des dépôts sans cohérence stratigraphique, mêlant limon organique et blocs de craie, pourraient être assimilés à des remblais anthropiques témoignant d'anciennes fosses d'extraction de la tourbe ou du tuf (blocs de craie, limons organiques sans cohérence stratigraphique). Le pied de versant taluté à l’extrémité nord est aussi perturbé avec des âges incohérents, aussi bien dans la tourbe qui semble en place que dans la tourbe limoneuse à grumeaux (TD).

72Plus en amont, à Etouvie le sommet des tourbes conservées atteint 16 m NGF (7150-6745 cal BP). Un court épisode de reprise de la turfigenèse sur le tuf, est caractérisé sous la forme d’un fin lit de tourbe d’une dizaine de centimètres d’épaisseur dans une petite structure chenalisée en pied de versant, est daté 5469-5051 cal BP (4595 ± 55 BP, Antoine, 1997b).

73La présence de formations de tufs calcaires de cette dimension imbriquées dans les dépôts de tourbe a été décrite dans d’autres vallées du Bassin Parisien et du bassin versant de la Loire (Lespez et al., 2005 ; Pastre, 2018 ; Hoffmann, 2019 ; Vayssière et al., 2019) mais ne présentent pas de tufs calcaires proéminents. Des exemples similaires à la moyenne vallée de la Somme existent dans le sud crayeux de l’Angleterre dans la Test Valley et dans la Kennet Valley (Kemp, 1889 ; Pentecost, 1993 ; Collins et al., 2006). La proéminence du tuf témoigne des activités d’extractions, d’un abaissement de la nappe phréatique important et d’un tassement possible de la tourbe par assèchement.

5.4.2 - Variations du niveau des nappes

74La proéminence du tuf suggère donc un niveau de la nappe phréatique beaucoup plus haut que le fond de vallée actuel, et cela au moins jusqu’à l’âge du Bronze. Les mollusques aquatiques présents dans la partie sommitale du tuf de Bourdon indiquent qu’il s’agit de tuf se formant dans un contexte fluviatile d’eau courante (Beaumont et al., 2023). Jusqu’à la fin de leur fonctionnement, les chenaux à remplissage de tuf devaient être à une altitude similaire aux dépôts holocènes récents qui formaient les berges du cours d’eau. La profondeur de ces chenaux de tuf est d’ailleurs probablement assez faible, quelques décimètres suffisent dans certains cas à la formation de tuf. Ces dépôts latéraux bordant le tuf lors de sa mise en place étaient probablement de la tourbe qui a été extraite et dont les restes se sont tassés ou érodés avec la baisse du niveau de la nappe.

75La baisse du niveau des nappes entraîne la compaction des tourbes restantes par subsidence, et biodégradation (Holden et al., 2004 ; Swinnen et al., 2020 ; Liu et al., 2021). En effet, hors d’eau, la tourbe composée en moyenne de 80 % d’eau (Baize & Girard, 2008 ; Cubizolle, 2019) perd un volume considérable, se tasse et des réseaux de fentes de retrait peuvent apparaître (Schulz et al., 2019). Elle relargue du carbone organique. De plus, exposée à l’oxygène de l’air, les micro-organismes peuvent alors consommer plus efficacement la matière organique (80 à 90 % de la masse sèche de la tourbe), faisant ainsi diminuer son volume (Bader et al., 2018). La cause d’une baisse des nappes de plusieurs mètres depuis l’âge du Bronze n’est cependant pas expliquée mais pourrait être due en partie à la densité des fosses d’extractions.

76Une hypothèse de formation d’un bouchon limoneux avait été anciennement formulée par V. Commont (1910) et F. Bourdier (1969) afin d’expliquer les variations du niveau de la nappe phréatique en lien avec les variations des niveaux marins. Cependant, l’avancée des connaissances sur les variations climatiques holocènes (Mayewski et al., 2004 ; Magny et al., 2013) permet d’envisager un lien entre les variations du niveau des nappes phréatiques et les phases d’augmentation des précipitations à la transition Holocène moyen à récent (Meurisse et al., 2005 ; Magny et al., 2013 ; Stéphan et al., 2015). Cette piste de réflexion nécessiterait davantage d’investigations en aval pour caractériser cette relation.

77Les forçages anthropiques ont une influence marquée sur la dynamique fluviale à partir de l’âge du Bronze, cette influence étant possible dès le Néolithique mais souvent plus modérée à l’échelle du nord-ouest Européen (Lespez et al., 2008 ; Broothaerts et al., 2014 ; Beauchamp et al., 2017 ; Brown et al., 2018). La reprise de la dynamique de versant et l’érosion des sols associés induites par les activités humaines est alors favorisée et peut modifier la charge sédimentaire et la morphologie des cours d’eau (Brown et al., 2018 ; de Milleville et al., 2023). Dans le Bassin Parisien, l’augmentation de la pression anthropique se manifeste par la diminution de la couverture arborée liée au défrichement à partir de la fin du Néolithique et le début de l’âge du Bronze (Emontspohl, 1994 ; David et al., 2012 ; Bayard, 2015). D’amples recherches bibliographiques sur les données archéologiques et historiques sur le site de Tirancourt-vallée d’Acon seraient nécessaires pour renforcer les arguments liés à l’influence de la composante humaine. Compte tenu de l’occupation discontinue du site depuis le Mésolithique jusqu’à la conquête romaine de l’oppidum (Blanchet, 1976 ; Ducrocq & Ketterer, 1995 ; Dubouloz et al., 2005), et des activités d’extractions intenses, il est possible que la contribution soit forte.

78Dans la vallée d’Acon (fig. 4), le remplissage limono-argileux (LHP) plus récent (avec des blocs de tourbe remaniés et de tufs associés à l’Holocène récent ainsi qu’un fragment de poterie à sigillée - céramique romaine) imbriqué dans le chenal principal pourrait correspondre à un aménagement anthropique du cours d’eau en lien avec les occupations romaines qui aurait modifié l’écoulement du cours d’eau et favorisé la remobilisation de sédiments en place.

79Le drainage de la vallée pourrait aussi avoir été lié à l’extraction de la tourbe, très pratiquée dans la moyenne vallée de la Somme où elle est attestée dans les textes depuis le XIIe siècle au niveau d’Amiens (Cloquier, 2006). Cette pratique est même datée de l’âge du Bronze en Ecosse (Branigan et al., 2002). L’exploitation des tourbières est généralement précédée de leur drainage (Bonnard de, 1809 ; Cloquier, 2006), ce qui implique l’aménagement de drains reliés au chenal principal. Par la suite, les étendues d’eau libre sont des zones de circulation rapide des eaux de nappe alluviale contribuant au drainage généralisé des segments de vallée exploités. L’ancienneté de cette pratique reste à explorer avec les outils de la géoarchéologie.

80Depuis le XVIIIe siècle, le creusement d’un canal navigable grand gabarit a été précédé d’une campagne de drainage du fond de vallée de la Somme (Laurent de Lionne, 1781). De plus, l’extraction de la tourbe (Cloquier, 2006) et le creusement des gravières (Caous & Resende, 1975) ont entrainé la création de nombreux étangs qui ont participé à la baisse du niveau des nappes par la soustraction de volumes importants de sédiments et la vitesse de circulation de leurs eaux libres. La baisse de l’altitude des sources décrite dans certaines petites vallées du bassin de la Somme, comme la Tortille dans la haute vallée de la Somme (Demangeon, 1905), témoigne de cet abaissement généralisé de la nappe de la craie depuis au moins le début du XXe siècle.

81Dans le nord de la France et en Belgique, en milieu lœssique, ce sont des phénomènes d’atterrissement par les colluvions limoneuses de versant qui provoquent l’arrêt de la formation des tourbes alcalines et leur enfouissement (Brown & Barber, 1985 ; Rommens et al., 2006 ; Beauchamp et al., 2017 ; Salvador et al., 2021). C’est également le cas dans la haute vallée de la Somme (Caous & Resende, 1975 ; Garcia, 2024) mais pas dans la moyenne vallée.

5.4.3 - Faciès remaniés par l’Homme

82Présent sur la partie sud du transect de Tirancourt, le faciès limoneux à faible à faible cohésion structurale (LLH) peut correspondre à certaines pratiques de comblement partiel de fosses de tourbage par un mélange de la tourbe remaniée, des colluvions et des alluvions décantées décrites dès le XVIIIe siècle (De la Platière, 1783 ; De Bonnard, 1809). Le colmatage partiel des fosses a été réalisé au moment de leur exploitation par l’utilisation des horizons limoneux organiques superficiels tels que les anmoors et mursh (Dejean, 1803 ; Baize & Girard, 2008 ; Lachacz et al., 2023) et l’apport par décantation d’alluvions limoneuses par le détournement de chenaux (De Bonnard, 1809).

83Sur le transect de Tirancourt, la plupart des tourbes franches (TN, TB) présentes dans la vallée de la Somme sont recouvertes par un autre faciès remanié, la tourbe limoneuse à grumeaux indurés (TD). Ce faciès n’est pas présent dans la vallée d’Acon. Ce faciès de tourbe (TD) ressemble à une combinaison de faciès, avec dans une matrice de limons organiques noirs, des macrorestes végétaux remaniés et des grumeaux indurés qui s’apparentent à des fragments de tourbe noire typique des séquences drainées, qualifiés d’horizons assainis dans le référentiel pédologique (Baize & Girard, 2008) ou de « murshified peat » (Lachacz et al., 2023). Loin des tourbes franches issues de tissus racinaires entremêlés, cet ensemble (TD) sans cohésion structurale est considéré comme un faciès remanié associé à des comblements de fosses d’extraction ou de tourbes dégradées.

6 - Conclusion

84Cette étude compile des données précédemment collectées et apporte de nouvelles informations stratigraphiques et chronologiques sur le site de Tirancourt-vallée d’Acon. Elle permet d’identifier les modifications de la dynamique, de la morphologie et de la sédimentation fluviales de la moyenne vallée de la Somme, en lien avec les forçages climatique et/ou anthropique depuis le Tardiglaciaire et surtout au cours de l’Holocène.

85Ce site révèle une stratigraphie conforme à ce qui est observé à l’échelle du bassin versant (et aussi du nord-ouest européen) entre le Tardiglaciaire et l’Holocène moyen. Cependant, de nouveaux éléments au sujet des conséquences des variations climatiques holocènes et de l’impact anthropique sur les dynamiques de fond de vallées dans la moyenne vallée de la Somme ont pu être mis en lumière :

861) Deux phases de formation de tourbe ont été reconnues : pendant l’oscillation Allerød et du début de l’Holocène ancien (~ 11,5 ka cal. BP), ainsi qu’à la moitié de l’Holocène moyen (~ 7,3 ka cal. BP).

872) Deux principales phases de réactivation de chenaux ont été identifiées : au début de l’Holocène (~ 11,7 ka cal. BP), une forte incision qui a localement érodé les dépôts tardiglaciaires ; à l’Holocène moyen (~ 6,8 ka cal BP) avec une sédimentation de fond de chenal limono-organique dans la vallée d’Acon et tufacée dans la vallée de la Somme. À l’âge du Bronze (~ 2,8 ka cal. BP), une troisième phase de chenalisation anthropique est aussi identifiée uniquement dans la vallée d’Acon et correspond à la période où le tuf a arrêté de se former. Cette dernière phase de chenalisation est probablement associée à un fort drainage ayant entraîné l’arrêt de la formation de la tourbe au cours de la deuxième moitié de l’Holocène.

883) Contrairement à ce qui est observé dans de nombreux bassins compris dans la ceinture lœssique du nord-ouest européen, le système tourbeux de la moyenne vallée de la Somme n’est pas recouvert de colluvions limoneuses, celles-ci sont piégées dans les petits affluents.

894) L’évolution du système de fond de vallée semble répondre aux forçages climatiques jusqu’à l’Holocène moyen puis est probablement influencée à la fois par les variations climatiques et progressivement par les activités anthropiques à partir du Néolithique et de façon plus marquée à l’âge du Bronze. La cause de la proéminence du tuf par rapport au fond de vallée actuel est liée à une baisse importante du niveau de la nappe, à l’extraction de la tourbe et à des processus de dégradation de la tourbe. Des recherches restent à mener pour identifier l’ancienneté de ces activités anthropiques.

Annexe 1 : Spectres polliniques du transect de l’Acon (Munaut & Defgnée, 1998).

Annexe 1 : Spectres polliniques du transect de l’Acon (Munaut & Defgnée, 1998).

Descriptions stratigraphiques similaires à la fig. 2.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Carte de localisation du site de Tirancourt.
Légende (A) à l’échelle du bassin versant. (B) à l’échelle de la moyenne vallée de la Somme. (C) à l’échelle du site Tirancourt-vallée d’Acon : le site de Tirancourt est symbolisé par le grand transect nord-sud dans la vallée de la Somme et le site de l’Acon regroupe le transect ouest-est de la vallée d’Acon, la coupe partielle et le site archéologique du Petit Marais. Sources : RGE ALTI 1 m, BD ALTI 25 m IGN, 2022 ; BD Charm-50, BRGM, 2019 ; BD Topo, IGN, 2020.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 510k
Titre Fig. 2 : Description stratigraphique du transect de la vallée de la Somme à Tirancourt.
Légende C/ substratum crayeux. GF/ graviers de fond, craie et silex dans une matrice limono-crayeuse. LR/ lœss sableux gris bleuté à granules de craie. LGC/ limon beige clair à granules de craie. LGV/ limon calcaire gris-vert avec quelques macrorestes végétaux et mollusques. GY/ limon argilo-organique brun à macrorestes végétaux (gyttja). TNo/ Tourbe noire Allerød. TL/ tourbe limoneuse carbonatée à mollusques. TB/ tourbe brune à macrorestes végétaux. TN/ tourbe noire à macrorestes végétaux. LGO/ limon gris organique. LOL/ limon organique brun-noir à brun-verdâtre à stratifications et mollusques. TF/ tuf calcaire lité riche en malacofaune. TD/ tourbe limoneuse carbonatée avec grumeaux de tourbe indurés. LLH/ limon argileux gris-vert à mollusques avec des blocs de tourbe érodés. RP/ Sol actuel : limon argileux hydromorphe brun-gris à structure granulaire. R/ remblais anthropiques. CL/ colluvion limoneuse organique de versant. Correspondances avec les datations radiocarbone : datations calibrées, se référer au tab.1.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-2.png
Fichier image/png, 592k
Titre Tab. 1 : Datations radiocarbone du site de Tirancourt-vallée d’Acon.
Légende Calibration sous OxCal v4.4.4, courbe Intcal20 (Bronk Ramsey, 2009) ; r:5 Atmospheric data from Reimer et al., 2020, intervale de confiance 2σ, 95,4%. * datations issues de Ducrocq (2001). Les lignes en italique correspondent aux dates pour lesquelles il existe des incertitudes.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 492k
Titre Fig. 3 : Analyses sédimentologiques du sondage TIR22_ST11 (cf. position sur la fig. 2).
Légende 1/ limons carbonatés gris-beige à silex (LR). 2/ limon gris à graviers de craie et silex (LBC). 3/ gytjja marron orangé carbonaté (GY). 4/ limon argileux organique brun (GY). 5/ tourbe franche rousse à brune avec la base légèrement limoneuse et une passée plus riche en fibres au centre (TB). 6/ l’unité 6 se divise en sous-unités : 6a/ tourbe limoneuse carbonatée avec fragments de craie et coquilles (TL), 6b/ tourbe limoneuse à fragments de craie et coquilles et grumeaux indurés (TD), 6c/ tourbe carbonatée avec peu de macrorestes conservés (TL), 6d/ tourbe carbonatée à grumeaux indurés (TD). Correspondances avec les datations 14C : datations calibrées, se référer au tab.1.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-4.png
Fichier image/png, 315k
Titre Fig.4 : Description stratigraphique du transect de la vallée d’Acon, redessiné et complété d’après Antoine (1997).
Légende C/ substratum crayeux. GF/ graviers de fond, craie et silex dans une matrice limono-crayeuse. LBC/ limon sableux gris-brun clair à nombreux silex et granules de craie. LR/ lœss sableux gris-jaune à gris-bleu (hydromorphe). CC/ cailloutis crayeux à matrice limono-crayeuse. LAS/ limon argileux compactes gris brun sombre. LBS/ limon argilo-organique gris-brun à granules de craie. LGV/ limon calcaire gris-vert avec quelques macrorestes végétaux et mollusques. LBT/ limon argilo-organique brun. TL/ tourbe limoneuse carbonatée à mollusques. TB/ tourbe brune à macrorestes végétaux. TN/ tourbe noire à macrorestes végétaux, sommet compact. LGC/ limon sableux brun clair à granules de craie et silex épars. LOL/ limon organique lité brun-noir à brun-verdâtre à stratifications fines et mollusques. TF/ tuf calcaire finement lité riche en malacofaune. LHL/ limon argileux gris-vert à mollusques avec des blocs de tourbe érodés. RP/ Sol actuel : limon argileux hydromorphe brun-gris à structure granulaire. Datations calibrées, se référer au tab.1.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-5.png
Fichier image/png, 198k
Titre Fig. 5 : Coupe et sondages du « Petit Marais », redessiné d’après Antoine (1997).
Légende Description stratigraphique similaire à celles de la fig. 2, sauf LLG/ limon organique lité gris-vert. TF/ lentille de tuf calcaire. RH/ Remblais anthropiques. CLG/ colluvion limoneuse gris foncé. Datations calibrées, se référer au tab. 1.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-6.png
Fichier image/png, 284k
Titre Fig. 6 : Synthèse de l’évolution tardiglaciaire et holocène du site de Tirancourt-vallée d’Acon.
Légende Données δ18O de North Greenland Ice Core Project members (2004), présentées en fonction de l’âge. Occupations humaines selon Ducrocq (Ducrocq, 2001). Périodes climatiques selon Mayewski et al. (Mayewski et al., 2004) ; Rasmussen et al. (Rasmussen et al., 2014) ; Walker et al. (Walker et al, 2019).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-7.png
Fichier image/png, 611k
Titre Annexe 1 : Spectres polliniques du transect de l’Acon (Munaut & Defgnée, 1998).
Légende Descriptions stratigraphiques similaires à la fig. 2.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19535/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 338k
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Pour citer cet article

Référence électronique

Chloé Garcia, Pierre Antoine, Thierry Ducrocq, Jérémy Bacon, Léa Beaumont, Sylvie Coutard, Julie Dabkowski et Boris Brasseur, « Mise en place des tourbières alcalines et modifications de la dynamique fluviatile dans la moyenne vallée de la Somme (France) à l’Holocène »Quaternaire [En ligne], vol. 35/2 | 2024, mis en ligne le 17 juillet 2024, consulté le 15 avril 2025. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/19535 ; DOI : https://doi.org/10.4000/124eu

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Chloé Garcia

EDYSAN (Ecologie et Dynamiques des Systèmes Anthropisés) UMR 7058 CNRS - UPJV, UFR de pharmacie, 1 rue des Louvels, FR-80037, AMIENS, cedex 1. Courriel : garcia.chloe@u-picardie.fr

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Pierre Antoine

Laboratoire de Géographie Physique, Environnements quaternaires et actuels UMR 8591 CNRS-Univ. Paris 1 & UPEC, 2 rue Henri Dunant, FR-94320, THIAIS

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Thierry Ducrocq

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Jérémy Bacon

EDYSAN UMR 7058 CNRS - UPJV, UFR de pharmacie, 1 rue des Louvels, FR-80037, AMIENS, cedex 1 & Ecologie des Hydrosystèmes Naturels et Anthropisés, UMR 5023 CNRS-Université Lyon 1, 3-6 rue Raphaël Dubois, Bâtiments Darwin C. & Forel, FR-69622, VILLEURBANNE.

Léa Beaumont

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Julie Dabkowski

Laboratoire de Géographie Physique, Environnements quaternaires et actuels UMR 8591 CNRS-Univ. Paris 1 & UPEC, 2 rue Henri Dunant, FR-94320, THIAIS

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Boris Brasseur

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