Les auteurs tiennent à remercier chaleureusement Hélène Assemat et la société Archéopole, Sarah Davidoux et la société GéoArchÉon, pour leur soutien et leur collaboration. Nous les remercions notamment pour l’accès au chantier de Haynecourt et la mise à disposition des machines permettant la réalisation du grand sondage en pyramide inversée. Nous exprimons également notre gratitude à Gilles Leroy, du Service Régional de l’Archéologie (DRAC Hauts-de-France) pour avoir autorisé la mise en œuvre de ce sondage de grande ampleur.
Nous remercions l’équipe de forage du CCF CNRS-INSU (Laurent Augustin, Trevor James & Alain de Moya), qui a permis de procéder au carottage. Nos remerciements s’adressent également à l’INRAP, en particulier à Laurent Deschodt et Philippe Feray, pour l’accès au chantier dans le cadre du diagnostic archéologique préventif « diagnostic du PAVE2 » à Onnaing. Nous remercions Fatima Mokadem (Laboratoire de Géographie Physique, LGP) pour les analyses de Carbone Organique Total. Un grand merci à Philippe Lanos et Philippe Dufresne (Archéosciences Bordeaux) pour leurs précieux conseils qui ont permis d’optimiser la courbe du modèle âge-profondeur sur ChronoModel, et un grand merci à Emmanuelle Stoetzel pour l’identification des restes de microfaune. Enfin, nous adressons nos sincères remerciements à Ségolène Saulnier-Copard (Laboratoire de Géographie Physique, LGP) pour m’avoir permis de réaliser les analyses de sédimentologie, spectrocolorimétrie et susceptibilité magnétique dans les meilleures conditions.
Ce travail s’inscrit dans le cadre d’un contrat doctoral d’une durée de trois ans, financé par la Mission pour les initiatives transverses et interdisciplinaires (MITI) du CNRS. Ce sujet s’intègre également dans la Convention de collaboration scientifique récemment signée entre le CNRS et la Société du Canal Seine-Nord Europe (SCSNE), société que nous remercions également pour l’accès au chantier dans le cadre d’études complémentaires et connexes à celles effectuées à Haynecourt.
1La dernière période glaciaire (Weichselien) est rythmée par les cycles de Dansgaard-Oeschger et les événements de Heinrich, qui sont des variations climatiques millénaires induisant des modifications profondes du climat (Heinrich, 1988 ; Dansgaard et al., 1993, North Greeland Ice Core Project Members, 2004 ; Blockley et al., 2012). Au cours des dernières décennies, l’impact de ces fluctuations rapides a été mis en évidence dans les séquences lœss-paléosols présentant des taux de sédimentation élevés et datées avec précision grâce à la datation radiocarbone appliquée aux granules de calcite de vers de terre (Moine et al., 2017 ; Prud’homme et al., 2022). En effet, les granules sont très majoritairement excrétés en surface du sol et ceux étudiés (Ø > 0.8 mm) sont principalement produits par deux espèces de lombrics (Canti, 1998). Les courbes d’abondance en granules révèlent une concentration accrue dans les horizons de pédogenèse peu évolués ainsi que dans les gleys de toundra. Ces derniers se forment durant les interstades de Dansgaard-Oeschger, comme l’attestent les datations obtenues sur granules de calcite de vers de terre. Par ailleurs, les limites franches avec les unités lœssiques adjacentes, très pauvres en granules, suggèrent des déplacements verticaux limités des vers de terre dans ces contextes (Prud’homme et al., 2015 ; 2019).
2Au cours du Pléniglaciaire weichselien (ca. 70-15 ka), deux phases chrono-climatiques montrent des changements climatiques millénaires marqués : le Pléniglaciaire moyen (~ 60-30 ka ; Antoine et al., 2016) et le Pléniglaciaire supérieur (~ 30-15 ka ; Antoine et al., 2016). Elles sont formées par une succession stratigraphique riche et complexe, caractérisée par une alternance d’unités de lœss et d’horizons de gley de toundra, voire de sols bruns boréo-arctiques au Pléniglaciaire moyen. Ces horizons sont entrecoupés par plusieurs périodes d’érosion, qui témoignent de la complexité des changements climatiques survenus au cours de cette période d’un peu plus de 30 000 ans.
3En général, le Pléniglaciaire moyen (PGM) weichselien est caractérisé par un très net ralentissement du taux de la sédimentation lœssique (Antoine et al., 2001 ; Frechen et al., 2003), ainsi que par des interstades dont la durée plus longue permet le développement de sols bruns (Rousseau et al., 2017) qui, lorsqu’ils ne sont pas distincts en stratigraphie, forment le Complexe de sols de Saint-Acheul (Antoine, 1990). Dans certains cas, quand le taux de sédimentation est plus important comme à Villiers-Adam, cette période est représentée par un complexe de sols comportant deux sols bruns distincts séparés par un petit horizon légèrement humifère, un gley de toundra et un dépôt sablo-limoneux lité, le tout formant le Complexe de sols de Saint-Acheul / Villiers-Adam (Antoine et al., 2003). Plus récemment, deux horizons de sol brun supplémentaires ont été distingués à la base et au sommet de ce complexe à Havrincourt (Pas-de-Calais) et à Morcourt (Somme) (fig. 1 ; Antoine et al., 2014 ; Goval & Hérisson, 2018 ; Sambourg et al., 2025). Dans chacun de ces deux sites, ces horizons sont décrits comme des sols peu évolués sans illuviation d’argile, de type sol brun boréal pour le sol inférieur (partie du complexe totalement décarbonatée) et de type sol de prairie arctique pour le sol supérieur (partie du complexe faiblement carbonatée), qui se sont développés sur des lœss carbonatés et/ou des dépôts limoneux colluviés.
Fig. 1 : Carte de répartition des lœss en Europe de l’Ouest (modifiée d’après Antoine et al., 2013, basé sur Haase et al., 2007). Fig. 1: Map of loess distribution in Western Europe. Modified from Antoine et al. (2013), based on Haase et al. (2007).
Indication du site d’étude et des principaux sites de référence mentionnés dans le texte, documentant les séquences lœssiques de la dernière période glaciaire. DMG : Dernier Maximum Glaciaire. The figure shows the study site and key reference sites mentioned in the text documenting loess sequences from the last glacial period. DMG: Last Glacial Maximum.
Salomé Vercelot
4À partir de 32-30 ka, le PGS est caractérisé par un net refroidissement et une augmentation très nette et généralisée des taux de sédimentation lœssique (Frechen et al., 2003 ; Bosq et al., 2023), contemporains de l’extension de la calotte fennoscandienne. Le caractère général plus rigoureux et aride du climat et la brièveté des interstades ne permettent plus la formation des sols bruns boréo-arctiques. Seuls se développent des gleys de toundra, témoignant de phases de pédogenèse très réduites, qui alternent avec les dépôts éoliens massifs au sein de cycles lœss-gley caractéristiques de cette période. Parallèlement, l’augmentation de la taille des grains reflète le renforcement de la dynamique éolienne durant cette période (Antoine et al., 2009). Dans le nord de la France, on dénombre trois phases de dépôt de lœss : un lœss homogène de faible épaisseur (~ 50 cm), un lœss lité épais surtout sur les versants (~ 4 m), et un dernier dépôt de lœss homogène (~ 2 m) correspondant à la notion de « lœss de couverture » (Lautridou & Sommé, 1974). Ces trois dépôts s’alternent avec trois horizons de gley de toundra, qui se différencient par des degrés de cryoturbation et des caractéristiques pédosédimentaires distincts : à la base, le premier gley de toundra, sans nom officiel, daté entre 35 et 31 ka (Antoine et al., 2014, 2016) et dont l’attribution au PGM ou au PGS est généralement discutée, puis un complexe de deux gleys souvent fusionnés appelé Horizon Cryoturbé du Santerre (HCS), et enfin un gley à caractère humique appelé Horizon à Langues de Nagelbeek (HLN) au sommet. Le premier gley de toundra et l’HCS sont bien exprimés sur les sites de référence de Sourdon (Antoine et al., 1998) et Havrincourt (Antoine et al., 2014), et Amiens-Renancourt 1 (Moine et al., 2021) uniquement pour l’HCS (fig. 1). Ces deux horizons sont systématiquement accompagnés de pseudomorphoses de grandes fentes à coin de glace. L’Horizon à Langues de Nagelbeek est plus rarement observé, souvent masqué par la pédogenèse tardiglaciaire et holocène en raison de sa proximité avec la surface, comme à Havrincourt, ou érodé et remplacé par un cailloutis sur les versants, notamment dans la partie sud de la région (Antoine et al., 1995 ; Antoine et al., 1998 ; Sambourg et al., 2025).
5La mise en évidence de ces horizons-repères pédologiques (sols), stratigraphiques (faciès-repères des lœss lités à microfentes par exemple) et périglaciaires (pseudomorphoses de grandes fentes à coins de glace, cryoturbations) a permis au fil des observations la construction d’une séquence chronostratigraphique régionale de référence par intégration progressive des nouvelles unités pour le nord de la France (Antoine et al., 2016), ainsi qu’à l’échelle de l’ouest de l’Europe (Antoine et al., 2021). En effet, du nord de la France à l’Allemagne en passant par la Belgique, on observe systématiquement le PGM caractérisé par la présence de sols bruns boréo-arctiques et un faible taux de sédimentation, suivi par une intensification sans précédent de la dynamique éolienne et une extension des environnements périglaciaires pendant le PGS à partir d’environ 30 ka. Cette dynamique est bien observée sur les sites de référence (fig. 1) de Nussloch (Antoine et al., 2009 ; Moine et al., 2017) et Remagen-Schwalbenberg (Schirmer 2016 ; Prud’homme et al., 2022) ainsi qu’à Romont (Juvigné et al., 2008), Remicourt (Haesaerts et al., 1997 ; Haesaerts et al., 1999 ; Haesaerts & Mestdagh, 2000) et Harmignies (Haesaerts et al., 1999 ; Haesaerts & Mestdagh, 2000 ; Frechen et al., 2001).
6Le positionnement chronologique de la limite entre le PGM et le PGS reste néanmoins difficile à définir en raison des différents critères utilisés, dépendant de l’approche menée : stratigraphique basée sur l’observation de terrain ou chrono-climatique fondée sur les reconstructions paléoclimatiques. Par ailleurs, les processus de cryoturbation induits par les alternances entre les phases de gel et de dégel compliquent le positionnement de cette limite, surtout dans les séquences de versant où les processus de gélifluxion et (ou) de ruissellement génèrent des érosions importantes. En s’appuyant sur des enregistrements à haute résolution obtenus à Havrincourt (Antoine et al., 2014) et Nussloch (Antoine et al., 2009), Antoine et al. (2016) proposent de situer la limite PGM / PGS au sommet du dernier sol brun arctique (Lohner Boden) attribué au PGM et corrélé à un intervalle intégrant les interstades groenlandais (GI) 8 et 7 (Moine et al., 2017). Cette limite serait donc positionnée au sommet du GI-7 daté à 34 740 ans b2k (Rasmussen et al., 2014). Le premier gley de toundra immédiatement sus-jacent serait donc contemporain du GI-6. Dans le nord de la France, la situation est moins claire qu’à Nussloch en raison d’un taux de sédimentation moins élevé. La chronologie y est aussi moins précise, ne permettant pas de préciser si la formation du premier gley de toundra est contemporaine du GI-6 ou du GI-5.2. L’attribution de cet horizon au Pléniglaciaire moyen ou supérieur reste de ce fait débattue. Dans ce contexte, l’analyse du bilan pédosédimentaire de la séquence d’Haynecourt, présentant un enregistrement plus détaillé que ceux de la majorité des autres sites pour la transition PGM / PGS, permet de discuter avec plus de précision de la position de la limite entre ces deux phases du Pléniglaciaire weichselien.
7Le site d’Haynecourt est localisé près de Cambrai (Nord, France) à proximité du tracé du canal Seine-Nord Europe (CSNE) dans l’emprise de l’ancienne base militaire aérienne 103, actuellement en cours de transformation en plateforme logistique géante (fig. 2A & 2B). Situé à environ 6 km au sud de la vallée de la Sensée, le site en position de plateau domine les fonds de vallée environnants.
8Suite à des prospections archéologiques (Panloups et al., 2019a,b,c), une campagne de sondages profonds réalisée par P. Feray (INRAP) avait révélé une épaisseur importante des dépôts lœssiques, suggérant un fort potentiel stratigraphique local. Plus récemment, c’est au cours de la fouille préventive menée en 2023 par Hélène Assemat (Archéopole), que Sarah Davidoux (GéoArchÉon) a également pris conscience de l’intérêt du site pour l’étude des séquences lœss-paléosols. Cette fouille préventive archéologique d’Archéopole a permis de réaliser un sondage de grande envergure dans les lœss, en accord avec le Service Régional de l’Archéologie (SRA, DRAC des Hauts-de-France). Ce sondage, en forme de pyramide inversée de 25 m par 25 m d’ouverture au sol (pl. 1A) et comportant cinq paliers a atteint une profondeur de 8 m au niveau du dernier palier (fig. 2C). Un sondage complémentaire en puits de 2,5 m de profondeur a été effectué à partir de ce palier afin d’atteindre le substrat tertiaire thanétien situé à 10,5 m sous la surface actuelle (pl. 1B).
9Le terrassement de grande ampleur nous a permis d’observer dans de bonnes conditions, et pour la première fois dans ce secteur, les dépôts lœssiques sur toute leur épaisseur. Trois horizons grisâtres hydromorphes à linéoles et tâches d’oxydation orangées (pl. 1C) remarquablement développés ont ainsi pu être identifiés (pl. 1D, E, F). Deux de ces horizons présentent des formes de cryoturbation exceptionnellement bien marquées (pl. 1G), associés à des motifs polygonaux à maille décimétrique (20-30 cm) observés en plan au cours des différentes phases d’excavation en paliers (pl. 1H). Ce terrassement de grande ampleur a cependant dû être rebouché après quelques jours, ce qui n’a pas permis de procéder au prélèvement en colonne continue des échantillons sédimentologiques dans le temps imparti sur les profils de référence. Cependant, les premières observations de terrain ont révélé une dilatation exceptionnelle des dépôts lœssiques, motivant ainsi la réalisation d’une campagne de carottages continus en septembre 2024, en bordure immédiate du grand sondage (fig. 2C). Deux objectifs étaient visés par ce carottage : (i) Recueillir des échantillons sédimentologiques, qui n’avaient pas pu être prélevés en continu et sur l’ensemble du profil, (ii) Préserver une séquence de carotte de référence en raison de l’intérêt scientifique du site pour l’étude des séquences lœss-paléosols.
Fig. 2 : Localisation et informations sur le site de Haynecourt. Fig. 2: Location and information on the Haynecourt site.
(A) contexte géologique. (B) Emplacement sur le territoire de la commune. (C) Plan du sondage profond avec la position de la carotte SC2. Les segments rouges indiquent la position des profils étudiés, superposés pour construire le profil stratigraphique de référence.
(A) geological context. (B) Precise location of the deep pit site relative to the town of Hayne-court. (C) Plan of the deep pit site showing the position of core SC2. Red segments indicate the location of each studied profile piled up to construct the reference stratigraphic profile.
Salomé Vercelot
Pl. 1 : Photographies de terrain et de matériel du site d’Haynecourt. Pl. 1: Fieldwork and material pictures from Haynecourt site.
(A) Creusement du sondage profond en forme de pyramide inversée à la pelle mécanique; avec en arrière-plan, derrière la pelle, les panneaux relevés et présentés dans la figure 4 et en vue rapprochée en C-F. (B) Sondage en puits de 2,5 m de profondeur à partir de la base du dernier palier afin d’atteindre le substrat tertiaire thanétien. (C) Profil de référence avec les trois horizons gleyifiés (un par palier). (D) Horizon à Langues de Nagelbeek. (E) Horizon Cryoturbé du Santerre. (F) Gley bien développé du début du Pléniglaciaire supérieur (unité 6). (G) Détail des formes de cryoturbation de l’unité 6. (H) Vue en plan du réseau polygonal de l’unité 6. (I) Granules de calcite de vers de terre (unité 7, échantillon 5,55-5,60 m). (J) Restes de microfaune de Microtus arvalis-agrestis (unité 7, échantillon 5.55-5.60 m).
(A) Digging of the excavation forming an inverted pyramid using a mechanical digger; in the background, behind the excavator, the logged panels shown in figure 4 and in close-up views C-F. (B) 2.5-m deep test-pit from the bottom of the last floor to reach the landenian tertiary substrate. (C) Reference profile showing the three gleyified horizons (one per step). (D) Nagelbeek Tongue Horizon. (E) Cryoturbated Santerre Horizon. F) Well-developed gley horizon from the beginning of the Upper Pleniglacial (unit 6). (G) Detail of cryoturbation features of unit 6. (H) Planar view of the polygonal network of unit 6. (I) Earthworm calcite granules (unit 7, sample 5.55-5.60 m). (J) Microtus arva-lis-agrestis microfaunal remains (unit 7, sample 5.55-5.60 m).
Salomé Vercelot
10Cette campagne de carottage a été réalisé grâce aux matériels et à l’équipe de la structure Carottage Continental France du CNRS-INSU, utilisant la sondeuse SEDIDRILL 250-90 (6 t). Quatre carottages de 10,5 m de longueur chacun ont été effectués, permettant de prélever des carottes sédimentaires de 150 cm de long et 8 cm de diamètre, conservées sous gaine plastique transparente. À ce jour, un seul carottage (S-C2 ; fig. 2C ; pl. 1I) a été analysé et les résultats obtenus sont intégrés dans le présent article alimentant principalement le volet sédimentologique de la séquence.
11Un levé stratigraphique détaillé à l’échelle 1/10e (fig. 3) a été réalisé à partir des observations de terrain (§3.1), réalisées sur des portions des parois verticales aux différents paliers de la pyramide inversée (fig. 2C). Parallèlement, plusieurs séries de prélèvements ont été effectuées :
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cinq échantillons ont été prélevés dans des tubes métalliques de 20 cm de long et 4 cm de diamètre, enfoncés dans la paroi au marteau afin de réaliser des datations par luminescence stimulée optiquement (OSL). En parallèle, environ 500 g de sédiments ont été prélevés dans un rayon de 30 cm autour de chaque tube afin de déterminer le taux d’humidité et la radioactivité naturelle du sédiment. Un sixième échantillon a été prélevé pour l’OSL sous la forme d’un bloc dans l’unité 9, en raison de sa faible épaisseur de ce dépôt et de ses limites irrégulières.
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deux colonnes continues d’échantillons ont été prélevées afin de récolter au tamisage des granules de calcite de vers de terre pour la datation radiocarbone (14C) et dans la perspective d’une étude malacologique :
Fig. 3 : Profil stratigraphique du sondage profond d’Haynecourt, position des échantillons prélevés pour datation 14C (bleu) et OSL (orange) et structures périglaciaires. Fig. 3: Stratigraphic profile of the deep pit of Haynecourt, location of samples collected for 14C (blue) and OSL (orange) dating and peri-glacial structures.
Légende : 1) Sept sous-séquences (A-G) regroupées sur la base de leur nature et des processus périglaciaires pouvant les affecter, 2) fentes de gel, 3) zone décarbonatée, 4) zone carbonatée et 5) éclat de silex remanié. Les limites entre les zones décarbonatées et carbonatées sont appelées « LD » pour « limites de décarbonatation ». Deux limites de décarbonatation sont observées dans la séquence d’Haynecourt, nommées du sommet à la base, LD1 et LD2, et indiqués par un trait en pointillé. Les échantillons OSL1 et C1 ont été prélevés à côté du profil référence, et sont donc représentées à côté du levé stratigraphique.
Legend: 1) Seven sub-sequences (A-G) grouped together on the basis of their lithological characteristics and the peri-glacial processes that may affect them, 2) ice-wedge, 3) decarbonated zone, 4) carbonated zone and 5) reworked flint fragment. The boun-daries between decarbonated and carbonated zones are referred to as «LD» for «decarbonatation limit». Two such limits are identified within the Haynecourt sequence, named from top to bottom and indicated by a dashed line: LD1 and LD2. OSL1 and C1 samples were collected next to the reference profile and are therefore shown alongside the stra-tigraphic log.
Salomé Vercelot
12Une première série de neuf échantillons (~ 10 kg/ échantillon, résolution de 10 cm) couvrant les unités 4a, 4b et 4c (fig. 4A) et une deuxième série de 18 échantillons (~ 10 kg/échantillons, résolution de 5 cm) couvrant les unités 6 et 7 (fig. 4B). Ces deux colonnes ont été prélevées dans des gleys de toundra et un sol brun arctique, où les granules de calcite de vers de terre sont particulièrement abondants, contrairement aux lœss où les granules de calcite de vers de terre sont beaucoup plus rares et plus petits (∅ < 0,8 mm).
13- enfin, une série d’échantillons orientés, sous forme de cubes plastiques de 2 cm de côté, a été prélevée tous les 2 cm dans l’unité 5 en vue d’étudier l’anisotropie de la susceptibilité magnétique (travaux en cours F. Lagroix, IPGP).
14Deux tubes provenant de la partie supérieure du profil (OSL 1 et OSL 3, fig. 3) ont été analysés par le laboratoire ResArtes (E. Vartanian, Bordeaux) sur la fraction granulométrique 80-125 μm, afin d’être datés par OSL. La méthode OSL mesure le temps écoulé depuis la dernière exposition des grains de quartz ou de feldspath, minéraux parmi les plus communs dans les sédiments (Mercier, 2008). Le signal mesuré est proportionnel à la dose de radiation reçue et a été mesuré d’après le protocole expérimental Single Aliquot Regeneration (SAR ; Murray & Wintle, 2000 ; Wang & Wintle, 2012). Le calcul de l’âge se fait suivant l’équation d’Aitken (1985).
15Toutefois, l’efficacité de cette méthode suppose un blanchiment complet des grains avant leur enfouissement.
Fig. 4 : Levé stratigraphique détaillé des deux gley de toundra datés à haute résolution, réalisé par P. Antoine. Fig. 4: Detailed stratigraphic survey of the tundra gleys dated at high resolution, by P. Antoine.
(A) Unité 4 identifiée comme l’Horizon Cryoturbé du Santerre (deuxième palier, pl. 1E). (B) Zone de transition PGM / PGS (troisième palier, pl. 1F). Les deux gleys de toundra sont particulièrement bien préservés, avec des déformations périglaciaires particulièrement marquées. Les âges 14C sont non calibrés. Les granules de calcite de vers de terre datées par le radiocarbone ont été extraites des prélèvements sédimentaires de 10 litres tamisés à l’eau constituant les deux colonnes continues prélevées dans la perspective d’une étude malacologique.
(A) Unit 4 identified as the “Horizon Cryoturbé du Santerre”, i.e. Santerre Cryoturbated Horizon (second terrace, pl. 1E). (B) PGM / PGS transition zone (third terrace, pl. 1F). The two toundra gleys are particularly well-preserved, with periglacial deformations marked by a vertical dominance of cryo-injections. The 14C dates are uncalibrated. Radiocarbon-dated earthworm calcite granules have been extracted from wet-sieved 10-litre-large sedimentary samples constituting the two continuous columns taken for an eventual malacological study.
Salomé Vercelot
16Par ailleurs, la perte progressive de signal (fading) au cours du temps implique souvent un rajeunissement des âges sur feldspaths ou fractions polyminérales (Duller, 2008 ; Richard, 2023). Dans le cadre de cette étude, le quartz a été utilisé, ce qui permet de s’affranchir de ce problème. Cependant, l’estimation de l’humidité des échantillons, réalisée en laboratoire, constitue une source importante d’incertitude, car elle n’est pas représentative de l’historique de la teneur en humidité entre le moment du dépôt et le prélèvement de l’échantillon. Bien que des corrections puissent être appliquées (Grün et al., 1988 ; Huntley & Lamothe, 2001), elles font encore débat. Les taux d’humidité appliqués sont donc souvent empreints de larges incertitudes, qui affectent la justesse et la précision de l’âge final. Afin de minimiser les biais liés, qui pourraient résulter des figures de cryoturbations, les échantillons ont été prélevés dans les unités les plus homogènes.
17Dix-sept échantillons (fig. 3) ont été datés dans la séquence d’Haynecourt par la méthode du radiocarbone, dont dix ciblant les unités identifiées comme représentant la transition entre le Pléniglaciaire moyen et le Pléniglaciaire supérieur. Ces datations ont été réalisées par le Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement (LSCE, Gif-sur-Yvette) avec la technologie ECHo-MICADAS (procédure détaillée dans Hatté et al., 2023). Les datations radiocarbone réalisées dans le cadre de cette étude ainsi que celles issues de la littérature utilisée dans ce papier ont été calibrées à l’aide de la courbe de calibration IntCal20 (Reimer et al., 2020).
18Parmi ces échantillons, une datation a été réalisée sur des cellules de racines calcifiées et seize autres sur des granules de calcite de vers de terre (environ 30 g). Les granules de calcite de vers de terre constituent un matériel privilégié pour les datations au 14C car ils sont abondants dans les gleys de toundra et les sols bruns arctiques et boréaux (Moine et al., 2017 ; Prud’homme et al., 2022). Le carbone qu’ils contiennent, principalement issu de la litière végétale consommée par les vers, est très faiblement contaminé par du carbone plus ancien (Canti, 2009). Les granules de calcite de vers de terre sont en outre principalement excrétés en surface du sol (Canti & Piearse, 2003). En milieu périglaciaire, les vers sont limités à la base de la couche active du pergélisol, à quelques décimètres sous la surface, ce qui assure la contemporanéité des granules excrétés avec l’encaissant et limite les risques d’incorporation dans les unités sous-jacentes.
19Un modèle bayésien âge-profondeur a été établi à partir des datations obtenues, en utilisant Chronomodel version 3.2.7 (Lanos & Dufresne, 2023). Afin d’affiner sa précision, une datation OSL sur quartz de 23,4 ± 1,4 ka (code laboratoire : S224138) a été intégrée. Elle correspond à un échantillon prélevé dans un horizon à langues grisâtres séparant les lœss lités des lœss homogènes, dans une position stratigraphique et avec un faciès typique de l’Horizon à Langues de Nagelbeek tel que défini par Haesaerts et al. (1981) et équivalent de l’unité 2 d’Haynecourt. Il s’agit de la seule date fiable et actuellement disponible pour cet horizon dans les lœss du nord de la France. Ce résultat provient d’une opération de diagnostic archéologique préventif, le « diagnostic du PAVE2 » à Onnaing (59), où un enregistrement complet et très dilaté du Pléniglaciaire supérieur a été préservé (inédit). Par ailleurs, cette date est en très bon accord avec la datation 14C sur granules de calcite de vers de terre obtenue à Nussloch (Allemagne) dans le gley G7 (23 339-23 801 cal. BP), corrélé avec l’Horizon à Langues de Nagelbeek (Moine et al., 2017).
20Dans le but d’affiner la courbe âge-profondeur, nous avons optimisé le calcul en ajustant le paramètre
21« Minimal Rate Change ». Cette approche permet au modèle d’inclure des segments où l’interpolation peut temporairement générer des inversions apparentes (c’est-à-dire des courbes négatives) dans l’enveloppe d’incertitude, tout en appliquant un seuil de tolérance contrôlé pour obtenir une courbe moyenne sans inversion. En imposant cette contrainte et en intégrant la datation OSL d’Onnaing, nous obtenons un modèle qui reflète au mieux la dynamique du dépôt.
22L’ouverture de la carotte SC2 (fig. 2C) a permis de prélever 110 échantillons destinés aux analyses sédimentologiques sur une hauteur d’environ 5,5 m, à raison d’un échantillon tous les 5 cm (découpe de la demi-carotte par tranches de 5 cm). Les analyses menées incluent la granulométrie, la spectrocolorimétrie, la susceptibilité magnétique ainsi que la teneur en carbone organique total (COT). La spectrocolorimétrie et la granulométrie ont été effectuées sur l’ensemble des 110 échantillons, soit avec une résolution de 5 cm. En revanche, la susceptibilité magnétique et les analyses COT ont été réalisées sur un sous-ensemble de 58 échantillons, soit environ un échantillon tous les 10 cm. Tous les échantillons ont été préalablement séchés à 45°C dans une étuve, puis finement broyés au mortier afin d’assurer une homogénéité optimale des mesures.
23Sur les 110 échantillons prélevés tous les 5 cm dans la séquence, une analyse granulométrique a été réalisée sur 101 d’entre eux, à raison d’un échantillon sur deux (soit tous les 10 cm) dans la partie supérieure de la séquence, correspondant au Tardiglaciaire et à l’Holocène. Les mesures ont été effectuées à l’aide d’un granulomètre laser Malvern Panalytical (Mastersizer 3000). Afin d’assurer une dispersion optimale des particules, les échantillons ont été préparés selon une procédure en plusieurs étapes. Ils ont d’abord été mis en suspension dans une solution d’hexamétaphosphate de sodium à 5 ‰ pour défloculer les argiles. Cette solution a ensuite été soumise à une agitation mécanique continue pendant 12 h afin d’assurer une homogénéisation complète du mélange. Enfin, un tamisage granulométrique à 160 µm a été effectué pour éliminer les particules grossières. Chaque échantillon a été mesuré au minimum trois fois afin de garantir la reproductibilité des analyses (description détaillée dans Antoine et al., 2009, 2014). Les classes granulométriques ont été définies selon les limites appliquées à Havrincourt, dont les résultats ont été comparées avec une série d’échantillons de référence analysée par la méthode conventionnelle (tamisage-pipette ; Jamet, 2011). Les limites de classes sont les suivantes : > 6 µm (argiles), entre 6 et 20 µm (limons fins), entre 20 et 61 µm (limons grossiers), et entre 61 et 160 µm (sables fins). L’indice granulométrique IGR (rapport 20-61 µm / < 20 µm, Antoine et al., 2002, 2009 ; Rousseau et al., 2002) a été utilisé pour quantifier les variations relatives entre les limons grossiers et les limons fins. Parallèlement, l’indice U-ratio, qui exclut la fraction argile (Vandenberghe et al., 1985 ; ici rapport 20–61 μm / 6–20 μm), a également été utilisé de manière complémentaire. Lorsque ces deux indices affichent des valeurs élevées, cela signifie que la fraction 20-61 µm est dominante par rapport aux particules plus fines, ce qui est interprété comme le signe d’une activité éolienne intense (Antoine et al., 2001 ; Makó et al., 2021), typique des conditions climatiques froides (Újvári et al., 2016). À l’inverse, des valeurs faibles indiquent une prédominance des particules fines, caractéristique d’une dynamique éolienne faible.
24La couleur des sédiments joue un rôle clé dans la distinction des dépôts au sein des séquences lœssiques, permettant de différencier les lœss clairs des paléosols plus foncés. Afin de mettre en évidence des limites peu distinctes au sein de complexes en apparence homogènes, une analyse a été réalisée à l’aide d’un spectrocolorimètre portable Konica Minolta CM-700d, couplé au logiciel SpectraMagic NX. Les mesures ont été effectuées sur des échantillons comprimés sous une coupelle en verre, avec cinq répétitions par échantillon pour assurer la précision des résultats (Laag et al., 2023). Les analyses ont été réalisées dans l’espace colorimétrique CIE L*a*b*. Il s’agit d’un modèle tridimensionnel où l’axe L* représente la luminosité (de 0 pour le noir à 100 pour le blanc), l’axe a* renseigne sur la teinte rouge-vert (valeurs positives pour le rouge et négatives pour le vert), et l’axe b* indique la teinte jaune-bleu (valeurs positives pour le jaune et négatives pour le bleu). En général, les lœss affichent des valeurs élevées de L* et b*, induites par une forte teneur en quartz et en carbonates (Laag et al., 2021). En revanche, les paléosols présentent des valeurs plus basses en L* et b*, et des valeurs plus élevées de a*, ce qui reflète la présence d’hématite et d’autres minéraux liés à l’altération pédogénétique (Ji et al., 2004). Ainsi, les variations de L* et a* constituent des paramètres complémentaires pour l’analyse des séquences lœss-paléosols et sont étudiés dans le présent article.
25Les mesures ont été effectuées à l’aide d’un système Bartington MS3 couplé avec une sonde MSB et du logiciel Bartsoft. Ce dispositif génère un champ magnétique d’une intensité de 200 A.m-1 et fonctionne à des fréquences comprises entre 465 et 4650 Hz. Chaque mesure a été répétée deux ou trois fois pour assurer la précision des résultats. Dans cette étude, nous avons analysé deux aspects principaux de la susceptibilité magnétique : la mesure à basse fréquence (χlf) et l’indicateur de dépendance à la fréquence (χfd). Ce dernier paramètre est défini comme le rapport, exprimé en pourcentage, de la différence entre la susceptibilité magnétique à basse fréquence et à haute fréquence, divisé par la susceptibilité à basse fréquence. Ces analyses offrent des informations sur la nature magnétique des sédiments et la proportion de particules impliquées, couvrant un spectre allant du ferromagnétisme au superparamagnétisme (Antoine et al., 2019). Dans les lœss, les valeurs de χlf et χfd sont en général relativement faibles, avec des valeurs de χfd inférieures à 5 % en raison de la prédominance du quartz et du carbonate de calcium. Les gleys de toundra présentent des valeurs encore plus faibles, en raison de la dégradation des particules ferromagnétiques, due aux conditions hydromorphes, qui conduit à une diminution de la susceptibilité magnétique (Bradák et al., 2021). Pour les horizons de paléosols, les valeurs de χlf et χfd sont généralement plus élevées, avec χfd avoisinant ou dépassant les 10 %, en raison de l’enrichissement pédogénétique en minéraux ferromagnétiques (Dearing et al., 1996 ; Bradák et al., 2021).
26Les mesures de carbone organique total (COT) ont été réalisées à l’aide analyseur élémentaire CHNS Flash 2000 ThermoScientific. Les échantillons, préalablement séchés à 45°C puis finement broyés, ont été pesés avec précision avant d’être placés dans des capsules étanches. Le carbone organique a ensuite été oxydé à haute température en présence d’oxygène, permettant de libérer le CO2, dont la concentration a été mesurée par détection infrarouge. La teneur en carbone a également été utilisée pour calculer le pourcentage de carbonate de calcium (CaCO3). Les valeurs de COT les plus élevées sont observées dans les horizons ayant subi une pédogenèse, tandis que les teneurs en CaCO3 permettent de distinguer les faciès de lœss calcaires ainsi que les gleys de toundra.
27L’observation et l’étude pédostratigraphique du profil d’Haynecourt (fig. 3 & 4) a permis de distinguer 19 unités reposant en discordance sur le substrat thanétien. Ces unités ont été regroupées en 7 sous-séquences sur la base de leur nature et des discontinuités le plus souvent liées aux processus périglaciaires qui ont affecté certaines d’entre elles. Elles sont présentées ci-dessous depuis le sommet vers la base de la séquence.
28- Sous-séquence A: lœss homogène et gley (unités 0 à 2)
29U0 : limon brun grisâtre argileux présentant une structure grumeleuse. Cette texture et cette organisation pédologique suggèrent qu’il s’agit de l’horizon de labour (Ap) du sol de surface actuel, remanié par les activités agricoles récentes.
30U1 : limon argileux brun compact à structure prismatique diffuse, marqué par la présence de nombreuses bioturbations tubulaires subverticales au remplissage grisâtre, attribuées à l’activité des vers de terre et aux processus de formation des agricutanes (revêtements argileux sur biopores ou biotubules résultant des processus de mise à nu de la surface du sol par l’agriculture). Cet horizon apparaît partiellement tronqué, vraisemblablement en raison des perturbations liées aux pratiques agricoles.
31U2 : limon brun gris clair à brun grisâtre clair (pl. 1D), compact, marqué par de très nombreuses traces de carbonate de calcium secondaire, se manifestant sous forme de petites racines calcitées (rhyzolites) et de nodules calcaires dispersés (~ 0,5-1 cm). Cet horizon présente les effets d’une décarbonatation liée au développement du sol sus-jacent, témoignant d’une altération pédologique postérieure (LD 1).
32- Sous-séquence B : lœss calcaire lité (unité 3)
33U3 : limon grisâtre ponctué de traces d’oxydes de fer orangés au sommet, où des déformations sont visibles en lien avec les dynamiques d’injection de l’unité 2. Ces déformations se traduisent par une perturbation des linéoles d’oxyde de fer orange (fines traces d’oxydation subhorizontales ondulées), qui suivent les structures d’injection. La transition avec la base est progressive, sans limite nette, et marquée par l’apparition d’un litage subhorizontal accompagné de microfentes. Plus en profondeur, l’unité présente un lœss calcaire beige foncé à beige grisâtre, caractérisé par un litage fin, des niveaux sableux plus clairs et de fins gleys de toundra plus marqués qu’au sommet. De fines fentes (~ 10 cm de profondeur pour 1-2 mm d’ouverture) forment un réseau de cryodessiccation. Une fine ligne noire (≤ 3 mm), subcontinue et légèrement ondulée, est visible sur plus de 4 m de longueur à 2,35 m de profondeur. Un horizon plus gris verdâtre, ponctué de taches et tubules oxydés orangés, apparaît vers 2,55 m sur environ 5 cm d’épaisseur, traduisant un épisode hydromorphe.
34Cette unité correspond à un lœss calcaire lité typique (LCL) à faciès nivéo-éolien, suggérant des apports sableux en provenance de la vallée de la Sensée. Les microfentes témoignent de processus de cryodessiccation, tandis que la fine ligne noire, sans signal en susceptibilité magnétique (test F. Lagroix, IPGP), pourrait correspondre à une accumulation d’oxydes ferromanganiques. La présence d’un horizon hydromorphe modéré au sommet évoque un gley dont la majeure partie aurait été érodée.
35- Sous-séquence C : gley (unité 4)
36U4 (pl. 1E) : cette unité est formée de trois horizons superposés fortement affectés par les processus périglaciaires :
374a : limon beige grisâtre, ponctué de taches et linéoles orangées. Sa limite inférieure suit les déformations de l’unité sous-jacente (4b).
384b : limon fin compact gris-bleu clair, présentant de nombreuses taches et linéoles oxydées orangées soulignant des structures de déformation. La présence de concrétions calcaires (« poupées ») de 1 à 2 cm suit les structures de cryoturbation à la base de cette unité. L’unité est marquée par des injections verticales de 4b dans 4a. Deux niveaux de fentes en V, l’un colmaté par du lœss de l’unité 3b (~ 0,5 m de profondeur, 10 cm d’ouverture) et l’autre plus profond (~ 1 m pour 10-15 cm d’ouverture) traduisent des phases de gel-dégel intenses. L’ensemble 4a/4b montre des structures périglaciaires marquées, dominées par des cryo-injections verticales de l’unité 4b dans l’unité 4a.
394c : limon fin compact beige-vert clair ponctué de taches et linéoles orangées. Sa limite supérieure suit les déformations de l’unité 4b.
40- Sous-séquence D : lœss calcaire homogène (unité 5)
41U5 : lœss calcaire homogène beige clair, marqué par quelques taches orangées soulignant les déformations à proximité de l’unité 4b. Il correspond à un lœss calcaire homogène (LCH), dont la partie supérieure est affectée par la dynamique de déformation associée au gley de toundra sus-jacent, attestant d’une influence des processus cryogéniques.
42Sous-séquence E : gley et lœss (unités 6, 7 et 8)
43U6 : horizon hydromorphe très calcaire, apparaissant blanc lors du séchage de la paroi, fortement déformé et semblant remplir des « poches » au sommet de l’unité 7a (pl. 1F). La base de cet horizon est soulignée par un niveau compact de 2 à 4 cm d’épaisseur, de teinte gris-vert à gris-bleuté, riche en traces d’oxydation, qui met en évidence les déformations périglaciaires. Un niveau de grandes fentes en V colmatées par du lœss, atteignant 1,5 m de profondeur pour 10 à 20 cm d’ouverture, est observé au sommet. Cet horizon est un gley de toundra complexe, particulièrement bien préservé et marqué par un ensemble de structures hydromorphes et de déformations périglaciaires.
44U7a : limon beige à structure lamellaire à polyédrique avec des lits d’oxydes de fer orangés et grisâtres. La limite inférieure est diffuse, vers 5,10 m de profondeur. Quelques inclusions de matériau de l’unité 6 sont observées et interprétées comme des figures de descente en goutte liées à la cryoturbation.
45U7b : lœss brun gris clair massif, présentant une structure lamellaire à polyédrique fine (2-3 mm), accompagnée de revêtements orangés. Elle est ponctuée de terriers (crotovines) d’une dizaine de centimètres de diamètre, dont le remplissage est composé de limon très clair, possiblement issu de l’unité 6 ou 7a. Entre 5,2 et 5,5 m de profondeur, de grandes traces diffuses de précipitations de fer et de manganèse sont visibles. Le sommet de l’horizon semble plus clair que la base. Cet horizon correspond à un lœss calcaire hypercompacté, résultant des alternances gel-dégel liées au développement du pergélisol en association avec l’unité 6.
46U8 : limon hydromorphe compact grisâtre, marqué par la présence de linéoles oxydées orangées. Sa limite supérieure est déformée en raison de processus de cryoturbation. Cet horizon est interprété comme un petit gley de toundra cryoturbé.
47- Sous-séquence F: colluvion et gley (unités 9 et 10)
48U9 : silt blanc calcaire homogène, dont l’épaisseur varie entre 5 et 30 cm déformé par le gley sus-jacent. Sa limite supérieure est fortement affectée par des structures d’étirement liées à la cryoturbation de l’unité 8. Un éclat de silex taillé a été découvert au contact entre les unités 9 et 10 en position remaniée (surface lustrée, arêtes usées). Cet horizon correspond à un limon éolien (lœss) homogène calcaire très pur, ultérieurement déformé par la cryoturbation associée au gley de l’unité 8.
49U10 : limon brun calcaire présentant une texture grumeleuse remarquable au sommet, avec des agrégats arrondis de 3 à 5 mm. La limite supérieure est marquée par la présence de terriers remplis de silt issu de l’unité 9, ainsi que par des concrétions calcaires éparses. Vers la base, le faciès devient plus homogène tout en restant calcaire, avec l’infiltration ponctuelle de limon grumeleux provenant du sommet. Un terrier rempli de ce limon grumeleux est également observé. Cet horizon correspond à des colluvions limoneuses, résultant de l’érosion et de la re-sédimentation de matériel lœssique et de paléosols, sous l’effet de la gélifluxion affectée par une faible pédogenèse (horizon Bw d’un Cambisol).
50- Sous-séquence G : lœss et gleys (unité 11 au substrat)
51U11 : limon lœssique brun homogène, non calcaire, parsemé de petites concrétions ferro-manganiques éparses (≤ 1 mm). La partie médiane présente de fins litages sableux ainsi que des microfentes en « virgule » (6,50 à 6,90 m). Une crotovine à remplissage calcaire, probablement issue de l’unité 10, est visible, ainsi que plusieurs autres crotovines de 5 à 7 cm de diamètre, dont certaines sont remplies de limon grumeleux brun-gris (potentiellement issu de l’unité 10) et d’autres de limon gris foncé, sans équivalent dans le reste du profil, pouvant correspondre à la relique d’un ancien sol humifère érodé. Cet horizon correspond à un lœss homogène à passées litées, entièrement décarbonaté, en lien avec le développement d’un sol ultérieurement totalement érodé. La limite de décarbonatation (LD 2) est observée à environ 10 cm sous sa limite basale. Compte tenu de la profondeur atteinte par la décarbonatation, ce sol disparu est vraisemblablement un horizon Bt de sol brun lessivé interglaciaire.
52U12 : limon grisâtre non calcaire, ponctué de quelques traces de silt et d’oxydes orangés. Sa limite supérieure est déformée, présentant une structure polygonale à maille de 30 à 40 cm au décapage horizontal. Cet horizon correspond à un gley de toundra, marqué par un réseau de fentes polygonales décimétriques et des déformations associées. L’unité a été ultérieurement décarbonatée, probablement en lien avec le développement d’un sol sus-jacent ultérieurement érodé.
53U13 : lœss brun clair à beige, marqué par des taches orangées et la présence de taches noires d’oxydes ferromanganiques. La limite de décarbonatation (LD) est franche et observée à 7,40 m de profondeur, avec une partie inférieure restant carbonatée. Cet horizon correspond à un lœss typique homogène, décarbonaté dans son tiers supérieur en lien avec la formation d’un sol ultérieurement érodé.
54U14 : limon gris-clair calcaire, marqué par de fines taches et linéoles oxydées orangées. Cet horizon correspond à un gley de toundra faiblement déformé, suggérant des conditions périglaciaires modérées avec une hydromorphie temporaire.
55U15 : lœss calcaire homogène, brun-beige (plus foncé que l’unité 13), avec des taches orangées et noires d’oxydes ferromanganiques. Il s’agit d’un lœss calcaire typique, caractérisé par une forte homogénéité et une coloration distincte.
56U16 : horizon gris-verdâtre hydromorphe à tâches d’oxydation éparses de type gley de toundra peu déformé, avec une base très diffuse.
57U17 : lœss calcaire typique, homogène.
58U18 : horizon plus grisâtre et hydromorphe de type gley de toundra faiblement déformé (observé en puits).
59U19 : lœss calcaire typique et homogène, plus foncé que l’unité 17 (observé en puits).
60Substrat (S) : sable moyen légèrement argileux, de couleur gris-vert : faciès de l’étage thanétien datant du Paléogène (observé en puits).
61La notion de « gley de toundra », traditionnellement employée dans la description des séquences lœssiques, désigne des horizons hydromorphes gris-bleutés, tachés d’oxydation, souvent déformés par cryoturbation. Ils résulteraient d’une saturation saisonnière de la couche active (30-50 cm) en contexte de pergélisol (Schirmer, 2000 ; Antoine et al., 2009). Bertran et al. (2022) contestent ce lien et proposent le terme « horizon blanchi » (Ag ou Eg).
62Cependant, les études menées sur la séquence de Nussloch (sédimentologie, malacologie, datations radiocarbone sur granules de vers de terre) et celles du nord de la France (Moine et al., 2011, 2017, 2021 ; Antoine et al., 2014, 2016) ont clairement démontré que leur formation s’inscrivait essentiellement au cours des phases de réchauffement interstadiaires des cycles stade-interstade de Dansgaard-Oeschger (Moine et al., 2017, 2021 ; Prud’homme et al., 2019, 2022) selon le modèle proposé préalablement par Antoine et al. (2009). Ces horizons se sont développés essentiellement au cours de phases interstadiaires caractérisées par un approfondissement de la couche active ainsi que par une très forte augmentation de la biodiversité (mollusques et vers de terre), un taux de carbone organique légèrement plus élevé et une médiane granulométrique plus faible que le lœss encaissant.
63Dans le cas du site d’Haynecourt qui fait l’objet du présent article, les horizons hydromorphes sont particulièrement épais et systématiquement affectés par des processus de cryoturbation. En conséquence, l’utilisation du terme de gley de toundra nous semble justifiée dans ce contexte. Ces horizons sont par ailleurs connectés à des pseudomorphoses de grandes fentes à coin de glace organisées en réseaux polygonaux de maille décamétrique témoignant de plusieurs épisodes de développement d’un pergélisol riche en glace comme dans les autres sites régionaux (Antoine et al., 2014, 2016). L’utilisation du terme et du concept d’« horizon éluvial ou blanchi » suggéré par Bertran et al. (2022) ne se justifie pas ici. Son utilisation en contexte pléniglaciaire serait par ailleurs susceptible d’introduire une confusion avec les différents horizons blanchis décrits dans les complexes de sols humifères du Début Glaciaire weichselien dans des milieux sans pergélisol (Antoine et al., 2016 ; Haesaerts et al., 2016).
64Les analyses de sédimentologie, spectrocolorimétrie et susceptibilité magnétique ont été réalisées sur la carotte SC2 sur 5,4 m de profondeur (fig. 5). Les résultats de ces indicateurs seront donc discutés pour les sous-séquences A à E (unités 0 à 7). La séquence d’Haynecourt étant principalement lœssique et présentant des paléosols faiblement développés, dans lesquels l’enrichissement en minéraux ferromagnétiques reste limité, les variations de la courbe χfd ne montrent aucune variation significative. Seul le sol de surface montre une augmentation notable du contenu magnétique, liée à la présence de maghémite dans la partie supérieure de l’horizon Bt. Le signal de la susceptibilité magnétique à faible fréquence χlf reflétant déjà bien ces variations, seul cet indicateur est retenu dans les résultats.
65L’indice granulométrique IGR (rapport 20-61 µm / < 20 µm) et l’indice de limon grossier U-ratio (rapport 20-61 µm / 6-20 µm) présentent respectivement des valeurs maximales de 2,1 et de 4,4 pour la sous-séquence B. Il s’agit des valeurs les plus fortes de la séquence, deux fois supérieures à celles des autres unités. Cela indique que le lœss calcaire lité qui compose cette sous-séquence représente la phase la plus intense de dépôt lœssique dans la séquence d’Haynecourt. La sous-séquence D (unité 5) représente la deuxième phase de dépôt majeur de la séquence avec des valeurs d’IGR comprises entre 2 et 3 et des valeurs de U-ratio entre 3 et 4. Ces deux sous-séquences B et D se caractérisent également par les teneurs en argiles les plus faibles, respectivement de 14 % et 17 %. À l’inverse, les sous-séquences A et E présentent les taux d’argiles les plus élevés, avec des valeurs comprises entre 19 et 23 % pour la sous-séquence A et entre 19 et 28 % pour la sous-séquence E. Ces taux suggèrent des périodes de dépôt lœssique moins intenses permettant de faibles pédogenèses. De même, la sous-séquence C, constituée d’un gley très cryoturbé, affiche des valeurs d’argiles entre 16 et 20 %, associées à un IGR et un U-ratio faibles autour de 1,1 et 1,9 respectivement.
66Les analyses sédimentologiques permettent de distinguer les sous-séquences B et D, dominées par des dépôts de lœss, des sous-séquences A, C et E, composées de gley et présentant de faibles pédogenèses.
67Plus précisément, la phase de dépôt majeur représentée par la sous-séquence B montre, à sa base, une augmentation progressive des limons grossiers sur 0,4 m. L’IGR passe de 1,5 à 2,1 et le U-ratio de 2,5 à 4,4, tandis que la susceptibilité magnétique diminue légèrement, passant de 14 × 10⁻⁸ m³.kg-1 à 10 × 10⁻⁸ m³.kg-1, avant d’atteindre la phase de dépôt maximale. Cette tendance est similaire à celle observée sur les 0,3 m de la base de la sous-séquence D, deuxième phase de dépôt majeur lœssique. Elle affiche des valeurs d’IGR augmentant de 1 à 1,4, un U-ratio passant de 1,9 à 2,7, et une baisse du taux d’argile de 20 % à 17 %. Par contre, la chromaticité (a*) suit l’évolution des tendances d’IGR et de U-ratio dans la sous-séquence B, ce qui n’est pas aussi clair pour la sous-séquence D. Les deux sous-séquences B et D montrent également les valeurs en COT les plus faibles de la séquence (de 0,15 à 0,3 %).
68Au sommet de la séquence, la sous-séquence A montre des valeurs de susceptibilité magnétique qui croissent de la base vers le sommet, passant de 15 × 10⁻⁸ m³.kg-1 à 25 × 10⁻⁸ m³.kg-1. Cette tendance traduit la transformation progressive des minéraux ferrimagnétiques en minéraux paramagnétiques du fait de la néoformation d’argiles et du lessivage des fines particules magnétiques, une tendance classique pour un horizon ayant subi une pédogénèse. En parallèle, l’analyse spectrocolorimétrique met en évidence des valeurs de a* passant de 5 à 8, indiquant une augmentation des teintes rouges en lien avec l’accumulation d’oxydes de fer. La diminution des valeurs de L* (67 % à 55 %) traduisent un assombrissement relatif, lié à l’enrichissement en COT (> 0,6 %) et à la décarbonatation (0 %). Les indices IGR et U-ratio mettent en évidence un pic d’enrichissement en éléments grossiers situé 0,2 m au-dessus du gley U2.
69À la base de U7, la sous-séquence E se caractérise par une diminution rapide vers le sommet de la teneur en argiles, en COT ainsi que des valeurs de susceptibilité magnétique. Par la suite, on observe une augmentation progressive de la fraction argileuse, passant de 23 % à 28 % vers le milieu de l’unité. Ce pic, atteignant 28 %, est jusqu’à deux fois supérieur aux valeurs enregistrées dans les autres unités lœssiques de la séquence. Un deuxième enrichissement en argile est observé au sommet de U7 avec deux pics de 27 % et 26 %. Ces tendances sont accompagnées par une augmentation des valeurs de L* et de CaCO3. L’observation binoculaire d’un échantillon à la base de l’unité 7 (5,50-5,55 m de profondeur ; fig. 4) révèle une fraction particulièrement riche en granules de calcite de vers de terre (pl. 1J) et en restes de microfaune (pl. 1K), incluant des molaires, des incisives, des fragments osseux et des limacelles (coquilles vestigiales calcitiques de certaines espèces de limaces). Ces restes proviendraient de plusieurs individus de Microtus arvalis-agrestis (campagnol). Le niveau sus-jacent (5,50-5,45 m de profondeur) montre encore des fragments de microfaune mais en moins grande quantité. Ces niveaux constituent le seul segment de l’unité 7 présentant de tels vestiges, le reste de l’unité n’en ayant pas livré. Le reste de la séquence n’a pas été testée.
Fig. 5 : Âges 14C non calibrés (BP) obtenus sur le profil de référence d’Haynecourt et résultats sédimentologiques issus des échantillons de la carotte SC2. Fig. 5: Uncalibrated (BP) 14C ages obtained from the reference profile of Haynecourt and sedimentological results from the SC2 core samples.
IGR : Indice Granulométrique (Antoine et al., 2002, 2009 ; Rousseau et al., 2002). U-ratio d’après Vandenberghe et al., 1985. Les deux indices quantifient les variations relatives entre les limons grossiers et les limons fins, l’IGR incluant aussi les argiles. COT: Carbone Organique Total. Pour des raisons de lisibilité, la courbe du COT a été coupée sur les 50 premiers centimètres, où les valeurs atteignent jusqu’à 1,5 %, contre 0,1 à 0,6 % dans le reste de la séquence. Pour le carottage SC2, Cx : niveau de cailloutis non observé sur le profil de référence ; SC2-C1 à SC2-C4 : carottes 1 à 4.
IGR: Grain Size Index (Antoine et al., 2002, 2009 ; Rousseau et al., 2002). U-ratio d’après Vandenberghe et al., 1985. Both indices quantify relative variations between coarse and fine loams, the IGR also including clays. COT (TOC) : Total Organic Carbon. For clarity, the TOC curve was truncated in the upper 50 cm, where values reach up to 1.5%, compared to 0.1-0.6% in the rest of the sequence. For core SC2, Cx: gravel layer not observed in the reference profile; SC2-C1 to SC2-C4 : core sections 1 to 4.
Salomé Vercelot
70Le gley de la sous-séquence E (U6) montre un pic d’argile à 24 % synchrone à une augmentation des valeurs de L* et à une diminution des valeurs de a*. Le gley de la sous-séquence C (U4) montre deux phases d’augmentation en argile. Une phase représentée par un pic de 19 % à la base et une deuxième phase à son sommet constituée de deux pics à 20 % et 19 %. Ces deux phases sont accompagnées d’une augmentation des valeurs en COT et de susceptibilité magnétique, en lien avec la dégradation des minéraux ferromagnétiques dans les gleys par les processus d’hydromorphie, et soutiennent la différenciation des sous-unités 4a, 4b et 4c sur le profil de référence.
71Bien que les unités observées dans la carotte SC2 présentent des faciès homogènes, l’analyse des indicateurs de sédimentologie, spectrocolorimétrie, susceptibilité magnétique et COT révèlent une structuration plus complexe, qui peut être mise en relation avec le profil de référence.
72Les 17 datations radiocarbones réalisées (tab. 1) se répartissent dans trois sous-séquences (A, C et E) du profil de Haynecourt (fig. 5).
73Dans la sous-séquence A, une datation unique a été réalisée dans le gley de l’unité 2. L’échantillon C1 correspondant à un ensemble de cellules de racines calcifiées (Gocke et al., 2010 ; Barta, 2011) a donné un âge de 6 575 ± 30 BP qui apparaît fortement sous-estimé compte tenu de sa position stratigraphique (horizon à langues grisâtres de type Nagelbeek > 20 000 ans). Bien que le processus de l’utilisation des racines calcifiées pour la datation par ¹⁴C relève encore d’une approche expérimentale (peu de datations effectuées sur ce matériel), l’âge obtenu est similaire à ceux des rares cas connus et reportés dans la littérature (Pustovoytov & Terhorst, 2004). Il est supposé que ces résultats très fortement rajeunis reflètent très probablement une pénétration de racines en profondeur dans le lœss au cours du Tardiglaciaire et/ou de l’Holocène, expliquant la sous-estimation des âges mesurés.
74Dans la sous-séquence C, l’unité 4 est constituée d’un gley complexe subdivisé en deux horizons soulignés par des variations de couleur. Six datations y ont été réalisées : C2 (23 690 ± 80 BP), C3 (23 940 ± 75 BP), C4 (24 460 ± 90 BP), C5 (24 020 ± 90 BP), C6 (24 190 ± 75 BP) et C7 (24 580 ± 90 BP). Une légère inversion est observée entre C4 et C5, ainsi qu’entre C4 et C6. Toutefois, l’écart stratigraphique entre ces prélèvements est faible (respectivement 20 cm et 30 cm) et leurs âges restent compris entre les âges maximum et minimum obtenus dans cette unité. Cette faible inversion résulte probablement de l’injection de granules de calcite de vers de terre des sous-unités 4b/4c dans la sous-unité 4a. Le léger vieillissement artificiel de l’âge C4 peut donc être attribué à la dynamique de cryoturbation propre aux gleys de toundra.
Tab. 1 : Datations radiocarbone du site de Haynecourt. Tab. 1: Radiocarbon dating of the Haynecourt Site.
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75Dans la sous-séquence E, l’unité 6 est constituée d’un gley complexe et l’unité 7 correspond au lœss en place le plus profond au-dessus de la limite de décarbonatation à 6,30 m de profondeur. Dix datations ont été réalisées, allant de 26 510 ± 110 BP à 36 720 ± 310 BP. Dans l’unité 6, deux datations ont été obtenues pour C8 (26 865 ± 95 BP) et C9 (26 510 ± 110 BP). Une faible inversion est observée. Cette dernière n’est pas significative en raison de leur recouvrement partiel et les prélèvements étant proches en stratigraphie avec un écart de 5 à 10 cm. Elle peut être également expliquée par la cryoturbation affectant le sommet de la sous-unité 7a.
76Dans l’unité 7, huit datations ont été obtenues pour C10 (28 990 ± 200 BP), C11 (29 870 ± 230 BP) et C12 (29 630 ± 140 BP), C13 (30 980 ± 170 BP), C14 (30 360 ± 150 BP), C15 (31 850 ± 180 BP), C16 (35 150 ± 330 BP) et C17 (36 720 ± 310 BP). Un saut chronologique de 2 480 ans est observé entre C9 et C10, pourtant seulement séparés de 5 cm, ce qui indique une période d’érosion et/ou une absence de dépôt entre les unités 6 et 7. La faible inversion observée entre C13 et C14 n’est là encore pas significative du fait de leur important recouvrement. Les deux datations sont séparées par seulement 15 cm de sédiment et leurs valeurs sont comprises entre C12 et C15. Cette inversion peut s’expliquer par plusieurs facteurs. D’une part, le matériel daté correspond à des granules de calcite de vers de terre généralement excrétés à la surface et dans la partie supérieure des horizons du sol (0-10 cm) par certaines espèces de lombrics (Canti & Piearce, 2003). Étant donné que l’écart entre les deux échantillons est de 15 cm, ce mode de formation et de redistribution des granules de calcite de vers de terre peut avoir induit un léger décalage chronologique. D’autre part, une phase d’activité biologique plus intense associée à un ralentissement de la sédimentation lœssique pourrait avoir entraîné une bioturbation marquée, avec un enfouissement d’une quantité un peu plus importante de granules de calcite de vers de terre plus récents jusqu’à 10 cm de profondeur, comme l’ont démontré les expérimentations de Canti et Piearce (2003). Enfin, la dynamique de cryoturbation du gley présent au sommet de l’unité 7 peut aussi à cette profondeur avoir contribué à un léger mélange de granules de calcite de vers de terre avec des niveaux plus récents.
77On observe également un hiatus sédimentaire de 3 300 ans à la base de l’unité 7 entre C15 et C16, deux échantillons là encore seulement espacés de 5 cm. Cette fois, il s’agit d’un saut chronologique qui traduit un véritable hiatus probablement lié à une phase d’érosion dans la séquence, bien que celle-ci n’ait pas été perçue sur le terrain malgré la fraicheur et la préparation fine des profils.
78Les deux datations OSL ont donné les résultats suivants (tab. 2) : 34,2 ± 1,7 ka (OSL 1) dans l’unité 2 et 33,8 ± 1,7 ka (OSL 3) dans la sous-unité 4c. L’inversion observée n’est pas statistiquement significative étant donné le recouvrement des intervalles d’incertitude. Toutefois, leur similarité pose problème car ces deux échantillons sont séparés par 2,5 m de lœss et un gley de toundra. Les échantillons OSL 1 et OSL 3 correspondent donc clairement à des périodes différentes séparées par au moins un cycle stade-interstade, soit un écart attendu de 1 à 2 ka. De plus, ils ne sont pas en accord avec les âges radiocarbones. La surestimation de ces âges pourrait provenir d’une surestimation du taux d’humidité moyen des sédiments. Cette mesure en laboratoire du taux d’humidité actuel pour la période entre leur enfouissement et leur prélèvement ne tient pas compte de l’évolution réelle de l’humidité au cours du temps, incluant une phase aride pendant le Pléniglaciaire et une phase plus humide au cours du Tardiglaciaire-Holocène. Compte tenu de la précision nécessaire à la discussion et la comparaison avec la chronologie de NGRIP, ces âges OSL ne seront donc pas utilisés par la suite.
79Cette partie propose une reconstitution de la mise en place des dépôts, de l’histoire paléoenvironnementale et de la chronologie du site d’Haynecourt, en analysant les résultats et les unités de la base vers le sommet de la séquence. Cette reconstitution est ensuite comparée aux séquences de référence régionales et à l’échelle de l’Europe de l’Ouest afin d’en préciser l’interprétation et d’en extraire un signal plus global.
80L’épaisse série lœssique formant la base de la séquence G d’Haynecourt (> 4 m) se distingue par deux caractéristiques principales : i) une décarbonation profonde des lœss et gleys toundra de la partie supérieure sur environ 1 m et ii) la présence de lœss finement lités à microfentes de cryo-dessiccation incluant une succession de trois gleys de toundra distribués sur une épaisseur de lœss de deux mètres environ (U16 à U12 ; fig. 3).
81Compte tenu de la profondeur affectée, cette décarbonatation intense (LD 2) est liée à la formation d’un sol de rang interglaciaire. Sa position dans la stratigraphie soutient une attribution au dernier interglaciaire (Éémien). Les lœss lités sous-jacents (unité 11) sont donc attribués à la glaciation du Saalien. Par ailleurs ils montrent un faciès identique à ceux datés à Villiers-Adam (Antoine et al., 2003) et décrits à Havrincourt (Antoine et al., 2014), Remicourt (Haesaerts et al., 1997 ; Haesaerts et al., 2016) et Kesselt (Haesaerts et al., 1981 ; Juvigné et al., 1996), où ils sont interprétés comme des dépôts associés au maximum glaciaire de cette période contemporain du stage isotopique marin (SIM) 6. La série de trois petits gleys de toundra à coloration « bleu-mauve » est similaire à celle de Mory, sur le tracé du TGV Nord (Antoine, 1991 ; Coutard et al., 2019) et de Remicourt (Haesaerts et al., 1997 ; Haesaerts et al., 2016).
82Bien que les dépôts de cette sous-séquence soient remarquablement épais (> 4 m) par rapport à ce qui est généralement observé pour le Saalien, l’homogénéité des faciès de lœss suggère qu’ils se sont accumulés rapidement. Une dynamique similaire est observée dans les lœss lités à microfentes du Weichselien, dont la datation précise en Europe de l’Ouest a révélé des taux de sédimentation élevés (~1 mm/an sur 10 m ; Frechen et al., 2003 ; Bosq et al., 2023). Cette dilatation atteste d’une intensification de la dynamique de dépôt sur une durée relativement courte. Enfin, la base de la séquence lœssique d’Haynecourt repose directement sur le substrat sableux thanétien, sans aucune trace de paléosols intercalés, ce qui implique qu’une phase d’érosion intense a décapé le substratum tertiaire avant la mise en place des lœss attribués au Saalien supérieur (SIM 6).
83La sous-séquence F est composée d’un limon brun carbonaté à structure granulaire (U10) et d’un dépôt de silt blanc lavé (U9), qui reposent en discordance sur les lœss décarbonatés sous-jacents (unité 11, supposée saalienne). L’horizon limono-argileux U10, faiblement calcaire correspond à un Cambisol peu évolué (Hz Bw) affecté par des terriers (crotovines). Il s’est développé sur des limons colluviés résultant de l’érosion des dépôts et sols antérieurs (notamment du sol interglaciaire supposé éémien). Compte tenu de son faciès, il pourrait correspondre à une partie du bilan pédosédimentaire du Pléniglaciaire moyen sans qu’il soit pour autant possible d’aller plus loin en l’absence de datation fiable et de lame mince. L’horizon de silt blanc « lavé » qui suit (U9), indique un lessivage intense nécessitant une importante disponibilité en eau et une forte érosion par ruissellement sur sol nu qui traduit une phase d’érosion active sur versant.
84Cette dynamique implique probablement une phase froide intense (pergélisol) suivie d’un réchauffement brutal. Cette phase d’érosion généralisée a probablement entraîné le décapage complet de la partie de la séquence correspondant au dernier interglaciaire et au Début Glaciaire weichselien. Le seul témoin de ces niveaux disparus est le remplissage humifère observé dans quelques crotovines, ainsi que la découverte, à la base de ce niveau, d’un unique silex taillé remanié, présentant un aspect lustré et des arêtes émoussées. Ces éléments constituent un indice supplémentaire de cette phase d’érosion, à l’origine d’un hiatus majeur entre le sommet des lœss saaliens et le Pléniglaciaire moyen weichselien.
85Les datations radiocarbones provenant de la sous-séquence E sus-jacente indiquent en effet un dépôt de la sous-séquence F antérieur à 42 ka cal. BP. Cela suggère qu’un réchauffement brutal survenu pendant le PGM, entre 60 et 42 ka (Antoine et al., 2016), a conduit à la fonte du pergélisol et déclenché une crise érosive majeure sur versant, comme cela a récemment été observé à Morcourt
86(Sambourg et al., 2025). Par ailleurs, à Havrincourt, la présence de coins de glace (réseau de fente F-5) se développant juste au sommet du sol brun boréal est accompagnée de structures de fusion SF2 (Antoine et al., 2014). Ces dernières résultent du colmatage par ruissellement des grandes fentes initialement formées par le développement de coins de glace. La mise en place de la sous-séquence F remaniée d’Haynecourt résulte probablement d’une phase de réchauffement rapide importante comme celle ayant conduit à la mise en place de F-5 et SF2 (intervalle ~ 55-40 ka). Cet événement aurait remodelé la topographie en aplanissant le versant et en formant une surface subhorizontale, sur laquelle se sont ensuite déposées les unités lœssiques suivantes.
87La sous-séquence E se compose de deux horizons de type gley de toundra (U8 et U6) séparés par un lœss brun gris clair massif (U7). À la base de l’U7b, la présence de restes de Microtus arvalis-agrestis (pl. 1J), de terriers de rongeurs ainsi que la datation radiocarbone de 41 178-42 044 cal. BP soutiennent une attribution de U8 et de la base de U7 au PGM. U7 montre ensuite un faciès progressivement plus clair, hypercompacté, à structure polyédrique à lamellaire soulignée par des lits d’oxydes de fer orangés. Le sommet (U7a) est daté de 32 914-34 151 cal. BP. Ces résultats indiquent une formation de U7a lors de conditions plus froides et arides que U7b. Par ailleurs, les lits d’oxydes de fer orangés caractéristiques d’un horizon de dégradation du sommet du pergélisol s’accordent avec l’observation d’un niveau de grandes fentes en coin au sommet du gley U6 dans le profil de référence. Ils témoignent d’un épisode érosif lié à une dégradation climatique caractérisée par une phase froide intense à pergélisol suivie d’un réchauffement brutal interstadiaire. Cette dynamique est également corroborée par la présence, au même niveau, d’un petit cailloutis (Cx) identifié dans le carottage SC2 (fig. 5). Ce cailloutis est interprété comme le résultat d’un épisode de ruissellement sur versant provoqué par la déstabilisation de la surface lors de cet événement érosif. Les datations obtenues au sommet du gley U6, allant de 30 415-31 177 cal. BP, suggèrent qu’il peut être corrélé au GI-5.1.
Tab. 2 : Datations par luminescence stimulée optiquement (OSL) du site de Haynecourt. Tab. 2: Optically stimulated luminescence (OSL) dates from the Haynecourt site.
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88En raison de leur position stratigraphique comparable et des évolutions similaires des courbes des argiles et du COT, 6 d’Haynecourt peut être mis en parallèle du gley de l’unité 5 d’Havrincourt, et l’unité 7 d’Haynecourt avec l’unité 6 d’Havrincourt. Cette dernière est identifiée comme le sommet du complexe de sols bruns arctiques du Pléniglaciaire moyen (fig. 6 ; Antoine et al., 2014).
89De plus, le niveau de fentes en coin observé au sommet du gley U6 d’Haynecourt peut être rapproché du réseau décamétrique F-4 identifié au sommet de l’unité 5 d’Havrincourt (fig. 6). Cette corrélation est renforcée par les datations similaires obtenues sur ce site : 34,90 ± 2,3 ka (OSL) et 30 975-32 893 cal. BP (14C sur les restes de grands mammifères du niveau N2) dans la moitié supérieure de l’unité 6, et de 31,4 ± 2 ka et 31,2 ± 2,1 ka (OSL) pour le gley sus-jacent (unité 5). À Savy, une datation du gley directement sous-jacent aux lœss calcaires du PGS par ESR/U-Th sur dent de cheval a donné 30,2 ± 3 ka (Locht et al., 2006). Récemment, des datations radiocarbone sur granules de calcite de vers de terre réalisées dans le même horizon à Morcourt semblent confirmer sa corrélation avec le GI-5.1 (Sambourg et al., 2025). Ces datations pour le nord de la France sont similaires à celles obtenues dans le gley de toundra G2b de Nussloch (vallée du Rhin, Allemagne), qui s’échelonnent entre les valeurs extrêmes 30 970 et 29 622 cal. BP (fig. 7 ; Moine et al., 2017). Les datations d’Haynecourt sont donc en parfait accord avec celles obtenues dans les séquences de référence d’Havrincourt, Morcourt et Nussloch. Ce résultat confirme l’attribution du gley de toundra qui termine le complexe de sols du PGM à l’interstade GI-5.1, juste avant la forte augmentation de la concentration en Ca²⁺ observée lors de la période stadiaire GS-5.1, longue (1700 ans) et aride (Rasmussen et al., 2014). Cette phase est contemporaine de la forte augmentation du taux de sédimentation lœssique du début du PGS, vers 30 ka, bien documentée dans les profils de référence (Antoine et al., 2014 ; Moine et al., 2017 ; Moine et al., 2021 ; Sambourg et al., 2025).
90Le sol de type brun arctique le plus récent (U7a d’Haynecourt) est considéré comme l’horizon charnière qui marque la fin du PGM dans le nord de la France, il est au corrélé aux interstades GI-8 à GI-6 ; Antoine et al. 2016). Cette interprétation pose la question de l’attribution chronostratigraphique du gley de toundra immédiatement sus-jacent (GI-5.1) au PGM ou au PGS.
91Cependant, en raison de la discontinuité des enregistrements lœssiques liée à des phases d’érosion et/ou d’absence de dépôt, la transition entre le PGM et le PGS est systématiquement marquée par un hiatus stratigraphique plus ou moins important, pouvant parfois dépasser 5 000 ans (Antoine et al., 1999, 2014, 2016). Toutefois, l’enregistrement de l’unité 7 à Haynecourt (environ 1 m d’épaisseur) est plus développé que celui du complexe de sols bruns arctiques d’Havrincourt (environ 40 cm), ce qui laisse supposer un enregistrement plus complet. On remarque néanmoins que les datations radiocarbone révèlent la présence d’un hiatus érosif d’environ 5 000 ans localisé environ 10-15 cm au-dessus de la base de la sous-unité 7b d’Haynecourt (fig. 8), correspondant essentiellement à l’intervalle allant du GS-8 au GS-11 et englobant les interstades GI-8, 9 et 10. Dans les autres sites du nord de la France (Havrincourt et Morcourt) cette période enregistre un complexe de sols bruns arctiques peu développés et le cadre chronologique manque de précision pour reconstituer une histoire détaillée.
92Par contre, dans la séquence de référence de Nussloch en Allemagne (Moine et al., 2017), la formation d’une grande structure d’érosion de type vallon d’érosion thermokarstique au cours de cet intervalle a été documentée. Son fonctionnement périodique a été daté par 14C entre ca. 42 et 35 ka sur quatre fragments de bois (base et sommet de la structure) et un os de cheval (limite basale de la structure) piégés dans son remplissage (Antoine et al., 2001). Les datations à la base de cette structure suggèrent qu’elle était essentiellement active au début du GI-8 et donc en partie contemporaine de la formation du sol de Lohne ou « Lohner Boden » (fig. 7). À titre d’hypothèse, une érosion similaire pourrait être responsable du hiatus observé au même niveau à Haynecourt, ce type de dynamique étant attesté localement par le réseau de fentes F-5, daté d’environ 44 ka à Havrincourt (Antoine et al., 2014).
93Après ce hiatus, la sédimentation reprend avec un taux faible de 0,15 mm/an jusqu’au gley U6. Les datations s’étendent de 36 595 à 30 415 cal. BP, entre le début du GS-8 et la fin du GI-5.1, et suggèrent une accumulation continue et régulière sur cette période (fig. 8). Cet intervalle de datation (36,5-30,5 ka cal. BP) englobe la limite PGM / PGS qui prendrait place au sommet de U7 suivant la proposition de Antoine et al. (2016).
94Les nouvelles données provenant de l’étude du sol brun arctique de l’unité 7 et du gley de l’unité 6 (fig. 5), combinées avec celles de sites de référence figurant sur la fig. 9, montrent que la période 36,5-30,5 ka cal. BP est caractérisée par des taux d’argile élevés (25 %) ainsi que par une concentration en carbone organique total (COT) relativement élevée (~ 0,5 %) par rapport au lœss (fig. 9). Ces valeurs baissent considérablement (argiles :
95~ 15 %, COT: ~ 0,1-0,2 %) lors du premier dépôt de lœss du PGS. De plus, les résultats malacologiques obtenus dans le Complexe de Saint-Acheul/Villiers-Adam à Morcourt (Sambourg et al., 2025) et dans le gley de toundra sus-jacent à Bourlon (Moine et al., 2011) et Havrincourt (Antoine et al., 2014) montrent des abondances différentes mais notables de mollusques. Cela contraste fortement avec les cortèges très peu abondants, qui caractérisent le premier lœss du PGS en France à Amiens-Renancourt 1 (Moine et al., 2021) comme en Allemagne à Nussloch (Moine et al., 2008). Ces indicateurs, combinés aux datations 14C, suggèrent donc que l’unité 7 s’est développée durant les interstades GI-7, GI-6 et GI-5.2, tandis que le gley de toundra de l’unité 6 correspond à l’interstade GI-5.1.
96Dans un contexte de taux de sédimentation lent, les phases de réchauffement liées aux interstades millénaires GI-7, GI-6 et GI-5.2, de 1 300 à 1 100 ans, sont suffisamment longues et intenses (Rasmussen et al., 2014 ; Rousseau et al., 2017) pour permettre une faible altération des horizons en partie carbonatés (Antoine et al., 2014 ; Sambourg et al., 2025) et former un complexe de sols de type brun arctique et/ou de prairie arctique (Tedrow, 1977 ; Van Vliet-Lanoë, 1990). Puis l’interstade suivant GI-5.1 (1 024 ans) précédant immédiatement la forte augmentation de l’apport éolien, voit le développement d’un gley de toundra affecté par une hydromorphie et une cryoturbation en lien à toutes les séquences régionales connues (fig. 6 & 7).
97Les nouvelles données de Haynecourt permettent d’aborder pour la première fois la période de transition d’environ 6 000 ans qui précède la limite PGM / PGS, entre 36,5 et 30,5 ka cal. BP ou entre le début du GS-8 et la fin du GI-5.1. Elles suggèrent une révision de la chronostratigraphie de la séquence synthétique pour le nord de la France (Antoine et al., 2016) dans laquelle il est proposé de subdiviser le PGM en deux sous-phases chrono-climatiques : A et B (figs. 9 & 10).
98La sous-phase A (~ 55-36,5 ka) correspond au développement d’un complexe de sols bruns boréo-arctiques totalement décarbonatés, tandis que la sous-phase B (~ 36,5-30,5 ka) traduit le passage progressif vers un environnement de plus en plus rigoureux de type toundra (données malacologiques). Cette période se termine par la formation d’un gley de toundra cryoturbé sur matériel lœssique calcaire affecté par un grand réseau polygonal de pseudomorphoses de grandes fentes à coins de glace (niveau F-4) impliquant la présence d’un pergélisol continu. Dans la séquence de référence de Nussloch (Allemagne), la sous-phase B correspondrait ainsi au bilan des unités 21 à 23 incluant les complexes de gley de toundra G1 et G2 (Moine et al., 2017).
99Dans les séquences du nord de la France, le gley de toundra terminant le complexe de Saint-Acheul/Villiers-Adam avait jusqu’alors une attribution incertaine. Sur la base de l’ensemble des nouveaux éléments, il est proposé de le placer à la fin de la sous-période B du PGM (fig. 9). Ainsi, la limite entre le PGM et le PGS serait située à son sommet, vers 30,5 ka, et se distinguerait sur le terrain par le réseau de fentes F-4, puis par la mise en place généralisée des lœss calcaires contemporains de l’évènement Heinrich 3 (fig. 10).
Fig. 6 : Corrélation stratigraphique. Fig. 6: Stratigraphic correlation.
Essai de corrélation du profil simplifié de Haynecourt avec la synthèse stratigraphique du nord de la France (Antoine et al., 2016) et différentes séquences lœssiques de référence du Pléniglaciaire weichselien moyen et supérieur : Sourdon (d’après Antoine et al., 1998), Amiens-Renancourt 1 (d’après Paris et al., 2017 ; Moine et al., 2021), Morcourt (d’après Sambourg et al., 2025), et Havrincourt (d’après Antoine et al., 2014). Les datations OSL et radiocarbone figurant sur la figure proviennent de ces mêmes références. Les datations sur le profil du nord de la France proviennent à la fois de données OSL et radiocarbone. Les datations 14C ont été calibrées avec IntCal20. Hz : horizon.
Attempted correlation of the simplified profile from Haynecourt with the stratigraphic synthesis of northern France (Antoine et al., 2016) and reference loess sequences for the Weichselian Middle and Upper Pleniglacial: Sourdon (after Antoine et al., 1998), Amiens-Re-nancourt 1 (after Paris et al., 2017; Moine et al., 2021), Morcourt (after Sambourg et al., 2025), and Havrincourt (after Antoine et al., 2014). The OSL and radiocarbon dates shown on the figure are from the same references. The dates on the profile from northern France are based on both OSL and radiocarbon data. The ¹⁴C dates have been calibrated using IntCal20. Hz: horizon.
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100La sous-séquence D (unité 5) est composée d’un lœss calcaire homogène qui présente des indices IGR et U-ratio élevés indiquant une prédominance des fractions plus grossières, suggérant une intensification de l’activité éolienne (Antoine et al., 2001 ; Makó et al., 2021). De telles conditions sont souvent caractéristiques des phases climatiques stadiaires froides et arides, où une dynamique éolienne plus marquée favorise le transport de particules plus grossières (Antoine et al., 2001 ; Újvári et al., 2016). Les datations radiocarbone obtenues dans les unités l’encadrant contraignent le dépôt de ce lœss pendant le GS-5.1 (fig. 8). L’augmentation de la concentration en Ca²⁺ dans les carottes de glace du Groenland (Rasmussen et al., 2014) pendant cette période stadiaire témoigne donc de l’intensification de l’activité éolienne globale, par ailleurs contemporaine de l’événement de Heinrich 3. Elle coïncide avec le début des dépôts de lœss calcaires dans tous les sites de référence régionaux (fig. 6) ainsi qu’en Europe de l’Ouest (fig. 7).
Fig. 7 : Essai de corrélation de la séquence lœssique d’Haynecourt avec les séquences de référence de la Belgique (d’après Haesaerts et al., 1999 ; Haesaerts & Mestdagh, 2000 ; Frechen et al., 2001 ; Juvigné et al., 2008 ; Haesaerts et al., 2011, 2016) et de Nussloch. Les datations proviennent de Frechen et al. (2001), Haesaerts et al. (2016) et Vandenberghe et al. (2025) pour la Belgique, et de Moine et al. (2017) et Wolpert (2015) pour Nussloch. Les âges 14C ont été calibrés avec IntCal20. Fig. 7: Attempt correlation of Haynecourt loess sequence with the reference sequences from Belgium (after Haesaerts et al., 1999; Haesaerts & Mestdagh, 2000; Frechen et al., 2001; Juvigné et al., 2008; Haesaerts et al., 2011, 2016) and Nussloch (after Antoine et al., 2009). The dates come from Frechen et al. (2001), Haesaerts et al. (2016) and Vandenberghe et al. (2025) for Belgium, and from Moine et al. (2017) and Wolpert (2015) for Nussloch. 14C dates have been calibrated using IntCal20.
Salomé Vercelot
101La sous-séquence C est composée d’un gley complexe (unité 4) caractérisé par une baisse des valeurs d’IGR. Ce gley se divise en deux sous-horizons fortement affectés par des processus périglaciaires dominés par des cryo-injections verticales de la sous-unité 4b dans la sous-unité 4a. Un niveau de fentes en V est observé au sommet de chacune de ces deux sous-unités. Les datations radiocarbone réalisées indiquent un développement de ce gley de toundra entre 29 086 et 27 687 cal. BP (fig. 8), ce qui est comparable à l’Horizon Cryoturbé du Santerre (HCS), identifié et daté à l’échelle de la région (fig. 6) et de l’Europe de l’Ouest (fig. 7).
102Les datations radiocarbone obtenues sur cet horizon complexe sont en très bon accord avec celles d’autres sites régionaux comme Villers-Carbonnel ou Sourdon (Moine, communication personnelle). Cet horizon qui apparaît le plus souvent comme un seul gley complexe épais d’une cinquantaine de centimètres résulte en réalité de la superposition de deux gleys de toundra séparés par une faible épaisseur de lœss (Moine et al., 2011 ; Antoine et al., 2014). Ce dédoublement a été souligné à Havrincourt (Antoine et al., 2014) où il est daté à 28,40 ± 1,8 ka. Sa bipartition est mise en évidence par la présence de deux fentes de gel (F-3 au sommet du gley inférieur et F-2 au sommet du gley supérieur) en position similaire aux deux fentes en V d’Haynecourt. La bipartition est aussi particulièrement nette dans le site d’Amiens-Renancourt 1, avec un gley inférieur daté entre 28 053 et 29 104 cal. BP et un gley supérieur entre 27 358 et 27 882 cal. BP (Moine et al., 2021 ; fig. 6). Dans ce site, le niveau archéologique documenté et daté dans le gley supérieur montre des âges concordants (Fagnart et al., 2013 ; Paris et al., 2013, 2017). Des gleys similaires ont également été décrits en Belgique (horizon de Harveng ~ 30 000 cal. BP ; Haesaerts et al., 2016 ; fig. 7) et en Allemagne à Nussloch (G3 entre 29 245 et 28 800 cal. BP et G4 entre 27 874 et 27 001 cal. BP ; fig. 7). Il a ainsi été démontré à Nussloch que cet horizon correspond à la succession des interstades GI-4 et GI-3 (Antoine et al., 2016 ; Moine et al., 2017), centrés respectivement autour de 28,5 et 27,4 ka (Rasmussen et al., 2014). Le faciès de gley complexe le plus courant résulterait ainsi de la courte phase stadiaire GS-4, qui sépare GI-4 et GI-3. Lorsque des lœss se déposent durant cette période stadiaire, ils forment une fine couche qui maintient la distinction entre les deux horizons. En revanche, si le taux de sédimentation est trop faible entraînant la gleyification du dépôt lœssique intermédiaire, ou en l’absence de son dépôt, les deux horizons fusionnent lors du second interstade résultant en un gley unique (Moine et al., 2011).
Fig. 8 : Modèle d’âge du profil d’Haynecourt via Chronomodel, version 3.2.7 (Lanos & Dufresne, 2023). Fig. 8: Age model of the Haynecourt profile using Chronomodel, version 3.2.7 (Lanos & Dufresne, 2023).
Essai de corrélation des horizons datés avec les enregistrements paléoclimatiques de la carotte de glace NGRIP du Groenland et leurs oscillations stades (GS) – interstades (GI) (d’après Rasmussen et al., 2014). H : évènements de Heinrich.
Attempt to correlate dated horizons with the Greenland palaeoclimatic records of NGRIP and their stadial (GS) – interstadial (GI) oscillations (after Rasmussen et al., 2014). H: Heinrich events.
Salomé Vercelot
103À Haynecourt, comme souvent dans le nord de la France, la séparation entre les deux horizons n’est pas nette. Cependant, la structuration complexe et la dynamique cryogénique observée sur le terrain, sous la forme de structures périglaciaires liées à la formation d’un réseau de fentes polygonal de 40 à 50 cm de maille bien visibles (pl. 1H) et à des variations de couleur, témoignent du développement de plusieurs horizons successifs. Les variations des indices granulométriques et spectrocolorimétriques confortent cette lecture et justifient sa bipartition (ou tripartition comme le suppose les observations de terrain d’Haynecourt ; fig. 3).
104La sous-séquence B est composée d’un lœss calcaire lité (unité 3) à de fines fentes de cryodessiccation (~ 10 cm de profondeur pour 1-2 mm d’ouverture) formant un réseau polygonal (maille ~ 30 cm). Les datations du gley sous-jacent (HCS) à Haynecourt placent son dépôt avant environ 27 ka (fig. 8). Il peut être corrélé à l’épais dépôt de lœss lité, qui se place au même niveau dans les autres séquences du nord de la France (Antoine et al., 2016). Malgré sa présence quasi-systématique, ses caractéristiques sédimentologiques et la quasi-absence de mollusques et de granules de vers de terre compliquent l’obtention de datations dans cette partie de la séquence. De plus, l’absence de datation dans l’horizon sus-jacent (Horizon à Langues de Nagelbeek) complique davantage la contrainte chronologique de cet horizon dans la région.
Fig. 9 : Positionnement des unités 6 et 7 du site d’Haynecourt dans la synthèse stratigraphique du nord de la France. Fig. 9: Positioning of units 6 and 7 from the Haynecourt site within the stratigraphic synthesis of northern France.
La révision de la limite entre le Pléniglaciaire moyen (PGM) et le Pléniglaciaire supérieur (PGS) repose sur les nouvelles données issues des datations et de l’analyse sédimentologique de cette étude, combinées avec celles des séquences de référence régionales : Bourlon (Moine et al., 2011), Havrin-court (Antoine et al., 2014), Amiens-Renancourt 1 (Moine et al., 2021) et Morcourt (Sambourg et al., 2025). Les courbes schématisent les principales tendances des indicateurs pendant la transition PGM / PGS en combinant plusieurs sites. En raison de la présence de hiatus et de l’enregistrement d’horizons différents, aucun d’entre eux ne fournit un enregistrement continu. Les symboles « ± » sur les axes reflètent cette incertitude. Les courbes ont pour but d’illustrer les grands contrastes entre les unités stratigraphiques, les valeurs précises variant d’un site à l’autre mais tout en restant dans la même gamme. La portion en pointillé de la courbe malacologique correspond aux données de Morcourt, dont la résolution est limitée à 9 échantillons répartis sur 2 m et qui n’a aucun équivalent dans le nord de la France.
The revision of the boundary between the Middle Pleniglacial (MPG) and the Upper Pleniglacial (UPG) is based on new data from dating and sedimentological analysis in this study, combined with those from regional reference sequences: Bourlon (Moine et al., 2011), Havrincourt (Antoine et al., 2014), Amiens-Renancourt 1 (Moine et al., 2021), Morcourt (Sambourg et al., 2025). The curves illustrate the main trends of the proxies during the PGM / PGS transition by combining several sites. Owing to the presence of hiatuses and to the record of different horizons, none of them provide a continuous record. The “±” symbol on the x-axis reflect this uncertainty. The curves aim to underline the main contrasts between stratigraphic units, as precise values slightly vary from one section to another though remaining within the same range. The dashed portion of the malacological curve refers to the Morcourt data, which has a limited resolution of 9 samples over 2 m and for which no equivalent record exists in northern France.
Salomé Vercelot
105Son attribution à la période froide allant de 27 à 23 ka (Antoine et al., 2016) repose donc sur les rares datations disponibles. Elle est contrainte par l’âge des gleys de toundra qui l’encadrent et par les datations OSL de 24,18 ka et 22,69 ka (Amiens-Renancourt 2, Paris et al., 2015) obtenues dans cet horizon. Cette unité de lœss calcaire lité se serait donc formée pendant la phase stadiaire GS-3, période marquée par l’expansion importante de la calotte fennoscandienne (Hughes et al., 2016 ; Batchelor et al., 2019) et l’intensification de la dynamique éolienne (Dietrich & Seelos, 2010 ; Ludwig et al., 2016) contemporaine de l’évènement de Heinrich 2. Ces conditions associées à la baisse maximale du niveau marin (Clark et al., 2009 ; Spratt et al., 2016) ont entrainé une intensification de la dynamique éolienne, marquée par une augmentation de la taille moyenne des particules du lœss contemporaine des concentrations les plus élevées en Ca2+ dans les carottes de glace du Groenland (Rasmussen et al., 2014). Dans la séquence d’Haynecourt, cette période se distingue par les valeurs d’IGR et de U-ratio les plus élevées. Cependant, son épaisseur relativement faible (1,70 m) contraste avec celle observée sur d’autres sites comme Morcourt (Sambourg et al., 2025) et Amiens-Renancourt 1 (fig. 6), ainsi qu’en Belgique et à Nussloch, où elle avoisine les 4 m pour un taux de sédimentation moyen d’environ 1 mm/an (fig. 7). À Haynecourt, le faible taux de sédimentation calculé pour cette unité (0,39 mm/an) suggère deux hypothèses : (i) soit l’unité est complète et reflète effectivement un faible taux de sédimentation, (ii) soit elle présente un hiatus important, possiblement lié à une phase d’érosion entre les unités 2 et 3. La comparaison avec les courbes de l’IGR et du U-ratio de cette unité de lœss calcaire lité dans la séquence de Nussloch (Antoine et al., 2002, 2009) montrent une tendance croissante similaire à la base des deux sites. Cependant, une baisse suivie d’un double pic couvrant la moitié supérieure de l’unité à Nussloch semblent absent à Haynecourt, ce qui tend à appuyer l’hypothèse (ii), à savoir celle d’un hiatus au sommet de cette unité à Haynecourt.
106Pour finir, on observe une baisse de l’IGR et du U-ratio dans la sous-séquence A (unités 2, 1 et 0), après l’horizon de lœss calcaire lité selon un schéma généralement observé sur les sites de référence à l’échelle de l’Europe de l’Ouest (Antoine et al., 2009). L’horizon pédologique gris-brunâtre et présentant des déformations en langues qui suit (unité 2) n’a pas livré de datations 14C et OSL concluantes. Par comparaison avec le profil synthétique du nord de la France (fig. 6), ce niveau à langues est logiquement l’expression locale de l’Horizon à Langues de Nagelbeek (HLN). Souvent mal conservé dans les séquences du nord de la France, il en partage les caractéristiques pédo-sédimentaires et montre exactement le même type de déformations en langues. La datation OSL inédite de 23,4 ± 1,4 ka obtenue à Onnaing été intégrée dans le modèle d’âge (fig. 8), car elle constitue la seule datation disponible pour le nord de la France. Elle est cohérente avec les datations observées à l’échelle de l’Europe de l’Ouest, qui soutiennent son attribution au GI-2. Cet horizon gleyifié a en effet été daté par luminescence en Belgique à 21,8 ± 2,6 ka à Kesselt (van den Haute et al., 1998), à 22,7 ± 1,7 ka à Maastricht (Vandenberghe et al., 2025) et à 23,2 ± 1,8 ka à Romont (Zens et al., 2018). À Remagen-Schwalbenberg en Allemagne, les datations OSL du lœss immédiatement sus-jacent ont fourni des âges de 24,1 ± 2,1 ka (pIRIR à 225°C) et 23,6 ± 2,7 ka (IR50 corrigé du fading) et de 23,4 ± 2,6 ka (TL ADD) pour Frechen et Schirmer (2011). Il est corrélé au gley G7 de Nussloch daté à 23 339-23 801 cal. BP (fig. 7 ; Moine et al., 2017) et à 22,9 ka (Wolpert, 2015), bien que leurs faciès diffèrent. Cette différence de faciès pourrait s’expliquer par la courte durée et la faible amplitude de l’interstade GI-2 qui n’assure pas une réponse homogène dans les séquences lœss-paléosols à l’échelle européenne
Fig. 10 : Séquence stratigraphique synthétique du nord de la France à la limite PGM / PGS : chronostratigraphie, datation et corrélation avec les enregistrements climatiques globaux (modifié d’après Antoine et al., 2016). Fig. 10: Synthetic stratigraphic sequence of northern France at the MPG / UPG boundary: chronostratigraphy, dating and correlations with global climatic records (modified after Antoine et al., 2016).
SIM : stades isotopiques marins d’après Lisiecki & Raymo (2005). Données NGRIP et numérotation des interstades groenlandais (GI) d’après Rasmussen et al. (2014). CS : stades froids marins d’après Martrat et al. (2007). Légende : 1 : lœss calcaire homogène (unités 5b & 6) ; 2 : lœss calcaire lité à microfentes de cryodessiccation (unité 4) ; 3 : gley de toundra (unités 5a, 5c, 7 & 11) ; 4 : horizon humique (unité 12) ; 5 : faciès de transition entre un sol brun arctique et un gley de toundra ; 6 : horizon Bw de sol brun arctique (unités 9 & 10) ; 7 : horizon Bw de sol brun boréal.
SIM: marine isotope stages according to Lisiecki & Raymo (2005). NGRIP data and Greenland interstadial (GI) numbering according to Rasmussen et al. (2014). CS: marine cold stages according to Martrat et al. (2007). Legend: 1: homogeneous calcareous loess (units 5b & 6); 2: laminated calcareous loess with cryodesiccation microcracks (unit 4); 3: tundra gley (units 5a, 5c, 7 & 11); 4: humic horizon (unit 12); 5: transitional facies between an arctic brown soil and a tundra gley; 6: Bw horizon of arctic brown soil (units 9 & 10); 7: Bw horizon of boreal brown soil.
(Moine et al., 2008 ; Antoine et al., 2009).
107La séquence d’Haynecourt se termine avec la formation du sol brun lessivé (luvisol, U1) formé au dépend des lœss calcaires au cours de la période incluant le Tardiglaciaire weichselien et l’Holocène. Cet horizon est partiellement tronqué vraisemblablement en raison des processus d’érosion liés à l’agriculture.
108Le site d’Haynecourt a révélé une séquence lœssique de plus de 10 m, incluant un enregistrement détaillé du Pléniglaciaire moyen et supérieur weichselien dans sa moitié supérieure. De nombreux horizons-repères ont été identifiés lors des observations de terrain, notamment l’Horizon à Langues de Nagelbeek rarement conservé dans le nord de la France, l’Horizon Cryoturbé du Santerre, et les réseaux de fentes de gel F-2, F-3 et F-4 définis au niveau régional à Havrincourt. Le travail de terrain a également révélé, pour la première fois, la présence d’un bilan sédimentaire particulièrement épais pendant la période de transition entre le Pléniglaciaire moyen et le Pléniglaciaire supérieur. Les nombreuses datations radiocarbone sur granules de vers de terre obtenues dans l’Horizon Cryoturbé du Santerre et pour la transition PGM / PGS ont fourni une série d’âges remarquablement cohérente avec celles obtenues sur des sites de référence à l’échelle du nord de la France et de l’Europe de l’Ouest et constitue la première référence au niveau régional pour ces périodes.
109Les unités constituant la partie sommitale du complexe pléniglaciaire moyen montrent un taux de sédimentation très faible mais régulier entre 36 595 et 30 415 cal. BP, i.e. entre le GS-8 et la fin de l’interstade GI-5.1, suggérant une accumulation continue sur cette période. Elles permettent de décrire une période de transition d’une durée d’environ 6 000 ans (~ 36,5-30,5 ka), correspondant au passage vers un climat de plus en plus rigoureux et aride. Ces nouvelles données conduisent à une révision de la séquence synthétique en proposant de subdiviser le Pléniglaciaire moyen en deux sous-phases chrono-climatiques : la sous-phase A (~ 55-36,5 ka / GI-17 à GI-8) correspondant au développement d’un complexe de sols bruns boréaux à bruns arctiques formés dans des milieux steppiques et, la sous-phase B (~ 36,5-30,5 ka / GI-7 à GI-5.1) marquée par le passage progressif vers un environnement de plus en plus rigoureux de type toundra nordique. La sous-phase B se termine par la formation d’un gley de toundra cryoturbé sur matériel lœssique calcaire affecté par un grand réseau polygonal de pseudomorphoses de grandes fentes à coins de glace (pergélisol continu / niveau F-4). Dans ce schéma, il est proposé de placer la limite PGM / PGS vers 30,5 ka, au sommet du gley de toundra associé au réseau de grandes fentes, juste avant le dépôt des lœss calcaires sus-jacents contemporains de l’évènement Heinrich 3.
110Enfin, les analyses granulométriques et spectrocolorimétriques de l’Horizon Cryoturbé du Santerre montrent qu’il correspond à deux gleys de toundra cryoturbés séparés par un faible dépôt de lœss. Les datations radiocarbone supportent l’attribution de ces gleys aux interstades GI-4 et GI-3, renforçant ainsi leur valeur de repère stratigraphique et de marqueur climatique et sédimentaire au Pléniglaciaire supérieur. Enfin les nouvelles données d’observation, les analyses et les datations radiocarbones obtenus sur la séquence d’Haynecourt permettent de réaffirmer le lien direct existant entre la formation des horizons hydromorphes cryoturbés de type « gleys de toundra » et la dynamique du pergélisol dans la fourchette entre environ 45 et 20 ka.