Nous souhaitons remercier ici O. Dugué et J.P. Camuzard pour leur aide dans la détermination des silex et l’interprétation des lames minces de sols, ainsi que G. Guillemet (UMR 6143) pour la réalisation des mesures. Merci également aux deux relecteurs, M. Dubar et B. Hallegouet pour leurs remarques constructives.
1Le Val de Saire se situe au nord-est de la presqu’île du Cotentin (Basse‑Normandie) à la charnière entre Massif Armoricain et Bassin Parisien. Le relief est divisé en deux ensembles séparés par un escarpement bien marqué (fig. 1) : un domaine de plateaux entre 60 et 150 m d’altitude, et un domaine appelé le Bas-Pays, nettement en contrebas entre 0 et 35 m d’altitude, qui a été soumis périodiquement à une morphogenèse marine.
2Le substrat est constitué essentiellement de schistes briovériens, de batholites granitiques tardi-varisques, et de roches triasiques consolidées ou non. La plus grande partie de la côte est façonnée dans les granites. Les dépôts fluviatiles du Trias (sables, conglomérats et argiles, consolidés ou non) constituent le substrat des plateaux, recouvrant le socle précambrien et paléozoïque. La mise en évidence du Trias dans le Bas-Pays montre que la discordance basale infra-triasique observe un fort pendage vers l’est (Coutard, 2003). Des altérites infra-triasiques sont présentes localement dans l’intérieur. Les formations mésozoïques post-triasiques sont absentes bien qu’elles affleurent en mer à quelques kilomètres au large des côtes (en particulier des craies à silex du Crétacé au nord du Cap Lévi, Larsonneur, 1971). Cependant, il faut noter la présence à Flamanville, sur la côte ouest du Cotentin (à environ 40 km de notre terrain d’étude), de reliques d’argiles à silex issues de formations crétacées attestant de l’extension de la mer crétacée sur la Normandie armoricaine. L’extension des mers jurassiques reste également imprécise (Dugué et al., 2005).
Fig. 1: Localisation du Val de Saire.
3Dans le nord-est du Val de Saire (fig. 1) se dessine un système de replats topographiques étagés. La présence, signalée dès le début du XXe siècle, de dépôts d’origine marine sur ces replats a conduit à les considérer comme des plates-formes d’abrasion marine façonnées dans le substrat granitique (Bigot, 1930; Dangeard, 1936; Graindor, 1958; Elhaï, 1963; Coutard et al., 1981…). De nouvelles études (Coutard, 2003; Coutard et al., 2006), ont confirmé cette attribution génétique. Quatre platesformes étagées ont été reconnues avec certitude grâce à l’identification de leurs limites morphologiques (ruptures de pente, paléofalaises) et à un suivi de la continuité topographique des géométries repérées, le tout accompagné de l’analyse des plages fossiles proprement dites. En l’absence de marqueurs lithologiques et biostratigraphiques, et dans l’impossibilité d’établir des relations géométriques directes entre lambeaux de plates-formes isolés, nous avons dû rechercher des marqueurs de chronologie relative autres. Aussi, pour démontrer que la plus haute plate-forme était bien la plus ancienne, l’état d’altération des dépôts et du substrat granitique sous‑jacent a été étudié. Cet article a pour objet de détailler les résultats obtenus sur l’état d’altération des galets de silex contenus dans les dépôts marins, qui ont confirmé l’antériorité des plus hautes plates-formes.
4Ces plates-formes ont été numérotées de IV à I (fig. 2) depuis la plus ancienne (la plus haute) jusqu’à la plus jeune (la plus basse). Les altitudes sont données au niveau du substrat, ce qui permet des corrélations indépendantes de l’épaisseur de dépôts conservée. Des noms de formations ont été proposés pour les dépôts marins pléistocènes (Coutard et al., 2006):
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PF IV: 29-33 m NGF, voire 38 m à proximité de lapaléofalaise. Les dépôts marins pléistocènes reposant sur cette plate-forme sont regroupés sous le terme de Formation du Trésor d’après les observations faites dans les parcelles du Trésor à Tocqueville (fig. 2, point 2);
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PF III: 19-26 m NGF. Les dépôts de sables et galetsreposant sur la PF III sont définis comme la Formation de Gatteville (fig. 2, point 3);
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PF II: 9-18 m NGF. Les dépôts marins associés àcette plate-forme ont été observés à Réville (Courclais, 14 m NGF), Montfarville (La Houe, 16 m NGF; Michel, 1972), à Réthoville (10 m NGF; Hommeril, 1967), dans le secteur de Gatteville - Denneville (fig. 2, point 4), et à Fermanville-Cap Lévi (Coutard et al., 1981; fig. 2, point 1). Ils sont regroupés sont le terme de Formation du Cap Lévi;
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PF I: 0-7 m. Tous les dépôts marins recouvrant laPF I sont regroupés dans la Formation de Montfarville, largement observable le long des côtes. L’altitude maximale atteinte par la plate-forme est de 6-7 m NGF dans l’ensemble du Val de Saire.
5Il n’a pas été possible de réaliser des datations absolues sur les sédiments des plus hautes plates-formes en raison des doses importantes de radiations émises par le substrat granitique et les sédiments eux-mêmes. Des datations effectuées sur la Formation de Montfarville ont confirmé son appartenance à l’Eémien (Coutard et al., 2006). Enfin, les observations effectuées sur la coupe de Port-Pignot à Fermanville (Coutard et al., 1981) ont mis en évidence la présence du sol éémien dans la séquence de couverture et ont ainsi permis d’établir, sur des bases stratigraphiques, un âge saalien pour la formation du Cap Lévi.
6Ainsi, dans l’hypothèse la plus simple, c’est-à-dire si tous les interglaciaires sont enregistrés, les quatre platesformes identifiées peuvent être attribuées aux quatre derniers hauts-niveaux marins, à savoir les stades 5e, 7, 9 et 11 de la chronologie isotopique, entre 120 et 420 000 ans BP (Coutard et al., 2006). La morphogenèse est cyclique, ce qui peut être expliqué par l’interaction entre les variations du niveau marin et un soulèvement tectonique de l’ordre de 60 mm/ka sur les quatre derniers cycles, menant à l’étagement des plates-formes d’érosion marine successives. Le fait que les niveaux soient de plus en plus anciens avec l’altitude et la régularité de l’étagement implique également qu’au cours des interglaciaires de la période considérée ici, le niveau marin n’a jamais dépassé de plus de quelques mètres le niveau actuel.
Fig. 2: Carte de l’extension des plates-formes marines.
Losanges: localisation des lieux cités dans le texte. 1. Fermanville. 2. Tocqueville. 3. Gatteville-Champs Fougères. 4. Gatteville-Denneville. 5. Tatihou. Dans le cartouche: transect montrant l’étagement des plates-formes.
7Les plates-formes ont été explorées principalement à la tarière et étudiées plus en détail grâce à des tranchées réalisées à la pelle mécanique dans des secteurs-clefs (essentiellement Tocqueville, Gatteville et Montfarville), les dépôts du Pléistocène supérieur affleurant également dans les coupes littorales (plus de 200 points d’observation au total).
8L’étude des dépôts marins et des formations continentales qui les recouvrent vise à reconstituer les environnements et les dynamiques de dépôt ainsi qu’à décrire l’évolution post-dépositionnelle du sédiment et du substrat qu’il recouvre. Les dépôts marins ont été caractérisés par granulométrie, morphoscopie des sables, analyses chimiques et diffractométrie aux rayons X (minéralogie des argiles) (Coutard, 2003). Des comptages de galets ont été effectués lorsque c’était possible, visant à déterminer la répartition pétrographique des galets, et pour les silex leur état d’altération. Les observations micromorphologiques permettent en outre d’apporter des éléments sur les pédogenèses inscrites dans les dépôts.
9L’ensemble des observations a montré que les dépôts marins recouvrant les diverses plates-formes sont similaires en composition et en épaisseur, ce qui reflète bien la nature cyclique des fluctuations climatiques et eustatiques et la permanence du stock sédimentaire au cours du Pléistocène. La séquence généralement observée est composée de galets (silex, quartz, granite, roches triasiques…) dans une matrice sablo‑graveleuse à la base (cordons de galets), puis de sables azoïques quartzeux bien classés attribués de par leurs caractéristiques granulométriques et morphoscopiques à des hauts de plage ou des dunes.
10L’homogénéité des formations marines sur les diverses plates-formes permet donc des comparaisons sur leur état d’altération car si les dépôts sont originellement semblables, les différences observées aujourd’hui doivent être le résultat du temps écoulé. Cette démarche n’est pas nouvelle et a déjà été largement utilisée en particulier pour les terrasses fluviatiles (Bornand, 1978; Pellerin, 1977; Icole, 1980; Hubschman, 1975 a, b; Macaire, 1981, 1986). Elle a ses limites puisque le raisonnement n’est valable que si les formations considérées n’ont pas été recouvertes après leur dépôt de manière différente et qu’elles ont évolué dans les mêmes conditions (climat, pédogenèses…). Dans notre secteur d’étude, seule la couverture loessique du Pléniglaciaire supérieur du Weichselien recouvre les dépôts marins pléistocènes. Les loess antérieurs manquent même s’ils ont probablement existé. Nous pouvons donc supposer que les dépôts marins ont subi une altération météorique «amortie» par une couverture loessique au cours de certaines périodes. Le climat a été alternativement périglaciaire et tempéré.
11Pour exprimer le degré d’altération météorique, notre attention s’est portée sur l’état d’altération du substrat (la morphogenèse marine a déblayé les altérites anciennes) et des sédiments marins, exprimé par la teneur et la minéralogie des argiles, ainsi que par les traits pédologiques et l’état d’altération des galets de silex contenus dans les dépôts marins.
12Quelques analyses chimiques sur les arènes granitiques sous-jacentes aux dépôts marins tendent à montrer un appauvrissement en certains éléments au cours du temps (Fe, Mn, Mg, Ca, Na). Pour ces deux derniers, cela correspond à l’altération chimique des plagioclases, minéraux les plus altérables du granite (Godard et al., 1994), qui libère les bases. Les résultats ont simplement montré une altération un peu plus poussée sur PF IV (Coutard, 2003).
13Les observations portant sur les argiles du sédiment et les traits pédologiques visibles en lames minces ont également donné quelques informations sur la chronologie relative des plates-formes (Coutard, 2003). Les évolutions constatées dans les cortèges argileux depuis la plate‑forme I à la plate-forme IV sont peu marquées, mais réelles : dominés par la kaolinite et caractérisés par des variations dans la composition entre illite-smectites‑vermiculites, les cortèges argileux semblent principalement refléter l’état d’altération des minéraux issus du granite, ainsi qu’une contamination par les apports loessiques postérieurs. Les minéraux issus du granite sont plus altérés sur les plates-formes les plus hautes. Par ailleurs, les observations micromorphologiques sur les sédiments marins des diverses plates-formes ont pu mettre en évidence des différences importantes dans les pédogenèses, en particulier en ce qui concerne la PF IV. Sur cette dernière, une phase fersiallitique et une phase « acide », marquée par des grains de quartz cariés (dissolution de la silice) et des silicifications secondaires, ont pu être identifiées. Dans les dépôts plus récents, des pédogenèses de type sol lessivé à tendance rubéfiante ont été observées, souvent fortement remaniées par les phénomènes de gel-dégel périglaciaires (Coutard, 2003).
14La datation relative des formations grossières riches en galets est basée sur l’étude de l’évolution d’un type de roche que l’on s’attache à suivre sur l’ensemble des dépôts étudiés. Ainsi, Pellerin (1977) a étudié l’altération des granites dans les nappes alluviales de l’Orne, en pratiquant des analyses diffractométriques directement sur les galets.
15Dans le Val de Saire, différentes roches sont présentes dans les galets des formations marines fossiles. Notre choix s’est porté sur le silex pour plusieurs raisons :
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les roches du socle peuvent provenir d’un remaniement des formations triasiques à galets, très répandues dans le secteur (en particulier, quartz et grès quartzites); – les roches briovériennes sont très fragiles et s’altèrent rapidement, de même que les roches issues du démantèlement des formations triasiques consolidées (arkoses, microconglomérats) et sont donc peu propices à une différenciation selon l’âge du dépôt;
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l’altération des granites est difficilement mesurableselon notre méthode d’étude;
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les roches filoniennes (aplites par exemple), bien querelativement favorables à ce genre d’étude (Verague et al., 1991), sont peu fréquentes;
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le silex est omniprésent dans quasiment l’ensembledes formations marines; c’est même l’élément diagnostic qui permet de différencier immédiatement sur le terrain les formations quaternaires marines des dépôts triasiques meubles;
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dans certains dépôts, le silex constitue jusqu’à 80 % des galets, ce qui ne laisse guère d’autres possibilités.
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Le silex est donc la formation lithique la plus adaptée à notre méthode d’étude et aux objectifs poursuivis. Deux autres paramètres rendent également intéressante l’étude des silex du Val de Saire:
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la provenance des silex reste discutée dans cecontexte armoricain (étage géologique concerné, localisation des gîtes);
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le silex est la matière première privilégiée par l’homme dans l’ensemble des sites préhistoriques du secteur.
16« Un silex est un corps de silice massive au sein d’un sédiment calcaire, généralement crayeux, dont il se détache parfaitement.[…] On observe une différenciation très marquée entre le cœur et le cortex du silex. Le cœur est constitué d’une matrice compacte [tandis que] le cortex présente un réseau très dense de cavités dans lesquelles les cristallites de quartz sont beaucoup plus gros et mieux organisés.» Dans la roche d’origine, « la différenciation du cortex tient donc surtout à l’apparition en quelques micromètres d’une porosité importante » (Fröhlich, 2006).
17Dans le Val de Saire, les déterminations pétrographiques, macroscopiques et microscopiques (couleurs, grains, traces d’oxydation, état de cristallisation…) ont mis en évidence la présence de silex crétacés, mais également de silex jurassiques, ce qui est nouveau pour le secteur (tab. 1). Les silex se distinguent en deux grands ensembles : les silex jurassiques, gris clair à foncé, mats, de texture souvent relativement plus grossière, et les silex crétacés (Sénonien et Cénomanien), de texture plus fine et de couleur très variable. Le faciès cénomanien se caractérise par une teinte noire mate et la présence de micro-inclusions lui donnant un aspect piqueté. Cependant, il est très difficile d’extrapoler aux autres silex les déterminations réalisées en lames minces sur quelques-uns, les faciès macroscopiques étant trop proches dans la plupart des cas. Il est même souvent difficile de distinguer silex crétacés et jurassiques, même en lame mince.
Tab. 1: Caractéristiques pétrographiques des silex du Val de Saire.
18L’intensité de la dissolution de la silice dans les sols est principalement dépendante des conditions climatiques et du temps écoulé. Dans les sols des régions chaudes, l’altération géochimique est nettement plus poussée qu’en climat tempéré ; elle est liée, généralement, à une longue durée. Ainsi, sous les climats équatoriaux humides, l’altération des minéraux primaires peut être pratiquement totale (ferrallitisation). La désilicification est très poussée. Sous nos climats tempérés, les hydrolyses sont partielles et l’altération géochimique n’aboutit pas à la dissolution de la silice (Duchaufour, 1997).
19Pourtant, l’altération des silex est observée depuis longtemps dans les sites archéologiques du Pléistocène supérieur. Des observations au MEB sur des silex taillés paléolithiques altérés ont montré des pores proportionnellement de très grande taille, la forte porosité étant responsable de la couleur blanche acquise par le silex (Texier, 1981). Le remontage sur un même bloc de pièces altérées et non altérées est courant, l’altération semblant dépendre de la situation topographique, des conditions de drainage, de la porosité initiale de la roche, de la teneur en silice des eaux de drainage.
20Ce contraste est bien mis en évidence par le cas des Argiles à silex (RS) du Bassin Parisien. La désilicification des silex y est faible (0,9 à 7,3 %), traduite majoritairement par une augmentation de l’épaisseur du cortex et du volume des cavernes de surface (Laignel & Meyer, 2000), ce malgré un âge souvent cénozoïque. Par contre, les silex des biefs à silex, formations de remaniement des RS mises en place essentiellement lors des deux derniers cycles glaciaires, peuvent être pulvérulents (Laignel et al., 1998).
21L’étude des silex s’est effectuée selon deux approches :
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l’une macroscopique, seule utilisable sur le terrain;
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l’autre microscopique et analytique, destinée à com-prendre davantage l’altération d’un silex et approfondir les observations faites à l’œil nu.
22On considère que dans les plages, tout comme dans les formations fluviatiles (Gibbard, 1986), les frottements et les chocs pendant le séjour sur l’estran débarrassent rapidement le silex de son cortex originel, qui persiste cependant parfois dans les creux. L’extérieur du silex est alors constitué d’une fine patine blanche souvent mâchurée par les coups d’ongle (cas idéal prouvant l’activité marine) ou parfois totalement lisse (cas de la plage actuelle de Gatteville-le-Phare). Le cortex observable dans les plages fossiles est alors uniquement dû à l’altération post-dépositionnelle. Nous pouvons parler de néocortex ou cortex d’altération. Ce postulat de base correspond bien à la réalité en règle générale : il n’a ainsi pas été possible d’effectuer des mesures sur les silex des dépôts les plus récents (actuels et éémiens), faute de cortex.
23Après son dépôt, le galet de silex s’altère : les restes de cortex originel et la patine évoluent en cortex d’altération qui s’épaissit par dissolution et perte de matière (Gibbard, 1986; Bridgland, 1990). La perte de poids due à cette désilicification peut être très sensible et le silex devenir poudreux.
24Au plan macroscopique, des comptages ont été effectués sur les silex (supérieurs à 2 cm) des différentes plates-formes. Tous sont cassés au marteau pour noter l’épaisseur du cortex d’altération selon des catégories simples semi-quantitatives : mince (< 1 mm), épais (13 mm), très épais (> 3 mm), blanc à cœur (fig. 3). Plus d’une soixantaine de silex a été comptée à chaque fois afin d’obtenir un résultat significatif. Huit comptages ont été réalisés dans les sondages les plus favorables sur les communes de Tocqueville (PF IV) et Gatteville (parcelles de Champs Fougères pour la PF III et hameau de Denneville pour la PF II).
25Des silex représentatifs des comptages ont ensuite fait l’objet de mesures de la surface spécifique (total de la surface des parois des pores) avec un analyseur de surface spécifique (communément appelé à tort BET), complétées par la détermination de la porosité au porosimètre à mercure.
26Dans un premier temps, des mesures ont été effectuées sur les cœurs des silex, de manière à vérifier si le silex s’altère dans son ensemble. Les valeurs obtenues sont trop faibles pour déceler des variations significatives (tab. 2). Ces mesures confirment qu’un silex s’altère de l’extérieur vers l’intérieur et que le cœur reste sain, la perte de matière caractérisant le cortex d’altération.
27Le programme principal de mesure s’est donc particulièrement intéressé aux cortex de silex.
Fig. 3 : Altération des silex en fonction de l’altitude du dépôt : photo des types définis macroscopiquement et résultat des comptages.
Tab. 2 : Mesures de surface spécifique sur les coeurs et cortex de quelques silex issus des différentes plates-formes marines du Val de Saire.
28Les appareils utilisés dans cette étude se trouvent au Centre de géomorphologie du CNRS (UMR 6143) à Caen.
29Le principe du porosimètre à mercure (pore sizer) est d’injecter du mercure à des pressions progressivement de plus en plus élevées dans un échantillon de roche afin de connaître la porosité totale et la granulométrie des pores. Deux courbes sont obtenues, l’une d’intrusion, l’autre d’extrusion ; la différence entre elles indique qu’une partie du mercure reste piégée dans l’échantillon rocheux (fig. 4). L’inflexion de la courbe d’intrusion indique la médiane du diamètre des pores. Une surface spécifique peut ensuite être calculée à partir de cette médiane et du poids de l’échantillon, mais dans ce cas, on ne tient pas compte de la forme réelle des pores, considérée comme cylindrique. La mesure est destructrice dans le sens où l’échantillon, contenant du mercure, n’est plus utilisable pour d’autres mesures.
30L’analyseur de surface spécifique injecte des gaz dans l’échantillon : «la mesure de la surface spécifique de même que celle de la dimension des pores (volume et diamètre) est basée sur l’adsorption et la désorption d’un gaz (typiquement azote, argon ou krypton) à la surface et dans les pores de l’échantillon, à basse température. L’adsorption est l’augmentation de la concentration des molécules de gaz à la surface du solide avec lequel il rentre en contact. Les molécules de gaz sont fortement immobilisées à la surface du solide. La désorption est le mouvement des molécules de gaz s’éloignant de la surface du solide » (www.er.uqam.ca/nobel/r27734/solcon/surfasp.html).
31Le krypton a été utilisé pour les échantillons pris dans les cœurs des silex, et l’azote pour les échantillons de cortex. Le BET peut analyser les pores jusqu’à 2 nm, le porosimètre à mercure jusqu’à 6 nm.
Tab. 2 : Mesures de surface spécifique sur les cœurs et cortex de quelques silex issus des différentes plates-formes marines du Val de Saire.
32Les mesures de surface spécifique ont montré que plus un cortex est épais, plus sa surface specifique est grande (tab. 3) : le developpement des pores se fait parallelement a l’extension de l’alteration vers le cœur du silex. Les valeurs de surface specifique vont de 2,099 a 5,91 m2/g. Un silex particulierement altere, poudreux, atteint meme 15 m2/g !
33Les mesures au porosimètre à mercure confirment ces valeurs fortes, avec des porosités obtenues sur les cortex s’étendant entre 11,43 et 35,04 %, ce qui est supérieur aux valeurs autour de 10 % obtenues par laignel sur des silex de l’argile à silex (laignel & meyer, 2000). Les silex des plates-formes marines fossiles sont ainsi, sur le plan de l’altération, plus proches des formations quaternaires de bief à silex (laignel et al., 1998). Cette proximité peut être attribuée à une microfissuration des silex, causée par les chocs lors du transport des galets et les alternances gel-degel subies au cours du Pléistocène (effet de « fatigue », coutard & lautridou, 1977).
34Le porosimètre à mercure donne une courbe cumulée des diamètres des pores, calculée selon la pression de mercure injecté. Ainsi, sur la figure 5 qui presente les resultats sur 4 silex issus de la PF IV, on observe un décalage des courbes correspondant à une augmentation de la taille des pores au cours de l’altération, parallèlement à l’épaississement du cortex. On remarque que pour les échantillons tr5blc et tr4te, la courbe n’est plus une sigmoïde parfaite et indique l’existence de deux familles de pores. La différence entre les courbes d’intrusion et d’extrusion nous renseigne sur l’importance de la porosité piègée, c’est-à-dire des pores developpés au sein de la roche mais reliés uniquement par de fins capillaires : le mercure y reste piègé et ne ressort pas.
35Les données de porosité permettent de calculer une surface specifique. La différence entre cette surface spécifique calculée et la surface spécifique réelle mesuree au bet nous informe également sur la configuration des pores, comme le montre l’exemple suivant (tab. 4).
36Pour les 2 silex les moins altérés, la surface specifique calculée est supérieure à la surface réelle, ce qui est révélateur d’une porosité piégée importante : les renflements du réseau poreux sont comptabilisés comme des pores plus petits en raison de la pression nécessaire pour injecter le mercure dans les capillaires très fins qui servent à leur remplissage. Les pores étant alors comptabilisés comme une somme de capillaires fins, la surface calculée est supérieure à la surface réelle. Par contre, pour les 2 plus altérés, la situation est inverse, la taille des pores augmentant et la porosité piégée diminuant, la pression d’injection du mercure necessaire est faible et la surface calculée est sous‑estimée, probablement aussi parce que la forme réelle des pores n’est pas circulaire comme on le considère dans les calculs faits à partir des données porosimétriques.
Fig. 4: Modèle de courbe obtenue au porosimètre à mercure montrant la courbe d’intrusion et la courbe d’extrusion. En ordonnée, le diamètre des pores.
Tab. 3:Valeurs de surface spécifique (surf. sp.) et de porosité au mercure (por. Hg) du cortex d’altération en fonction de l’épaisseur du cortex (M: mince, E: épais, TE, très épais, BLC: blanc à cœur) et de l’altitude du dépôt (PF: plate-forme).
En grisé, les silex jurassiques, les autres sont crétacés ou indéterminés. Les numéros d’échantillons correspondent aux numéros des coupes lors des levés.
Tab. 4: Tableau récapitulatif des surfaces spécifiques et des porosités mesurées et calculées pour une série de 4 silex de la plate-forme IV.
Fig. 5: Courbes obtenues au porosimètre à mercure sur 4 silex issus de la plate-forme IV (Tocqueville, voir fig. 1 pour la localisation et tab. 3). En ordonnée, le diamètre des pores. À droite, en référence, dimensions atteintes par les différentes formes de silice (Aubry, 1975).
37Les mesures de surface spécifique ont donc validé les catégories de cortex établies à l’œil nu.
38Les histogrammes montrent une forte augmentation du nombre de silex au cortex très épais voire blancs à cœur depuis la plate-forme la plus basse jusqu’à la plus haute (fig. 3). L’altération des silex augmente donc bien globalement selon l’âge des dépôts. Dans certains cas (coupe DEN4sup, Denneville à Gatteville sur la PF II), le degré d’altération des galets semble signer la reprise partielle de stocks plus anciens, bien que des variations dans l’exposition aux agents d’altération et dans les pédogenèses subies soient également possibles en fonction de la topographie passée (fig. 3).
39Cependant, les comptages ont montré que l’ensemble des états d’altération est représenté sur chacune des plates-formes fossiles (tab. 4) : l’altération d’un stock de silex n’est pas homogène et peut affecter certains galets plus que d’autres, d’où la nécessité de travailler sur des lots de galets assez importants pour faire ressortir des dominantes. Les paramètres expliquant cet état de fait sont jusqu’à présent mal identifiés (topographie, humidité, conditions de drainage, pétrographie…). Le rôle de la pétrographie ne semble pas négligeable, peut-être en fonction des différentes formes de silice (taille des cristallites, opale…) ou éventuellement de la présence de carbonates dans la matrice du silex. Des études complémentaires par microsonde ou autres seraient à cet égard intéressantes.
40Nous pouvons donc affirmer que, dans le secteur étudié et pour la période concernée (Pléistocène moyen et supérieur), l’altération des silex est un marqueur adéquat de l’âge relatif des plates-formes marines. Dans le cas du Val de Saire, l’ensemble des aspects évoqués en ce qui concerne l’altération a permis d’établir la chronologie relative entre plates-formes et par conséquent de valider les corrélations entre lambeaux de plates-formes isolés basées sur le critère altimétrique. Au cours de ces travaux, nous n’avons pas observé de lambeaux de formations marines plus anciennes piégées dans des creux des plates-formes sous des dépôts marins plus récents, ce qui souligne là encore la régularité des paliers d’abrasion.
41Le comptage d’un grand nombre de galets sur le terrain est nécessaire. Les mesures ont montré que les catégories distinguées à l’œil nu correspondent à une réalité physique mesurable. L’altération des silex se développe à la fois vers l’intérieur du silex et par augmentation de la taille des pores dans le cortex. Les outils techniques utilisés sont performants dans cette approche corticométrique et une utilisation plus poussée permettrait d’approcher de plus près les modalités d’altération des silex, ou d’autres roches, à l’échelle microscopique. Un croisement avec des observations au MEB, que nous n’avons pu mener lors de cette étude, pourrait être très fructueux.
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