Nous tenons à remercier Hélène Pioffet pour les traductions en anglais. Nos remerciements vont également à Stéphane Cordier et à un relecteur anonyme pour leurs conseils.

1 - Introduction

1Les plaines alluviales ont, depuis longtemps, retenu l’attention tant des archéologues que des paléoenvironnementalistes. Elles constituent en effet des espaces privilégiés pour les groupes humains qui y ont implanté leurs habitats et y ont développé nombre d’activités. De plus, les fonds de vallées présentent souvent des remplissages sédimentaires variés qui reflètent bien les modifications environnementales de l’Holocène. Comme le reste du Bassin parisien, la vallée de l’Oise a fait l’objet de nombreuses études pluridisciplinaires, principalement concentrées dans le secteur aval de Compiègne (Pastre et al., 1997, 2014) ou en Ile-de-France (Krier, 2004). En revanche, le secteur amont de la confluence Aisne-Oise reste peu documenté. La découverte d’un site archéologique implanté en bordure d’un paléochenal de l’Oise à Thourotte « La Motte » (49°28’45.59’’N / 2°43’42.11’’E ; 34 m NGF) est ainsi apparue comme une belle opportunité pour combler cette lacune. Liée à l’aménagement du canal « Seine-Nord Europe », une fouille préventive, y a été menée par l’Inrap (Barracand dir, 2014). Outre la mise au jour de nombreux vestiges archéologiques, elle a permis de dégager un paléochenal de l’Oise, riche en vestiges organiques.

2La localité de Thourotte est située dans la moyenne vallée de l’Oise, en rive droite, à quelques kilomètres en amont de la confluence avec l’Aisne (fig. 1). La vallée, étroite dans cette portion, est encaissée dans des séries argilo-sablo-calcaires paléocènes et éocènes. Dans la vallée, les formations alluviales anciennes (basse terrasse), notées Fy sur la carte géologique du BRGM (feuille de Chauny à 1 / 50 000) se développent largement en rive gauche de l’Oise où elles sont incisées par des petits cours d’eau, tandis que la rive droite est occupée par les alluvions dites modernes, (notées Fz sur la carte géologique du BRGM). Le lit mineur qui présente un tracé rectiligne s’écoule en contrebas de la basse terrasse tandis que le canal de l’Oise est creusé dans les alluvions les plus récentes dans la zone de contact entre le fond de vallée et le pied de versant. Le site archéologique est implanté dans la plaine d’inondation de l’Oise, entre la rivière et son canal latéral. Les vestiges mésolithiques, néolithiques et protohistoriques sont concentrés à l’ouest (secteur A) de la zone fouillée, à 50 - 60 cm sous la surface actuelle. Un fort pendage affecte la partie orientale de la fouille (secteur B), où les vestiges mésolithiques se trouvent à 1,50 m de profondeur. Ce secteur s’avère occupé par un paléochenal (secteur Bt) dont le tracé a été mis en évidence par l’approche géophysique (fig. 2). Les sondages, effectués dans cette zone, ont permis de reconnaitre la présence de dépôts tourbeux qui ont livré des vestiges organiques, sous environ 230 cm de limons. Leur présence a généré la mise en place d’une étude pluridisciplinaire (géophysique, géoarchéologie, palynologie, anthracologie, dendro-chronologie, archéozoologie et archéologie) dont le but était de comprendre le contexte d’implantation des sites archéologiques dans le fond de vallée et de restituer l’environnement des occupations humaines contemporaines de la formation des niveaux organiques. L’interprétation géomorphologique des archives sédimentaires aspire à reconstituer les grandes lignes de l’évolution de la plaine alluviale depuis la fin du Pléistocène. S’insérant dans ce cadre général, l’étude pluridisciplinaire du comblement organique du paléochenal vise à renseigner de manière très précise, temporellement et spatialement, le paysage végétal et les actions anthropiques menées dans cette portion de la vallée de l’Oise.

3Après une brève présentation méthodologique, les résultats obtenus sur le site seront exposés : dans un premier temps, les données géophysiques, morphosédimentaires et archéologiques, acquises sur l’ensemble du site, suivies dans un second temps, des résultats des bioindicateurs, obtenus sur la seule zone du paléochenal. S’en suivra une discussion des principales interprétations.

2 - Matériel et méthodes d’étude

4Une surface de 26 ha a pu être prospectée par méthode électromagnétique ; elle concerne la zone de fouille et sa périphérie (fig. 2). Cette technique permet de mesurer la conductivité électrique, directement liée, sur ce type de terrain, à la teneur en argile des sols (McNeill, 1980). La prospection a été effectuée avec un EM31 de Geonics, de type Slingram utilisé en mode VCP (Vertical CoPlanar) qui offre une profondeur d’investigation de 2 à 3 m. L’échantillonnage adopté est d’environ un point de mesure tous les 40 cm. La distance moyenne inter-profil est comprise entre 5 et 10 m, intervalle jugé suffisant au vu de la taille des entités géomorphologiques recherchées.

5Découpé en quatre secteurs (A, B, C et Bt), le site archéologique a été décapé sur une surface de 1012 m² (fig. 2). Les secteurs ont été fouillés manuellement par passes fines jusqu’au niveau stérile, à partir d’un carroyage implanté au m². Une série de coupes a permis un enregistrement stratigraphique de l’ensemble du site et les vestiges ont tous été topographiés. Le niveau organique, mis au jour en bordure sud-est du site (secteur Bt) a été fouillé manuellement sur toute son épaisseur et sur une surface de 66 m². L’opération a été accompagnée de prélèvements en vrac, ensuite tamisés.

6L’étude des restes osseux a concerné les vestiges relevés à la fouille du secteur Bt (NR = 7) et les esquilles prélevées au tamisage (fig. 2). La conservation des restes est très bonne mais la très faible taille de l’échantillon ne permet qu’une simple description du spectre faunique (en NR) et quelques remarques.

7Une longue tranchée (G) a été ouverte entre le secteur occidental (A) et le paléochenal identifié sur l’image géophysique (secteur Bt). Des logs stratigraphiques de référence ont été relevés dans chacun des secteurs (fig. 2), ainsi que tous les deux ou trois mètres le long de la tranchée G, ce qui a permis de dresser une coupe stratigraphique de 45 m de long (fig. 3). La nomenclature numérique des unités stratigraphiques (US 7b à US 0) a été adoptée avant le creusement de la tranchée qui a permis l’étude du paléochenal. Pour simplifier les relevés de terrain, nous avons utilisé une nomenclature alphabétique pour les unités stratigraphiques observées uniquement dans le paléochenal. Des prélèvements en colonne ont été réalisés pour la sédimentologie. Ils ont été implantés en secteur A (US 6A et 7A) et sur l’ensemble de la tranchée G (Log. G2, G9 et G11) afin de couvrir l’ensemble des unités stratigraphiques présentes. Les analyses chimiques et granulométriques ont été effectuées par le Laboratoire d’Analyse des Sols de l’Inra à Arras. Huit fractions granulométriques ont été identifiées par tamisage. Les analyses chimiques ont porté sur les mesures de Carbone organique (Corg), de Carbone total (Ctot), de matière organique, d’azote (N) et de fer (Fe). Tous les résultats sont exprimés en pourcentage (tab. 1).

8Les colonnes palynologiques (Log. 16 et 17) ont été extraites dans la zone du paléochenal présentant la plus forte dilatation de tourbe (fig. 2). L’étude palynologique concerne dix échantillons, issus du Log 17, séparés de 4 à 6 cm. Ils sont complétés par un échantillon du Log 16, analysé dans le but de vérifier la contemporanéité des deux séquences (fig. 3). Les préparations physico-chimiques des sédiments ont été effectuées au CNP (Périgueux) selon un protocole assez proche de celui de Faegri & Iversen (1975) avec une flottation en liqueur dense (chlorure de zinc) mais sans acétolyse. Effectués aux grossissements 400 et 1000, les décomptes ont été poussés jusqu’à l’obtention de sommes supérieures à 300 grains et à l’individualisation de plus de 21 types polliniques, assurant ainsi le fondement des interprétations paléoécologiques (Reille, 1990 ; Leroyer, 1997) et autorisant l’exclusion des taxons hygrophiles. Les identifications, ont été réalisées au CNP à l’aide des clés de détermination (Faegri & Iversen, 1975 ; Moore et al., 1991 ; Beug 2004), d’atlas photographiques (Reille, 1992, 1995, 1998) et de la collection de référence du laboratoire. L’étude des concentrations absolues (nombre de grains de pollen et de spores par cm³ de sédiment) a été menée par la méthode volumétrique (Cour, 1974). Les données ont été traitées avec le logiciel Gpalwin (Goeury, 1997). Le diagramme a été construit sur des sommes de base restreintes avec l’exclusion des taxons hygrophiles dont les variations pourraient masquer la dynamique de végétation (fig. 4).

9Les bois gorgés d’eau sont issus de la couche de tourbe du secteur Bt (fig. 2). La détermination des essences a été effectuée à la loupe binoculaire (x 7 à 90) et au microscope optique (x 100 à 500) sur lame mince selon les trois plans anatomiques (transversal, tangentiel, radial) préparés à la lame de rasoir. Les caractères anatomiques ont été comparés aux clés de détermination des ouvrages de référence (Schweingrüber, 1990) et à la collection de référence du CReAAH. Le niveau de détermination dépend des limites de discrimination des taxons. Ainsi, sont rassemblés au sein de la sous-famille des Pomoïdées, l’aubépine (Crataegus laevigita / monogyna) et le pommier sauvage (Malus sylvestris). Les plans ligneux ont été étudiés, le nombre de cernes a été compté et les mesures des largeurs totales correspondantes ont été réalisées, grâce à un pied à coulisse électronique d’une précision au centième de millimètre pour chaque bois (fig. 5). La présence de nœud dans le bois, de moelle, d’aubier et d’écorce a été répertoriée ainsi que les dégradations engendrées par des organismes xylophages.

10Un tronc de chêne subfossile a été extrait dans le paléochenal dont il traverse les différentes couches de comblement. Long d’un mètre cinquante et avec un diamètre de 35 cm, il présente un aubier complet et son écorce (fig. 6a). Après découpe à la tronçonneuse d’un disque, la surface de ce dernier a été aplanie à l’aide d’une lame de cutter et des chemins de mesure ont été réalisés à la lame de rasoir. Les largeurs de cerne ont ensuite été mesurées sous loupe binoculaire (au 1/100^e de millimètre), en suivant 3 rayons distants les uns des autres, grâce à un banc de mesure LINTAB^TM et enregistrées par le logiciel TSAPWIN^TM (v. 4.65 ; www.rinntech.com). La procédure de datation a été menée à l’aide du logiciel Dendron IV (Lambert, 2006). Les recherches de synchronismes entre la moyenne Thourotte.01 et les référentiels disponibles pour cette période ont été orientées par la fourchette chronologique fournie par la datation radiocarbone Beta-350716 (tab. 2). Cette dernière a été réalisée sur les derniers cernes d’aubier, en évitant l’écorce afin d’éliminer d’éventuelles contaminations par des sédiments plus récents/anciens.

11Outre cette date, deux autres mesures radiocarbone documentent le comblement du chenal (tab. 2). Elles ont été respectivement réalisées sur un tibia d’aurochs et une noisette qui proviennent de la couche tourbeuse du chenal alors que le sommet du tronc d’arbre affleurait dans la couche argileuse sus-jacente. Les vestiges datés ont été mis au jour entre les Logs 16 et 17, précisément à 3,10 m (noisette), 4 m (tronc) et 7 m (tibia d’aurochs) du Log 17 (fig. 2). Leur altitude par rapport au sommet du niveau tourbeux a été prise en compte pour projeter les dates obtenues sur le profil pollinique ; le pendage du sommet de la couche tourbeuse étant très faible (0.83 cm/m).

Trois autres datations (tab. 2), effectuées sur des vestiges mis au jour sur la montille (secteur A) où se trouvait la principale concentration du mobilier archéologique, sont utilisées pour caler les occupations des lieux. Tous les âges radiocarbone ont été calibrés en années cal. BC à 2 (95,4 %) avec le logiciel OxCal v. 4.2.4. (Bronk Ramsey, 2009), en utilisant la courbe de calibration IntCal 13 (Reimer et al., 2013).

3 - Résultats

3.1 - Le contexte sédimentaire du fond de vallée

3.1.1 - Reconnaissance des grands corps sédimentaires par la géophysique

12L’image produite à partir des résultats de la campagne de prospection géophysique offre une vision de l’hétérogénéité des sédiments présents en rive droite de l’Oise, ce que ne laissait pas soupçonner la topographie très plate du fond de vallée (fig.2). La qualité des données électromagnétiques est très bonne, sans aucune perturbation signalée sur l’ensemble des zones étudiées. Les conductivités apparentes s’étendent selon une gamme de valeurs relativement peu étendue allant de 6 à 55 mS/m. Ces variations de la conductivité des sédiments sont en grande partie fonction des variations de la teneur en argiles. Elles apparaissent sur l’image géophysique avec des teintes différentes : le blanc correspondant à une faible conductivité des terrains (faible teneur en argiles) et le noir à une plus forte conductivité (forte teneur en argiles). Les données stratigraphiques obtenues lors des phases de diagnostic et de fouille couplées aux données de la Banque du Sous-Sol du BRGM permettent d’interpréter l’image géophysique en termes de corps sédimentaires.

13Les zones faiblement conductrices (en blanc) correspondent à des secteurs où un niveau de cailloux et graviers roulés emballés dans une matrice sableuse grossière est présent à faible profondeur sous la surface topographique actuelle (maximum 1 m de profondeur pour les zones autour de 20 mS/m). Au niveau des secteurs fouillés, les sols sont caractérisés par des conductivités intermédiaires, sur lesquelles s’appuie une étroite bande conductrice (en noir), connectée à l’amont et à l’aval au cours actuel de l’Oise. Les zones de conductivité intermédiaire correspondent à des niveaux de sables limoneux ou limons sableux de teinte claire (beige à jaune), contenant une quantité variable d’argiles. Ces sables clairs reposent sur le niveau de cailloux et de graviers à une profondeur plus ou moins importante selon les secteurs.

14Un sondage géotechnique (SCTC24, données Infoterre BRGM) réalisé juste en dehors de la zone couverte par la prospection géophysique, en bordure du canal latéral de l’Oise, indique une épaisseur de sables limono-argileux clairs de l’ordre de 4 mètres. Ils reposent sur la nappe de fond graveleuse. Nous interprétons les sédiments grossiers présents au niveau des zones rouges comme une remontée de la nappe de fond. Dans les vallées du Bassin Parisien, la nappe de fond caillouteuse est rattachée au Weichsélien (Lécolle, 1989 ; Lebret & Halbout, 1991 ; Antoine et al., 2000 ; Krier, 2004). Dans le secteur de la zone fouillée, la morphologie allongée des zones de conductivité intermédiaire (30 mS/m) évoque un paléo-chenal qui serait creusé dans les niveaux graveleux et comblé avec les sables limono-argileux clairs, observés dans la plaine alluviale. Ces derniers sont présents sous le niveau d’occupation mésolithique. En conséquence, les zones de conductivité intermédiaire correspondraient à un paléochenal de la fin du Pléniglaciaire supérieur et/ou du Tardiglaciaire, dont le comblement est achevé au tout début de l’Holocène. Les zones noires correspondent au tracé du paléochenal holocène étudié, qui incise les sables limono-argileux beiges. Sur l’image géophysique une autre zone noire apparaît au nord des secteurs de fouille, à proximité du canal latéral de l’Oise. Elle pourrait correspondre à un second paléochenal holocène.

15Ainsi au début de l’Holocène, les sables clairs présents en surface de la plaine alluviale ont fonctionné comme un point haut insubmersible, ou montille bien que l’altitude actuelle (environ 34,10 m NGF) soit quasiment identique dans l’ensemble du fond de vallée.

3.1.2 - Séquences pédo-sédimentaires et occupations humaines

16Dans la zone de fouille (secteur A et tranchée géomorphologique) les limons argilo-sableux clairs correspondent à l’US 7b, sur laquelle se développe un sol alluvial (US 6a, US 7a ; fig. 3 et tab. 1). Peu épais, ce dernier contient les traces d’occupation et les vestiges mésolithiques, néolithiques et protohistoriques. La montille a donc été hors d’atteinte des crues pendant de longs millénaires. Sur ses flancs, l’US 6a passe latéralement à un sol plus gris, structuré, contenant également des pièces mésolithiques (US 6b). Aux abords immédiats du comblement du paléochenal, l’US 6a fait place à un sol alluvial gris clair-beige, légèrement hydromorphe, à structure polyédrique lâche (US 6eq). Le paléosol (US 6a) est recouvert par des limons de débordement sur lesquels s’est formé un second sol alluvial (US 1), surmonté par l’horizon de labour actuel (US 0).

17La montille est incisée par un paléochenal (fig. 3). La position exacte de l’incision n’a pas été observée en raison du décapage de la zone de fouille avant l’ouverture de la tranchée. Ce paléochenal n’a pas été dégagé sur toute sa largeur, mais seulement sur une vingtaine de mètres. L’image géophysique permet d’estimer une largeur totale d’environ 50 mètres. Le niveau le plus profond, atteint au cours de la fouille, est un dépôt de sable grossier, observé dans la tranchée à la base du tronc d’arbre étudié, ainsi que dans un sondage profond réalisé au cœur du paléo-chenal lors de la phase de diagnostic archéologique. Des argiles gris vert oxydées, sus-jacentes à ce dépôt sableux, constituent le niveau le plus profond réellement dégagé au centre du chenal (Logs 16 et 17). Ces argiles gris vert sont surmontées par des argiles organiques (Ao), devenant progressivement tourbeuses et plus sombres (At). Développées sur une trentaine de centimètres au maximum, elles sont recouvertes par un niveau argilo-sableux (As), puis un limon argileux brun à brun-olive, contenant quelques taches d’oxydes ferro-manganiques et des concrétions carbonatées (US 4/5), au sein duquel s’intercale un gley (US 4/5 gley). Latéralement, ces dépôts (At et As) incisent des sables gris, contenant des graviers et de nombreuses coquilles de mollusques (Scg), présents sous forme de lentille. Ils sont surmontés par des limons sablo-argileux gris pâle, à taches d’oxydation et contenant des concrétions carbonatées secondaires (Las). Dans le paléochenal, l’unité 3 (limon argileux gris-bleu contenant de nombreuses coquilles de mollusques) surmonte l’unité 4/5. Latéralement elle se pince et se confond avec les unités 2/1 pour former l’unité 3/2/1 qui recouvre l’ensemble des surfaces fouillées. Les derniers apports sédimentaires (US 1 et US 0) sont communs au paléochenal et à la montille.

18Le remplissage du paléochenal se fait donc en trois étapes : la première correspond à une sédimentation détritique (argiles et sables gris), la seconde à une sédimentation organique (argiles organiques et argiles tourbeuses), la troisième à un retour de la sédimentation détritique avec une baisse des conditions hydrodynamiques vers le sommet de la séquence (US As, Scg, Las, 5, 4, 3, 2). Les derniers apports sédimentaires, interprétés comme de limons de débordement (US 1 et US 0) nivellent la topographie du fond de vallée et recouvrent à la fois la montille et le paléochenal comblé.

3.2 - Les données archéologiques

19Le site de Thourotte (fig. 2) a livré 6834 vestiges lithiques, fauniques, céramiques et végétaux (bois, charbons et coques). Ces artefacts se répartissent principalement sur le secteur A dans des niveaux de faible sédimentation qui témoignent de palimpsestes. Ils attestent de plusieurs périodes allant du Mésolithique à l’âge du Fer. Le mobilier lithique est largement majoritaire ; il peut être attribué aux périodes mésolithique et néolithique. Les matières premières exploitées sont locales, issues principalement des horizons campanien et thanétien comportant des silex noirs à craie blanche.

20Le Mésolithique est attesté par quelques armatures (segments et bord abattu) caractéristiques d’un Mésolithique moyen (Gob, 1985 ; Ducrocq, 2009) auquel pourrait s’ajouter une production importante de petites lamelles utilisées brutes et produites à partir de nucleus sur tranche à front cintré qui restent difficile à dater.

21Le Néolithique ancien est illustré par la présence de tessons de céramique et de quelques lames débitées à la percussion indirecte (Bostyn et al., 2012). Le Néolithique moyen est avéré par la découverte de tessons de céramique, un groupe de bi-troncatures (Manolakakis & Garmond, 2011) et une hache taillée. Les nucleus de ces productions n’ont pas été retrouvés. Le Néolithique récent-final est représenté par quelques armatures dont une pointe foliacée et une pointe à ailerons et pédoncule (Renard, 2010 ; Manolakakis & Garmond, 2011). Les nucleus de ces productions n’ont également pas été retrouvés sur le site. Le secteur Bt a livré deux seuls éléments lithiques : un micro-éclat en silex et un fragment de percuteur en grès. Ce dernier a été fabriqué à partir d’un grès fin qui a subi des effets thermiques. Malgré sa fragmentation, il présente quelques traces de piquetage dues à la percussion sur un bord arrondi (Barracand dir., 2014). Le fragment pèse 208 g mais sa morphologie laisse à penser qu’il devait peser initialement 3 à 4 fois plus. Enfin, le secteur A témoigne également de la présence d’un trou de poteau et d’une fosse pleine de charbons dont la datation radiocarbone (tab. 2) les attribue au Néolithique récent-final.

22La Protohistoire est illustrée par un niveau de sol, des vases brisés sur place et deux trous de poteaux datant de la transition Néolithique final-âge du Bronze, découverts lors du diagnostic, en dehors de la zone fouillée (Raynaud, 2011). Le début de l’âge du Fer est représenté par des tessons de céramique, mis au jour lors du diagnostic mais un foyer du secteur A est également daté par radiocarbone de cette période (Hallstatt).

23Les périodes plus récentes ont aussi été observées lors du décapage des niveaux supérieurs au travers de quelques tessons de céramiques caractéristiques des périodes antiques et médiévales. D’autres vestiges et un fossé mis au jour lors du diagnostic témoignent d’une occupation gallo-romaine (nombreuses tuiles et quelques fragments de sigillée et tegulae).

3.3 - Les données polliniques

24Les deux échantillons, issus du niveau de base du Log 17 (argile grise oxydée), ont livré des stocks polliniques principalement anté-Quaternaire et un palynofaciès constitué de débris hyalins et opaques. L’analyse a, de ce fait, été arrêtée au stade du diagnostic. Elle révèle, néanmoins, la présence de feuillus (Corylus, Quercus, Tilia, Alnus) aux côtés du pin. Les autres prélèvements ont témoigné d’une bonne conservation des stocks polliniques et d’une diversité satisfaisante, qui a permis d’établir une liste floristique de 60 taxons (tab. 3).

25Les cortèges polliniques (fig. 4) sont tous guidés par l’aulne (Alnus) devant le chêne (Quercus) ou le noisetier (Corylus). Le tilleul (Tilia), l’orme (Ulmus), le pin (Pinus), le bouleau (Betula) ou le frêne (Fraxinus) interviennent ensuite. Le saule (Salix), l’érable (Acer), l’if (Taxus) et les différents arbustes (Rhamnus, Viburnum, Vitis, Hedera, Rosacées) sont plus discrets et souvent sporadiques. La strate herbacée est dominée par les Cyperaceae ou les Poaceae mais les Apiaceae et Sparganium jouent un rôle notable. Les Brassicaceae, Potamogeton et le cortège rudéral (Plantago lanceolata, Plantago sp., Artemisia, Rumex, Urticaceae, Chenopodiaceae, Rubiaceae, Brassicaceae, Caryophyllaceae) connaissent un développement plus ponctuel. Quelques modifications des assemblages permettent de subdiviser la séquence en quatre sous-zones.

26La première (1a) couvre la base de l’unité Ao que ce soit sur le Log 16 (211 cm) ou le Log 17 (267 et 262 cm). Le noisetier y est un peu plus abondant que le chêne tandis que les arbustes et l’if sont effacés. Au sein des herbacées, les aquatiques (Polygonum persicaria, Lythrum, Menyanthes, Koenigia, Alisma, Sagittaria, Lemna, Sparganium, Potamogeton, Nuphar, Nymphaea) sont assez étendues alors que les amphibies (Veronica, Filipendula, Scrofulariaceae, Lamiaceae, Rosaceae, Liliaceae, Ranunculaceae, Cannabis-Humulus) sont plus discrètes. Le palynofaciès est principalement composé de matière organique amorphe alors que les débris opaques (pour partie des micro-charbons) sont peu développés.

27La seconde sous-zone (1b) correspond aux deux niveaux sus-jacents du Log 17 (257 et 251 cm = sommet de Ao et base de At). Ils témoignent d’un léger repli du noisetier et de l’orme au profit du chêne. L’érable, l’if et les arbustes sont également mieux perçus. La progression des potamots (Potamogeton) à 257 cm est suivie de celle des Cyperaceae et des amphibies (principalement les Apiaceae) à 251 cm. Le palynofaciès reste principalement composé de matière organique amorphe.

28La sous-zone 1c se marque de 245 à 235 cm (At et base de As). Le pollen d’arbres marque un retrait, principalement lié à la baisse de l’aulne. La courbe du chêne est irrégulière tandis que celles du noisetier, de l’orme et du tilleul sont légèrement régressives. Le frêne et l’if disparaissent. En revanche, le pin, le bouleau, le saule et les arbustes connaissent une petite progression. Au sein des herbacées, les Cyperaceae sont prédominantes avec les Apiaceae, rattachées au cortège amphibie alors que les aquatiques déclinent. L’apparition de Cerealia type (céréale) s’accompagne d’une hausse notable du cortège rudéral. Les micro-charbons et autres débris opaques augmentent considérablement au sein du palynofaciès.

29La dernière sous-zone correspond au niveau sommital du Log 17 (231 cm = As). Elle s’individualise par une reprise des ligneux (pin, noisetier, chêne, orme, tilleul, aulne). Les herbacées voient disparaitre les céréales, régresser les poacées, les amphibies et les aquatiques mais se maintenir les cypéracées et les rudérales. Le palynofaciès comprend toujours de nombreux débris opaques mais les micro-débris végétaux sont plus nombreux. Dans cet échantillon, le matériel sporo-pollinique est corrodé et les concentrations sont plus faibles.

3.4 - Les bois

30Le cortège taxonomique des 82 bois gorgés d’eau étudiés est composé du chêne feuillage caduc (Quercus f. c. : 25 restes), de l’aulne (Alnus glutinosa : 21 fragments), du noisetier (Corylus avellana : 13 restes), de l’orme (Ulmus minor/ laevis : 11 fragments), du merisier (Prunus avium : 9 restes), du nerprun purgatif (Rhamnus cathartica : 2 bois) ainsi que d’un fragment de Pomoideae (tab. 3).

31Les variations des âges pour un même diamètre (analyse dendrologique) montrent que les taux de croissance sont assez fluctuants. Les cernes moyens pour le chêne sont de 1,41 mm tandis que la croissance annuelle des bois de noisetier, d’orme et d’aulne apparait être moins restreinte à partir de 15 ans.

32Une grande partie des bois étudiés correspond à la définition de branches et branchages qui désignent des bois qui ne dépassent pas quelques centimètres de diamètre (Dietrich & Lecomte-Schmitt, 2010). En effet, les calibres des bois de noisetier et de merisier sont inférieurs à 5 cm tandis que les diamètres maximaux des fragments d’aulne sont d’environ 5 cm (avec l’écorce). Un fragment d’orme a un diamètre de près de 6 cm, la série de cernes s’achève au sein de l’aubier. Le diamètre maximal enregistré pour le chêne est d’environ 9 cm, l’écorce n’a pas été conservée.

33Des moelles excentrées, caractéristiques du bois de branche et des nœuds (départ de branche englobé dans le bois) ont été observés en nombre important pour les bois d’aulne, d’orme, de noisetier et de merisier. Le maximum de l’excentrement a été observé chez le chêne où le triple du rayon minimal a été mesuré.

34Parmi les 82 bois étudiés, 23 comprennent des sections entièrement conservées qui permettent d’établir leur âge. Ceux-ci s’étalent de 2 à 32 ans (fig. 5). Si un groupe semble se détacher entre 8 et 10 ans, les âges restent néanmoins variables. Les noisetiers ont plutôt entre 2 et 6 ans et les aulnes entre 3 et 24 ans.

35Les séries de cernes s’achèvent sur du bois initial juste avant l’écorce pour deux bois de chêne et un branchage d’orme. Si la distinction entre le bois initial et le bois final reste délicate pour les bois dit « diffus » ou « semi-poreux », il apparait néanmoins que trois fragments d’aulne ont une série de cernes s’achevant également au niveau du bois initial. La saisonnalité de la date de « la mort du système » est donc plutôt le printemps - été.

36Des galeries d’organismes xylophages ont été observées sur l’ensemble des bois de nerprun et de Pomoideae ainsi que sur certains fragments d’aulne (62 %), de merisier (44 %), de noisetier (38 %), d’orme (35 %) et sur un fragment de chêne. Selon Dietrich & Lecomte - Schmitt (2010), les traces d’organismes xylophages à la surface des bois sont significatifs de bois mort.

37Le tronc de chêne, par ailleurs daté par dendrochronologie, a conservé sa moelle et son écorce dans les parties les mieux préservées. Ces éléments permettent de restituer l’intégralité de la croissance de l’arbre, âgé de 180 ans. Le cerne moyen est de 0,62 mm/an ce qui traduit une croissance très lente. D’après l’observation sur le terrain, il semblerait que la position de découverte de l’arbre ne corresponde pas à celle de sa croissance (fig. 6).

3.5 - La faune

38Les restes fauniques du secteur Bt sont peu nombreux (tab. 4) mais sont en revanche extrêmement bien conservés avec une coloration très foncée et des surfaces très lisses. Leur étude a permis de déterminer la présence de deux taxons sauvages , l’aurochs (Bos primigenius) et le cerf (Cervus elaphus).

39L’aurochs domine ce très petit ensemble avec deux fragments d’un tibia proximal, un radius-ulna proximal, ainsi qu’un fragment proximal de côte. La taille et la robustesse de ces os laisse peu de doute quant à l’attribution au taxon sauvage. Les données ostéométriques enregistrées sur le tibia (mesure de la largeur proximale « Bp » ; Von den Driesch, 1976) et leur comparaison avec les données de références (Degerbøl & Fredskild, 1970 ; Van Vuure, 2005), classent cet élément anatomique dans la fourchette des mesures données par les aurochs femelles.

40Le deuxième taxon identifié est le cerf (Cervus elaphus), d’après un calcaneus gauche et une vertèbre thoracique. Le tamisage du sédiment, dans ce secteur, a permis l’identification d’un autre taxon, le brochet (Esox lucius), puisqu’une dent a pu être identifiée. Des os longs appartenant à de la microfaune ont également été ramassés.

41Si aucune trace de découpe n’a pu être observée sur ces ossements, leur origine anthropique semble attestée. C’est le cas au moins du tibia d’aurochs constitué d’un remontage entre deux fragments dont la fracturation est incontestablement d’origine anthropique, comme en témoignent les pans de fractures spiralés très nets, la présence de coches et de points d’impacts bien visibles.

3.6 - Les datations

42Deux datations radiocarbone viennent caler le comblement organique du paléochenal (secteur Bt). Elles ont été effectuées sur une noisette et un tibia d’aurochs, respectivement dégagés à 11,5 et 7 cm sous le sommet du niveau tourbeux (Ao). Ces vestiges ont livré des âges assez proches (tab. 2), compris entre 3356 - 3263 et 3099 - 2917 cal BC (4520 ± 30 BP et 4400 ± 30 BP). Pour l’unité argileuse sus-jacente (As), un âge de 2347 - 2190 / 2182-2141 cal BC (3810 ± 30 BP) a été obtenu sur un tronc de chêne qui affleurait à 29 cm au-dessus du sommet du niveau tourbeux . Par ailleurs, trois autres datations radiocarbone, effectuées dans la zone de plus forte densité de vestiges du site (secteur A), renvoient à la même fourchette d’âge, comprise entre 3352 et 2877 cal BC (tab. 2). Elles ont été réalisées sur des charbons provenant de structures archéologiques (trou de poteau et fosse) et sur un fragment de noisette, issu d’une couche archéologique.

43L’étude dendrochronologique du tronc de chêne (Le Digol et al., 2014), daté par 14C de 3810 ± 30 BP (tab. 2) permet de dégager deux propositions de datation (fig. 6b). La première place le bois entre 2431 et 2252 cal BC sur le référentiel Stuttgart A200 (Becker et al., 1985) et la deuxième le date entre 2169 et 1990 cal BC sur le référentiel UpperSueviabog04 (Billamboz, 1996). Nous retiendrons toutefois la première proposition qui semble plus pertinente d’un point vue statistique (t de Student de 3.5) et visuel. Malgré un nombre important de cernes de recouvrement entre la séquence et la référence allemande, cette datation de 2431 et 2252 cal BC doit rester à l’état de proposition. Il est en effet difficile de la valider définitivement, compte tenu du faible nombre de référentiels disponibles pour ces périodes et des résultats statistiques relativement peu élevés. En outre, la datation d’un unique bois (datation isolée), qui plus est présentant des largeurs de cernes très étroites, ne facilite pas l’opération et nous incite à la prudence.

4 - Interprétation et discussion

4.1 - L’âge du comblement organique du paléochenal

L’uniformité des enregistrements polliniques (fig. 4) souligne leur appartenance à une seule zone pollinique locale. Les grandes étapes de l’histoire de la végétation étant définies dans le Bassin parisien (Leroyer, 1997 ; Leroyer et al., 2011), il apparaît aisé de proposer un calage biostratigraphique à cette palynozone et donc au colmatage organique du paléochenal. En effet, ces dépôts sont dominés par l’aulne devant les composants de la chênaie caducifoliée (Quercus, Ulmus, Tilia, Fraxinus, Acer) et contiennent de l’if (Taxus) mais aucune occurrence de hêtre (Fagus) n’est attestée. Dans le Bassin parisien, l’if apparait à la fin de l’Atlantique récent (zone régionale VII) mais il est surtout perçu au début du Subboréal (zone régionale VIII), période qui correspond également à l’extension de l’aulne dans les fonds de vallées (Leroyer, 2003). Le hêtre apparaît durant la seconde partie du Subboréal mais il reste sporadique jusqu’au début du Subatlantique (zone IX) où il se développe et devient continu (Leroyer et al., 2012). On peut donc penser que l’intégralité du comblement organique du paléochenal de Thourotte s’est déroulée durant la première partie de la zone régionale VIII (Subboréal), Au niveau régional, la zone VIII est calée par vingt-huit datations comprises entre 3612 - 3414 cal BC (4740 ± 70 BP = Beta 102625) et 1363 - 1173 cal BC (3020 ± 60 BP = Beta 145197). Le recours à la modélisation bayésienne a permis de situer le passage des palynozones VII (Atlantique récent) à VIII (Subboréal) entre 3696 et 3509 cal BC (David, 2014) ; calage qui peut être retenu pour la base de la sédimentation tourbeuse. L’attribution palynologique se trouve corroborée par les deux dates ¹⁴C, obtenues dans la couche tourbeuse. Elle est également confortée par les âges dendrochronologique et radiocarbone établis pour le dépôt argilo-sableux sus-jacent (tab. 2), La combinaison de ces différentes approches chronologiques, démarche en plein développement (Lanos & Dufresne, 2012), nous autorise à proposer un calage chronologique pour la sédimentation organique du chenal de Thourotte : elle semble débuter entre 3696 et 3509 cal BC puis se développer durant la première moitié de la palynozone VIII (Subboréal), jusqu’à une date comprise entre 3262 - 2917 et 2431 - 2252 cal BC. La phase organique offre donc une bonne résolution même si nous ne pouvons pas totalement l’appréhender en l’absence de modèle d’âge plus précis. Elle apparait contemporaine du Néolithique récent et de l’étape 1 du Néolithique final, cultures qui sont respectivement enregistrées régionalement entre 3600 et 2900 cal BC puis 2900 à 2550 cal BC (Salanova et al., 2011).

4.2 - L’environnement végétal au début du subboréal

Du fait de sa relative uniformité, le diagramme pollinique de Thourotte témoigne de la présence des mêmes formations végétales sur toute sa durée. Les listes floristiques, établies à partir des deux approches paléobotaniques, s’avèrent très proches même si la diversité est plus réduite au sein des bois (tab. 3). Les informations paléoenvironnementales apportées par les vestiges ligneux, présents dans la seule unité tourbeuse, peuvent donc être élargies à toute la période de comblement organique du paléochenal. Tous les taxons identifiés en xylologie sont enregistrés en palynologie et on peut envisager qu’ils illustrent plus précisément l’environnement local. Bois et pollen évoquent une formation alluviale de fond de vallée, milieu au sein duquel prend encore place actuellement, la commune de Thourotte. L’environnement local apparait dominé par une aulnaie, comme l’attestent à la fois le nombre important de fragments d’Alnus glutinosa parmi les bois déterminés et la prédominance pollinique d’Alnus. À Thourotte, l’aulnaie ne semble pas aussi développée que dans d’autres séquences polliniques contemporaines du Bassin parisien (Leroyer, 1997 , 2003) mais elle concorde avec les valeurs enregistrées pour l’aulne dans les profils de la moyenne vallée de l’Oise à La Croix-Saint-Ouen « Station d’Épuration » (Allenet & Leroyer, 1996) et à Armancourt « La Grande Prée » (Perrière & Leroyer, 2006). La modélisation des données polliniques régionales (David et al., 2012 ; David, 2014) entrainant une forte réduction du rôle joué par l’aulne dans la végétation, il est vraisemblable que la ripisylve soit contingentée aux berges basses du chenal, place qu’y occupe actuellement l’aulne (CRPF nord - Picardie, 2012). Cette formation ripicole ne semble pas homogène et comprend au moins des ormes, des noisetiers et des Pomoïdeae (Rosaceae). Ces essences mésohygrophiles poussent plutôt à mi-berges alors que les nerpruns et merisiers, plus mésophiles, se développeraient en haut de berge (Rameau et al., 1989). Des frênes et des bouleaux, attestés parmi le contenu pollinique, pourraient s’y trouver associés mais n’ayant pas été reconnus parmi les débris ligneux, on peut penser qu’ils étaient implantés à quelque distance du chenal. De même, si la présence d’une chênaie caducifoliée est assurée, il est difficile de discerner sa localisation : elle peut se développer au sein de la plaine alluviale comme sur les versants (Bournerias, 1979). Selon l’étude xylologique, le milieu apparait assez clair avec une croissance radiale des arbres qui semble être moins restreinte après 15 ans. Plus spécifiquement, la croissance du chêne tend à définir un environnement assez ouvert à moyenne concurrence. Ces estimations diffèrent quelque peu des résultats obtenus par Bernard (1998) à La Croix-Saint-Ouen « La station d’épuration », site contemporain, distant d’une vingtaine de kilomètres où l’accroissement annuel des bois apparait très réduit. Le diagramme pollinique conforte l’interprétation xylologique puisqu’il illustre également un paysage moyennement boisé et déjà marqué par les activités humaines. Si la présence d’arbres est attestée dans le fond de vallée, ils laissent, néanmoins, place à des zones colonisées par la végétation herbacée. Celle-ci correspond à une prairie humide où se mêlent Poaceae, Cyperaceae et diverses ubiquistes à connotation amphibie ; formation qui peut éventuellement évoluer en bas-marais sur les berges. Outre l’enregistrement pollinique de cette strate herbacée, la relative ouverture du milieu est également soulignée par les occurrences assez élevées de ligneux héliophiles (noisetiers, bouleaux, ormes). Ces essences de lumière témoignent de boisements très clairs ou de l’existence de clairières qui autorisent leur développement. La présence d’une zone ennoyée est attestée par la reconnaissance de plantes aquatiques mais la lame d’eau y apparaît assez réduite et déjà assez eutrophisée (Lamoureux, 1987 ; Cook, 1990 ; Fare et al., 2001). En effet, le cortège hygrophile est essentiellement composé de potamots et de rubaniers alors que les taxons exigeant une forte épaisseur d’eau claire sont rares (nénuphars) ou absents (myriophylles).

Les résultats de Thourotte s’accordent donc bien avec les données contemporaines de la moyenne vallée de l’Oise que ce soit pour l’anthracologie (Pernaud, 1997) ou la palynologie (Gauthier, 1995 ; Leroyer, 2003, 2006). Ils s’intègrent parfaitement dans l’histoire de la végétation régionale, établie dans une partie légèrement plus méridionale du Bassin parisien (Leroyer, 1997). La première partie du Subboréal (palynozone régionale VIII) s’y caractérise par l’extension systématique de l’aulne dans les fonds de vallées. La chênaie qui se maintient sur les sols mieux drainés voit le tilleul marquer un léger retrait. L’if est régulièrement présent mais toujours avec de faibles occurrences alors que le hêtre n’est perçu que très ponctuellement. Des contextes très proches sont enregistrés un peu plus au Nord (Van Zeist & Van der Spoel-Walvius, 1980 ; Boulen, 2011), dans les Ardennes (Lefèvre et al., 1993), en Normandie (Lespez et al., 2005, 2008, 2010), en Mayenne (Barbier, 1999), en Bretagne (Marguerie, 1992 ; Gaudin, 2004 ; Oillic, 2011) comme dans le bassin aval de la Loire (Cyprien et al., 2004). Les principales différences résident dans la perception du hêtre. Ainsi, Fagus peut apparaître sporadiquement dans certaines séquences (Van Zeist & Van der Spoel-Walvius, 1980 ; Barbier, 1999 ; Cyprien et al., 2004 ; Gaudin, 2004 ; Boulen, 2011 ; Oillic, 2011) alors qu’il est déjà continu dans les Ardennes (Lefèvre et al., 1993). Cet effacement du hêtre en zones de plaines s’oppose à son développement en zones d’altitude. Ainsi, l’expansion de la hêtraie-sapinière est clairement perçue vers 3900 - 3500 cal BC dans le Jura (Richard 1983 ; Richard & Gauthier, 2007) comme dans le Dauphiné (de Beaulieu et al., 1994). Au cœur du Massif central (Juvigné et al., 1988 ; Reille et al., 1992), Fagus s’étend vers 3500 - 3300 cal BC, essor légèrement différé sur le Plateau de Millevaches (Miras, 2004) et dans le Morvan (Jouffroy-Bapicot, 2010) où ses premières occurrences régulières sont enregistrées autour 3100 cal BC et son expansion vers 2600 cal BC. En plaines, le début du Subboréal ne se différencie donc que faiblement de la fin de l’Atlantique récent (Leroyer, 1997 ; Boulen, 2011) alors que ce passage est aisément repérable en montagne du fait de l’extension du hêtre. Cette différence relève vraisemblablement d’une réponse plus rapide des zones d’altitudes aux péjorations qui se succèdent entre 3600 et 3300 cal BC (Magny et al. 2006) et qui génèrent des conditions climatiques plus fraîches et humides, favorables à Fagus.

4.3 - L’exploitation du milieu à la fin du Néolithique

Si la séquence pollinique indique une certaine stabilité environnementale durant la période de sédimentation organique dans le chenal, les subdivisions internes du diagramme illustrent quand même quelques modifications du paysage. Elles semblent principalement liées aux activités humaines (fig. 4).

A la base de la séquence (zone 1a), la relative abondance des noisetiers évoque une reconquête des lieux par ces ligneux héliophiles après une phase d’éclaircie. Celle-ci peut être significative de défrichements qui seraient le fait de groupes de la fin du Néolithique moyen. Si la présence de quelques vestiges de cette période sur la montille (cf 3.2) conforte cette hypothèse, l’ouverture du milieu peut, tout autant, résulter de la phase de creusement antérieure au comblement organique du chenal (cf 3.1). La dynamique de reconquête conduit à une relative densification de la couverture arborée (zone 1b) avec l’essor des chênes et des tilleuls aux côtés des aulnes mais aux dépens des essences de lumière (noisetiers, bouleaux, ormes).

Vers 3000 cal BC (passage zone 1c), le retrait des ligneux conjointement à l’essor des rudérales et à l’apparition du type Cerealia souligne l’installation sur les lieux d’un groupe humain de la fin du Néolithique récent (Salanova et al., 2011). Cette information palynologique se trouve corroborée par la présence de quelques structures (fosse, trou de poteau) et vestiges archéologiques (cf 3.2), dont les datations convergent avec celles du niveau tourbeux (tab. 2). Un groupe de la fin du Néolithique récent semble donc s’être installé sur la montille, occupant un espace protégé des crues. Si les habitants des lieux n’y ont déposé que des traces fugaces, ils ont néanmoins laissé leur empreinte sur le milieu végétal. Ils ont principalement éclairci l’aulnaie, action synchrone de toute installation en fond de vallée depuis le Néolithique moyen (Pernaud et al., 2004 ; Leroyer, 2006 ; Leroyer & Allenet, 2006). Cet éclaircissement de la ripisylve semble conforté par la présence de débris ligneux dans le niveau tourbeux du chenal. Constitués pour la majorité de bois de branches, ils sont d’âges variables même si un groupe de 8 à 10 ans se distingue (fig. 5). L’élagage parait s’être déroulé durant le printemps/été puisque les fragments entiers présentent des séries de cernes s’achevant au niveau du bois initial. Une part de ces branchages correspondant à du bois mort, l’origine anthropique de cet élagage ne peut être totalement assurée : l’absence de trace de travail, la saisonnalité, la variabilité des âges des branches ainsi que les dégradations du bois ne permettent pas d’écarter une origine naturelle (cf 3.4). Les sols libérés par l’éclaircissement de l’aulnaie semblent surtout dévolus aux pâtures comme l’atteste la progression des herbacées de prairies et des rudérales. De fait, les berges du chenal apparaissent suffisamment « praticables » pour être fréquentées par les habitants de la montille. Ils y ont abandonné un percuteur en grès et peut-être le produit de leur(s) chasse(s) dont pourraient témoigner des restes d’aurochs, (dont l’un de 3099-2917 cal BC) et de cerf. Si l’origine anthropique de ces os semble certaine (cf 3.5), leur lien avec les occupations identifiées in situ est difficile à confirmer. Les hommes du Néolithique récent ont aussi exploité les boisements périphériques à la zone humide : chênes, tilleuls et frênes. Si l’utilisation du chêne et du frêne comme combustible est clairement attestée par les données anthracologiques contemporaines du bassin moyen de l’Oise (Pernaud, 1997), l’exploitation de la chênaie semble aussi destinée à libérer des terres pour y pratiquer la céréaliculture. En effet, la perception palynologique du type Cerealia indique leur proximité du chenal (Heim, 1970).

Au sommet du profil (zone 1d), l’abandon des lieux par les hommes du Néolithique récent est clairement relaté par le diagramme pollinique. Les ligneux, et tout particulièrement l’aulne, reprennent leur essor tandis que les zones de prairies reculent et que disparaissent les cultures. La strate herbacée reste, néanmoins, encore rudéralisée. Vers 2431 et 2252 cal BC, le tronc d’arbre, a priori planté dans le chenal (cf 3.4), témoigne d’une croissance en milieu forestier assez dense. S’il peut avoir été importé de massifs plus éloignés, il peut également attester d’une reprise des boisements aux alentours du chenal de Thourotte.

4.4 - Évolution de la plaine alluviale depuis la fin du Pléniglaciaire supérieur

L’étude géophysique couplée aux données de terrain a permis de définir les grandes lignes de l’évolution alluviale de cette portion de la moyenne vallée de l’Oise depuis la fin du Pléniglaciaire supérieur. Le fond de vallée présente des variations de la profondeur d’apparition de la nappe de fond caillouteuse weichselienne qui oscille entre 50 cm et 4 mètres sous la surface topographique actuelle (cf 3.1). Elle est creusée par un paléochenal profond, entièrement comblé de sables limono-argileux de teinte claire (US 7b/US 7a). Ce colmatage a totalement nivelé le fond de vallée, les sables limono-argileux clairs se retrouvant à la même altitude que la nappe graveleuse. Un petit sol alluvial (US 6a), contenant des vestiges mésolithiques, se forme au sommet de ces sables clairs. Nous attribuons donc le creusement et le colmatage du paléochenal à la fin du Pléniglaciaire supérieur et/ou au Tardiglaciaire. En effet, des études réalisées dans d’autres secteurs de la moyenne vallée de l’Oise montrent que la première période du réchauffement interstadiaire tardiglaciaire (première phase du Bølling) voit le passage d’un système à multiples chenaux à un système fluviatile à méandres à faible sinuosité, composé d’un chenal principal et d’un ou plusieurs chenaux secondaires qui peuvent inciser jusqu’à la nappe de fond caillouteuse weichselienne (Pastre et al., 1997, 2001). Après cette première phase d’incision, les écoulements se concentrent dans un chenal principal, laissant les autres à l’abandon (Pastre et al., 2003). Cette évolution est observée dans d’autres vallées de la moitié nord de la France, comme la Somme (Antoine, 1997), la Marne (Leroyer et al., 1997 ; Pastre et al., 2014) ou la Loire (Castanet, 2008).

À Thourotte, une nouvelle phase d’incision fluviatile conduit au recreusement du comblement sablo-limono-argileux tardiglaciaire et à l’installation dans l’ancien lit de la rivière, d’un nouveau paléochenal, plus étroit. Une incision similaire semble s’être produite au nord de la zone fouillée (fig. 2), ce qui aurait conduit à la délimitation au milieu du fond de vallée d’une petite île insubmersible ou montille. En effet, un sol alluvial argilo-limoneux, bien drainé (US 6a), se forme au sommet de la montille. Un ou des groupes mésolithiques s’y sont installés dès le début de l’Holocène. Ce secteur a évolué pendant plusieurs millénaires sans subir de recouvrement sédimentaire, puisque des pièces néolithiques et protohistoriques se retrouvent mélangées aux pièces mésolithiques. La ou les incisions qui dégagent la montille ne sont pas calée(s) chronologiquement. En effet, dans le paléochenal étudié, les sables gris qui moulent les bords de l’incision ne sont pas précisément datés : leur dépôt résulte d’une phase de recrudescence du détritisme placée dans la première moitié de l’Holocène.

Sur les flancs de la montille, le sol alluvial 6a passe latéralement à un sol argileux, plus organique (US 6b) qui contient également des vestiges mésolithiques. Développé sur une surface restreinte, ce sol a évolué pendant plusieurs millénaires à l’air libre, puisqu’il est recouvert par l’US 5 qui s’est mise en place postérieurement au dépôt des argiles organiques reconnues au centre du chenal.

La séquence de comblement du paléochenal ne montre pas d’évolution verticale graduelle des paramètres sédimentologiques et chimiques (tab. 1). Chaque unité fonctionne indépendamment des autres, ce qui met en évidence des phases d’apports ponctuels.

A la base du comblement, les dépôts sableux (US Scg) indiquent une dynamique fluviatile d’énergie moyenne. Le pourcentage cumulé des sables grossiers (200-2000 µm) atteint 12,6 %. Cette unité sédimentaire est moyennement humifère, assez pauvre en carbone organique, biologiquement peu active. Elle pourrait correspondre à un sol de berge, alternant des phases d’ennoiement propices à l’accrétion verticale et des phases d’exondation, propices à la formation d’un petit sol jeune et très immature. Un changement des conditions hydrodynamiques aurait entraîné une nouvelle incision dans la partie centrale du paléo-chenal. Cette phase érosive pourrait être juste antérieure au début de la sédimentation organique et donc dater de la fin Atlantique récent/début Subboréal. Une incision de cette période a déjà été repérée dans le bassin aval de l’Oise (Krier, 2004) et il semble que ce phénomène ne soit pas isolé. Cette période charnière est, en effet, caractérisée par une hausse des niveaux lacustres jurassiens et s’accompagne d’une augmentation des précipitations et d’une baisse de l’insolation estivale (Magny et al., 2011), ce qui se traduit dans les grandes vallées par un regain de l’activité fluviatile. Il se marque par des apports limono-argileux ou sableux dans l’Oise et la Marne (Pastre et al., 2001), des épisodes érosifs plus marqués dans la vallée de la Loire entre 4800 et 3900 cal BC (épisode E5, Castanet, 2008), avec l’arrêt de la tourbification et la réactivation des chenaux secondaires (Arnaud-Fassetta et al., 2010), ou par une phase de creusement dans la vallée de la Seine, au niveau du « Quai Branly », « Bercy » et « l’Île de la Cité » (Chaussé et al., 2008).

À Thourotte, la phase de creusement est suivie d’une période de grand calme hydrodynamique, responsable de la mise en place des argiles organiques (Ao) et tourbeuses (At). Les apports détritiques deviennent inexistants, seule la sédimentation organique est active. Le chenal est alimenté par la nappe phréatique qui circule dans le fond de vallée. Ceci constitue une rupture majeure avec la phase de sédimentation détritique précédente. L’eau est stagnante, la matière organique est fournie par la végétation de la ripisylve et s’accumule dans le fond de chenal. Les conditions stationnelles propices à la dégradation de la matière organique se détériorent, ce qui explique le passage des argiles organiques aux argiles tourbeuses.

La phase de tourbification reconnue à Thourotte apparait plus récente que celle généralement enregistrée dans les grandes vallées du Bassin parisien. Dans celles-ci, la tourbogenèse se développe surtout durant la première moitié de l’Holocène alors que le début du Subboréal correspond plutôt à un regain de l’activité fluviatile (Pastre et al., 2003, 2014). Pour la seule moyenne vallée de l’Oise, une augmentation des apports limono-argileux ou sableux est ainsi observée entre 3778 et 3103 cal BC à Armancourt (Pastre et al., 2001). Cependant, à Lacroix-Saint-Ouen, ce changement est légèrement différé puisque la sédimentation limono-tourbeuse de bas de berge, bien datée par des vestiges du Néolithique récent, ne cède la place à une sédimentation argilo-limoneuse qu’au Néolithique final (Pastre et al., 1997). Dans le bassin de la Marne, la sédimentation organique initiée depuis l’Atlantique ancien peut également perdurer durant le début du Subboréal (Le Jeune et al., 2012). En revanche, dans certains tronçons de la vallée de la Mue en Normandie, des tourbes se forment et se développent sans interruption durant tout le Subboréal et le tout début du Subatlantique (Lespez et al., 2005). C’est également le cas dans la vallée de la Deûle à Houplin-Ancoisne (Deschodt et al., 2004). Il semblerait donc qu’au Subboréal, la diversité des faciès sédimentaires rencontrées dans les différentes vallées ou portion de vallées soit sous le contrôle de facteurs locaux (Deschodt, 2014).

Postérieurement à la phase de tourbification dans le chenal de Thourotte, un nouveau changement des conditions hydrodynamiques provoque la réactivation du paléochenal et la mise en place de dépôts argilo-sableux (US As). Ces argiles sableuses grises, contenant quelques graviers et de nombreux fragments de coquilles témoignent d’une reprise de la sédimentation détritique au détriment de la sédimentation organique. Latéralement, le comblement se poursuit avec le dépôt de l’US Las. La dynamique fluviatile est moins active que lors de la phase détritique précédente. Cette unité n’a pas été retrouvée au centre du chenal. Cette reprise de la dynamique alluviale est postérieure à 2700 cal BC. Elle pourrait être contemporaine de la phase de creusement observée vers 2500 cal BC, un peu plus l’aval à Longueil-Ste-Marie (Pastre et al., 2014), ainsi que le bassin aval de la Marne vers 2600-2500 cal BC (Le Jeune et al., 2012).

Les unités 4/5 viennent ensuite combler presque intégralement la dépression. Ce sont des argiles massives contenant très peu de sables grossiers. Ainsi, les apports se poursuivent mais la compétence hydrologique diminue au fur et à mesure du comblement de la séquence. Les unités 4/5 sont un peu plus humifères, mais toujours biologiquement peu actives, peu carbonatées et riches en fer. Les conditions environnementales évoluent peu par rapport à la mise en place de l’US Las. Le gley observé au sein des unités 4/5 correspond à la stagnation prolongée d’une petite lame d’eau et d’une hydromorphie plus marquée. L’unité 3 marque la fin du comblement du chenal avec des apports très fins et une proportion de sables grossiers très faible. Les apports argilo-sableux, qui fossilisent les argiles tourbeuses du chenal, témoignent d’une reprise du détritisme, qui peut être liée à l’impact de la pression anthropique sur les versants (Pastre et al., 2003). Cette phase, reconnue dans la plupart des grandes vallées septentrionales, débute dans la seconde moitié du Subboréal (Pastre et al., 2001, 2014). Dans le cas de Thourotte, la baisse progressive de la granulométrie des particules déposées (US As à US 3) et de la compétence des écoulements témoigne d’une déconnexion progressive du paléochenal avec le lit mineur actif de l’Oise. La largeur du paléochenal, comparable à celle du lit mineur actif suggère qu’il a fonctionné un certain temps comme un lit principal. Latéralement, ils sont séparés par une bande sablo-graveleuse (zone blanche sur l’image géophysique), interprétée comme la nappe de fond weichselienne. Il semble donc peu probable que l’arrêt du fonctionnement du paléo-chenal soit lié à un déplacement latéral du lit mineur de l’Oise dans le fond de vallée. Nous envisageons plutôt, une morphologie fluviale avec deux bras principaux fonctionnant simultanément pendant le Tardiglaciaire et au moins la première partie de l’Holocène. Nous suggérons également que la formation d’un bouchon alluvial au niveau de la zone de divergence des bras ait pu réduire progressivement les écoulements dans le paléochenal, en les concentrant dans le lit mineur actuel. Cette dynamique de déconnexion de certains bras fluviaux avec les écoulements principaux, liée à la formation de bouchons alluviaux, a été étudiée sur la basse vallée actuelle de l’Ain (Citterio & Piégay, 2000).

Les unités 2/1/0 que l’on observe sur l’intégralité du fond de vallée correspondent à des apports de crue dans une plaine d’inondation proximale. La pédogenèse prend le pas sur la sédimentation indiquant un exhaussement du plancher alluvial et de meilleures conditions de drainage qui favorisent la formation d’un sol alluvial mature. La déconnexion définitive est acquise lorsque le paléochenal est totalement comblé et la microtopographie alluviale nivelée. Seules les argiles limoneuses déposées lors des crues dans la plaine d’inondation (US 2/1/0) viennent exhausser le plancher alluvial et fossiliser l’ensemble des morphologies antérieures que sont la montille et le paléo-chenal, ainsi que les vestiges archéologiques qu’elles recèlent.

5 - Conclusion

À Thourotte, l’étude pluridisciplinaire d’un paléochenal de l’Oise entaillant une montille occupée par des groupes humains successifs, a permis d’une part de comprendre les grandes lignes de l’évolution de la plaine alluviale depuis la fin du Pléistocène supérieur et d’autre part de renseigner de manière très précise le paysage végétal de cette portion de la vallée de l’Oise au cours du Subboréal. Le contexte d’implantation des occupations mésolithiques, néolithiques et protohistoriques a été appréhendé tandis que l’exploitation du milieu par les populations néolithiques a été documentée.

Le fond de vallée est formé de plusieurs corps sédimentaires mis en évidence par l’étude géophysique. Une nappe alluviale caillouteuse, attribuée au Weichselien, est ponctuellement présente à faible profondeur. Elle est creusée par un chenal, dont le remblaiement sablo-limono-argileux, daté de la fin du Pléniglacaiaire supérieur et/ou du Tardiglaciaire, contribue au nivellement de la plaine alluviale. Dans ce comblement s’installe un, voire deux chenaux, dont le creusement dégage une montille au milieu du fond de vallée. Le creusement initial du chenal n’est pas daté avec précision, mais le passage latéral d’un sol alluvial bien drainé sur le haut de la montille à un sol plus organique et moins bien drainé sur son flanc, – tous deux contenant des vestiges mésolithiques – laisse supposer qu’il était déjà en place au début de l’Holocène. L’activité du paléochenal pendant la majeure partie de l’Holocène n’a pas recouvert le sommet de la montille puisque les occupations mésolithiques, néolithiques et protohistoriques sont contenues dans le même sol. Le comblement du paléochenal n’a pu être renseigné que depuis le début du Subboréal. Il est caractérisé par une sédimentation organique vraisemblablement postérieure à une phase d’incision, rapportée hypothétiquement à la transition Atlantique récent/Subboréal. La sédimentation organique se développe durant la première partie du Subboréal avant une reprise du détritisme, au cours de sa deuxième partie. Le comblement du paléochenal se fait ensuite progressivement avec des sédiments de plus en plus fins témoignant d’une baisse de la compétence des écoulements. Compte tenu de la morphologie du fond de vallée, observée sur l’image géophysique, l’hypothèse de la formation d’un bouchon sableux qui aurait réduit les écoulements dans le paléochenal, est privilégiée à celle d’un déplacement latéral. Le paléochenal aurait progressivement fonctionné comme un bras secondaire, puis comme un bras mort avant d’être totalement comblé. Puis, la sédimentation détritique se poursuit avec un exhaussement de la plaine alluviale, un recouvrement du sol contenant les occupations diachroniques sur la montille et un nivellement de la topographie présente au cours de la majeure partie de l’Holocène.

Les analyses palynologiques et xylologiques, réalisées dans les dépôts organiques du chenal, convergent vers la perception d’un milieu moyennement boisé et déjà marqué par les activités humaines. L’environnement local apparait dominé par une prairie humide et une ripisylve avec une chênaie en périphérie. Vers 3000 cal BC, aulnaie et chênaie sont éclaircies et des activités agro-pastorales sont pratiquées, attestant clairement de la présence de groupes humains sur les lieux alors que les vestiges archéologiques du Néolithique récents sont ténus. Il est toutefois possible qu’il y ait eu une autre occupation à proximité mais les habitats de cette période sont mal connus en Picardie (Salanova et al., 2011). L’intérêt des études archéobotaniques de Thourotte réside dans la précision de la perception du paysage végétal durant la première moitié du Subboréal. Les données, conformes à l’histoire de la végétation régionale, montrent également que l’impact anthropique sur le milieu peut être effectif et perceptible localement, même si l’occupation parait de courte durée et/ou de faible densité.

L’étude du paléochenal de Thourotte a donc attesté l’enregistrement des quelques épisodes fluviatiles perçus dans des séquences alluviales issues des grandes vallées du Bassin parisien ; évènements qui répondent généralement à des changements climatiques globaux, pour partie liés aux variations des paramètres orbitaux (Naughton et al., 2007 ; Macklin et al., 2010). La séquence de comblement de Thourotte a également confirmé la variabilité locale des archives sédimentaires, puisque la première partie du Subboréal n’est pas systématiquement caractérisée par une importante phase de sédimentation organique dans les vallées du Bassin parisien. Cette étude illustre la prédominance ponctuelle des facteurs de contrôle locaux (morphologie du fond de vallée, anthropisation) sur les forçages climatiques plus globaux.