Merci à Jennifer Lantoine pour son aide sur le terrain. Merci à Jean Sommé et Pierre Antoine pour leurs remarques constructives. Merci à J.L. Monnier pour la relecture des traductions anglaises.
1Une série de sondages profonds en puits a été réalisée à la pelle mécanique au sud de la ville d’Avion, sur prescription du Service Régional de l’Archéologie du Nord-Pas-de-Calais dans le cadre d’un diagnostic archéologique préventif (recherche d’un éventuel gisement paléolithique) (Deschodt in Lefèvre, 2006). La zone sondée se situe dans la Gohelle, pays crayeux formant un glacis entre le talus bordier de l’Artois et le bas pays du Nord de la France (fig. 1). Le réseau hydrographique est très lâche, constitué de petites rivières dont la plus importante est la Souchez. Celle-ci prend sa source dans l’Artois, traverse la Gohelle et constitue l’extrémité amont du bassin de la Deûle. La région se caractérise par le développement, au pied du plateau artésien, d’un réseau de petits vallons secs. La couverture lœssique est discontinue avec des affleurements crayeux.
2Nos observations ont permis de réaliser deux transects perpendiculaires à un de ces vallons secs élémentaires, vers 50 mètres d’altitude (no2 sur la figure 1), distant d’un peu plus d’1 km des observations de l’ancienne briqueterie de Vimy, en position d’interfluve vers 66 m d’altitude (no1 sur la figure 1).
3Le front d’exploitation de l’ancienne briqueterie, haut d’environ 5 mètres, a été partiellement levé (Sommé, 1975 ; Sommé & Tuffreau, 1976). La coupe (fig. 2) montre une couverture lœssique régulière, épaisse d’environ 4 mètres (1 à 3). Sa base est constituée de limon lité à petites fentes de gel (3) qui recouvre un important hiatus stratigraphique (4) ponctué de grandes fentes de gel (fines, profondes d’environ 1 m et localement denses). Ce niveau érosif plan et régulier tronque l’ensemble des unités sédimentaires sous-jacentes : sables et limons lités (5) en ravines peu profondes (inférieures au mètre) et larges (plusieurs mètres) qui affectent le « sol de Warneton » (5), ce dernier préservé sur quelques mètres au sommet du « sol de Rocourt » (6). Les formations antérieures (7 à 10), entraperçues, témoignent d’un bilan sédimentaire complexe pour le Pléistocène moyen.
Fig. 1 - Localisation
A et B/ cartouches de localisation d’après P.-G. Salvador (université, Lille 1) ; C/ topographie, d’après la carte IGN 1/100000 (mètres Lallemand) ; gris > 100 mètres ; gris foncé > 150 mètres ; D/ croquis du réseau de talweg ; E/ localisation des sondages, topographie en mètres IGN 69, d’après des points cotés du plan d’aménagement et les levés archéologiques ; 1/ briqueterie de Vimy (Sommé, 1975) ; 2/ zone sondée, transects
Fig. 2 - Coupe de la briqueterie de Vimy (localisation : x=635 ; y=297,4 ; z=66 NGF Lallemand)
A (d’après Sommé, 1975 ; figure 79) : Weichselien : 1/lœss de couverture, 2/horizon cryoturbé (Kesselt), 3/formations limoneuses litées, 4/horizon de grandes fentes de gel, 5/sables et limons, avec localement sol de Warneton ; Eemien et Pléistocène moyen : 6/paléosol hydromorphe (sol de Rocourt), 7/sables à structure entrecroisée, 8/limon et paléosol rougeâtre, 9/cailloutis de silex, 10/sable landénien remanié; 11/craie ; B (d’après Sommé & Tuffreau, 1976) : (extraits de la description et de l’interprétation chrono-stratigraphique) 1/horizon humifère, 2/horizon Bt, 3/niveau argileux gris‑verdâtre, réseau de petites fentes, 4/limon jaune-brunâtre, non calcaire ; concrétions calcaires, 5/limon brunâtre légèrement argileux, localement cryoturbé, cailloux épars, réseau de petites fentes (Kesselt), 6/limon jaune-brunâtre, finement lité, nombreuses petites fentes de gel et cryoturbation en partie inférieure, 7/cailloutis de petits silex et ouverture de fentes de gel effilées (péjoration climatique du Pléniglaciaire inférieur), 8/limon brun-grisâtre, légèrement argileux, n’existe que localement (sol de Warneton), 9 et 10/ complexe de formations sableuses et sablo‑limoneuses (début du Weichselien) : 9/limon jaunâtre, 10/lentilles sableuses à stratifications entrecroisées, 11/limon brun-rougeâtre à brunâtre, compact, fendillé (sol interglaciaire eemien), 12/limon grisâtre, argileux, cryoturbé, réseau de fentes de gel, 13/limon doux brun-jaunâtre non lité, poupées et granules de craie, 14/limon doux, brun-jaunâtre, finement lité, poupées et granules de craie, 15/niveaux sablo-limoneux jaune-verdâtre ou grisâtre, 16/limon argileux compact, 17/cailloutis de galets landéniens et silex 18/limon argileux, brun-grisâtre, compact 19/sable landénien altéré 20/craie sénonienne altérée
4A Avion, nous synthétisons l’ensemble des terrains rencontrés au‑dessus du substrat crayeux en 12 grandes unités stratigraphiques (fig. 3).
5La zone sondée est constituée de champs labourés, avec en surface un horizon de limon humifère sombre d’environ 0,3 m d’épaisseur (Ap).
-
Unité 2 : Colluvions récentes
6Sous le labour, deux zones de colluvions ont été observées. La première, dans le talweg, est constituée d’un limon brun à gravier de craie abondant. D’épaisseur métrique, il repose directement sur la craie fragmentée.
7La seconde zone de colluvions, avec une base à environ 0,6 m de profondeur, est moins épaisse mais se développe largement sur le versant exposé à l’est du transect 2. Ce limon brun issu du remaniement de l’unité 3 comporte quelques éclats métalliques et des surcreusements dus à des trous d’obus. Dans ce cas, les colluvions résultent d’un labourage par les bombardements de la Première Guerre mondiale puis d’un nivellement anthropique lors de la remise en état des terrains.
-
Unité 3 : Horizon Bt du sol de surface
8Le sol brun lessivé actuel (limon brun argileux formant des structures prismatiques décimétriques), se développe sur le lœss sous‑jacent et est d’épaisseur très variable. Il dépasse localement 2 m de profondeur mais se réduit en général à environ 1 mètre d’épaisseur.
-
Unité 4 : Limon jaunâtre décalcifié sous l’unité 3
9De nombreux sondages montrent un front de décarbonatation plus bas que la base de l’horizon Bt. Le phénomène se développe au dépend de l’unité 5 sous un horizon Bt mince ou, avec une ampleur un peu plus importante, dans une légère dépression vers le bas du versant (SP6 où le front de décarbonatation dépasse 3,5 m de profondeur, transect 1, fig. 3). Ce limon décalcifié peut garder la trace de réseaux de polygones ou de petits horizons de gley, mieux perçus dans l’unité 5.
10Aucun autre phénomène macroscopique d’illuviation ou de lessivage associé n’a été perçu.
-
Unité 5 : Lœss calcaire homogène
11Un lœss clair, jaunâtre et calcaire couvre le versant exposé à l’est, avec épisodiquement des graviers de craie ou des horizons gleyifiés grisâtres qui sont souvent (mais non systématiquement) associés à un réseau de polygones. Jusqu’à trois horizons ont été distingués (SP 26 et 27). L’unité 5 est localement très épaisse et homogène. Le sondage le plus élevé (SP18, non utilisé pour la construction des transects) a traversé une forte épaisseur de lœss avec seulement un léger horizon gleyifié vers 6,5 m de profondeur. Seul le sondage SP1 a rencontré un horizon à langues (sol strié, coloration brune) vers 2,5 m de profondeur.
12A l’échelle du transect, les graviers de craie inclus dans l’unité 5 sont plus abondants en sommet du versant ou en position d’interfluve, associés à des réseaux de petits polygones : sondages SP14 à 16. En outre, dans ces derniers, ils se situent en partie supérieure de l’unité.
-
Unité 6 : Limon lœssique calcaire lité
13De nombreux sondages montrent un lœss discrètement lité, en particulier sur le transect 2. Dans le sondage SP19, en position d’interfluve, il est enrichi en graviers de craie (6B sur la figure 3). Il est probable que l’unité 6 ait une extension plus importante mais que de mauvaises conditions d’observation (en particulier sur le transect 1) aient gêné sa perception (au profit de l’unité 5).
-
Unité 7 : Limons non calcaires en lits épais, postérieurs à 8
14Quelques sondages situés vers le haut du versant exposé à l’est montrent une unité stratigraphique originale :
157A) Dans les sondages SP2 et SP28, il s’agit de lits limoneux épais (de l’ordre de 10 cm), orangés, non calcaires, mais en alternance avec des lits très calcaires incluant des graviers et des petits blocs de craie, à peine émoussés.
167B) Dans une position topographique proche, le SP29 a rencontré des lits de limon non calcaire orangé. Le faciès est comparable à 7A mais est dépourvu de tout passage calcaire.
-
Unité 8 : Limon orangé non carbonaté et structuré
17Un limon orangé avec une structure aux agrégats légèrement arrondis est présent sur l’interfluve ouest (SP13, 16, 17, 29). Il est non calcaire ou très faiblement carbonaté (néoformation de carbonates provenant de l’unité 5 sus‑jacente). Il est susceptible d’avoir une extension plus importante mais est difficile à identifier en l’absence de l’unité 11 qui le distingue nettement de l’unité 12.
-
Unité 9 : Limon non calcaire en lits fins, antérieur à 8
18Le SP17 a rencontré sous l’unité 8 et sur l’unité 11, un limon finement lité brun orangé non calcaire. Par son faciès et par sa position stratigraphique, 9 se distingue nettement de l’unité 7.
19l’unité 5. Un dépôt similaire se trouve isolé dans le SP3, à une altitude comparable.
-
Unité 11 : Horizons de sol fortement structurés
20La partie la plus élevée de l’interfluve ouest (au-dessus de 55 m) présente une succession d’horizons gris sombres, gris clairs puis gris bruns, avec une structure lamellaire fine, bien marquée, à revêtement limoneux clair. Le complexe formé par ces horizons a été clairement observé dans les sondages SP16, SP17 et SP19.
-
Unité 12 : Limon argileux orangé, structuré, sous l’unité 11
21En l’absence d’observations fines des coupes, la limite inférieure de l’unité 11 peut être difficile à établir et nous avons interprété comme unité 12 le passage à un sédiment plus compact, plus orangé, avec des agrégats plus massifs. Celle-ci a été observée sur l’interfluve ouest, recouvrant la craie à la topographie irrégulière (le contact est souligné par une zone peu épaisse d’argile brune avec manganèse).
22Quand les horizons gris supérieurs de l’unité 11 sont absents du sondage, il est également difficile de séparer clairement en sondages les unités 10 et 12 (transect 1).
23Enfin, nous associons à l’unité 12 un limon argileux rougeâtre (de coloration plus vive que l’horizon profond du sol actuel) avec quelques lits de sable et des galets de silex à cortex verdi rencontrés dans le sondage SP20, sur le versant opposé.
Fig. 3 - Transects du vallon sec
A/ transects détaillés. Unités stratigraphiques 1 à 12 : voir texte ; B/ transect 2 simplifié (Pléistocène et substrat crayeux)
24La séquence limoneuse sur l’interfluve ouest correspond à un bilan sédimentaire fréquent pour le Pléistocène supérieur régional (Antoine, 2002 ; Antoine et al., 2003), avec du bas vers le haut (fig. 3 et 4) :
-
le sol interglaciaire eemien (unité 12) ;
-
le « sol gris forestier » développé sur colluvions (partie inférieure de l’unité 11) puis le « sol gris steppique » (partie supérieure de l’unité 11), attribuable au Début Glaciaire Weichselien ;
-
une formation limoneuse litée (unité 9) attribuable au Pléniglaciaire inférieur ;
-
le sol interstadiaire du Pléniglaciaire moyen (unité 10)
-
le lœss lité (unité 6) ou homogène (unité 5) attribuable au Pléniglaciaire supérieur.
-
Unité 10 : Graviers de craie roulés
25Les sondages SP6 à 8, 22 et 23 ont rencontré un dépôt de gravier roulé, lité, meuble, avec un peu de matrice sableuse, directement sur la craie fragmentée. L’unité présente un pendage net inverse à la pente du versant et s’épaissit rapidement (plus de 1,5 m dans le SP23). L’unité 10 est directement scellée par les lœss de
26L’unité 7A a pour particularité d’être située à mi-versant, à proximité de la remontée du toit de la craie et des formations limoneuses non calcaires qui la scellent (unités 8, 9, 11 et 12). L’unité 7A est interprétée comme remaniement de ces sols, associés au remaniement du substrat crayeux affleurant (probablement par solifluxion). Ce processus permet d’expliquer la calcimétrie contrastée de l’unité (alternance de limon non calcaire et de bandes de craie) et sa coloration rougeâtre (héritée des pédogenèses antérieures). Ce phénomène rappelle les observations épisodiques de remaniement en masse du sol eemien au sein du complexe de sol du Début Glaciaire (Hermies : Antoine et al., 1994). A Avion, même si le sol eemien a probablement été affecté, il n’a pas conservé ses caractéristiques structurales.
27L’unité 7B a vraisemblablement une origine identique à celle de 7A, mais elle est située un peu plus haut et dans un secteur où la craie est masquée. Les remaniements limoneux n’ont pas été enrichis en éléments crayeux.
28Directement scellée par les lœss du Pléniglacaire, l’unité 7 peut être attribuée à la phase d’érosion observée dans le bassin parisien, à la transition Pléniglaciaire moyen/supérieur (Antoine, 2002 ; Antoine et al., 2003 ; Locht et al., 2003). Mais contrairement à la Somme ou à Villiers-Adam (Locht et al., 2003), le dépôt n’est pas finement lité et n’est pas confiné à de grandes ravines descendant du versant. Toutefois la méthode d’observation ne permet pas d’exclure formellement l’existence de telles formes ni un éventuel diachronisme de l’unité 7 : il est possible que la même érosion se soit produite à la transition Début Glaciaire/Pléniglaciaire inférieur. D’ailleurs la coupe de la briqueterie montre clairement une érosion en ravines (fig. 2, no5) qui est attribuable au début du Pléniglaciaire (fig. 5).
Fig. 4 - Transect simplifié et interprétation chrono-stratigraphique (légende dans le texte).
29Sur le versant fossile opposé, le lœss a scellé une unité de graviers de craie roulés, avec une légère matrice sableuse (unité 10) qui repose directement sur la craie fragmentée. Nous l’interprétons comme un épandage fluviatile, témoin d’écoulements compétents, au moins épisodiques, dans le talweg fossile.
30La création du réseau des talwegs aujourd’hui secs ou temporairement actifs dans les parties amonts des bassins versants est attribuée à des environnements périglaciaires favorisant l’écoulement, notamment grâce à la présence d’un pergélisol (Bravard & Petit, 1997). La présence d’alluvions grossières dans ces talwegs est fréquente et des accumulations fluviatiles importantes, sous des dépôts éoliens, ont été maintes fois observées dans des bassins versants proches. Entre autres exemples :
31- A Onnaing, dans le bassin de l’Escaut, des sables entrecroisés avec des rognons de silex se sont accumulés au débouché d’un vallon (Deschodt et al.,1998), sans connexion perçue avec le pédo‑complexe du Début‑glaciaire weichselien, bien développé sur le versant proche
-
En bordure de la vallée de la Deûle, à Seclin et plus au nord à Lambersart, des alluvions – craie et sable à Seclin (Deschodt & Boulen, inédit), sable et graviers d’argile à Lambersart (Deschodt, 1996) – incisent un limon gleyifié attribué Début-glaciaire. Dans les deux cas les formations grossières ont été recouvertes de lœss.
-
Un peu plus au nord, à Poperinge (Belgique), Paepe et Vanhoorne (1967) ont observé des sables entrecroisés (« cross-bedded sands ») datés du début du « Pleniglacial B » (soit du Pléniglaciaire supérieur, Paepe & Sommé, 1970). Ces premières alluvions sont recouvertes d’une couverture limoneuse lœssique qui montre une transition rapide avec toujours des dépôts alluviaux de sable entrecroisés. Cet ensemble, qui témoigne de la persistance d’un écoulement compétent pendant le dépôt de lœss, est recouvert par les sables de couverture de la fin du Pléniglaciaire supérieur et du Tardiglaciaire.
32A Avion, l’unité 10 n’a pu être observée dans toute son extension latérale du fait de la puissance du lœss sus-jacent. Comme à Onnaing, le contact alluvions/lœss est brutal (sans remaniements ou altérations perceptibles) et les relations stratigraphiques entre alluvions et sols weichseliens ne sont pas établies (fig. 4). Le sondage SP3 (fig. 3) a rencontré l’unité 10 à l’ouest du transect 1, dans une position isolée (fig. 3) mais à la même altitude que le sommet du gravier situé le plus à l’est (SP8). Nous l’interprétons comme un dépôt en ravine qui incise l’interfluve.
Fig. 5 - Comparaison Vimy/Avion et interprétation chrono-stratigraphique
33Un essai de synthèse est proposé sur la figure 5. La partie supérieure des séquences ne présente pas de difficulté de corrélation : composée de lœss et de lœss lité, elle peut être attribuée au Pléniglaciaire supérieur.
34A Vimy, deux niveaux d’érosion sont perceptibles :
35- une troncature avec fentes de gels à la base de la séquence lœssique,
36-de petites ravines à remplissage de sable et limon avec relique d’un sol humifère.
37Il est possible que le sol humifère (qui tapisse le fond de la ravine), soit le témoin d’un remaniement en masse, contemporain du développement de la ravine. Quoi qu’il en soit, le comblement lité de la ravine est postérieur au Début-Glaciaire. Il peut être attribué à la transition Début‑Glaciaire/Pléniglaciaire ou au début du Pléniglaciaire inférieur. Le phénomène érosif et sa datation seraient alors très proches de ceux observés à Villiers-Adam (Locht et al., 2003). A Vimy, la présence de ravines en position sommitale d’un interfluve témoigne d’une phase érosive particulièrement intense.
38Aucun équivalent strict n’est observé sur les transects d’Avion ou sous la séquence lœssique :
-
en position d’interfluve et en sommet de versant, une séquence du Début-Glaciaire au Pléniglaciaire moyen est conservée sans érosion majeure perceptible (à l’exception peut-être d’un écoulement fluviatile en ravine soupçonné à travers le SP3) ;
-
une formation litée est issue d’un remaniement du versant (unité 7),
-
une formation fluviatile tapisse le talweg (unité 10).
39Bien que nous ne possédions pas d’évidence de leur contact, nous supposons que les unités 7 (remaniements sur versant) et 10 (dépôts alluviaux dans le talweg) sont contemporains et issues majoritairement de la même phase de déstabilisation. Nous proposons de les associer à la phase de dégradation du pergélisol, à la transition Pléniglaciaire moyen / Pléniglaciaire supérieur, qui précède à Vimy le dépôt de la couverture lœssique sur le niveau érosif à fentes de gel (fig. 5 et 6).
Fig. 6 - Hypothèse de fonctionnement du vallon à la transition Pléniglacaire moyen / supérieur ou au début du Pléniglaciaire supérieur
40Notre interprétation implique que l’essentiel des sédiments grossiers présents sous le lœss dans le fond du talweg fossile date de la transition Pléniglaciaire moyen / Pléniglaciaire supérieur. La présence sur l’interfluve de Vimy de petites ravines (à la transition Début‑Glaciaire / Pléniglaciaire) indique que cette phase d’activité n’est pas unique dans le Weichselien et, qu’au moins à deux reprises, les talwegs aujourd’hui secs ont collecté un ruissellement important en provenance des interfluves. Ces phases d’érosion impliquent des conditions environnementales très particulières susceptibles de générer d’importants écoulements sur de faibles surfaces : climat relativement humide avec une faible couverture végétale, avec peut-être un pergélisol en cours de dégradation impliquant un fort ruissellement ? La répétition de tels événements, bien que probablement courts, a du être déterminante dans la constitution du réseau de talwegs et, par l’introduction d’un important flux solide et liquide, ont probablement eu des répercussions importantes sur les systèmes fluviaux.
41Les transects révèlent sans ambiguïté un dépôt massif de lœss sur le versant exposé à l’est (protégé des vents d’ouest). L’importance du phénomène est telle que le talweg antérieur au dépôt est remblayé (fig. 4) et que le talweg actuel résulte d’une légère incision directement dans la craie, avec un décalage notable vers l’est (environ 200 mètres) et vers le haut (dénivellation de 5 mètres ou plus).
42La dissymétrie marquée de l’enregistrement sédimentaire (opposition versant au vent / sous le vent) se répercute mal sur le profil transversal des talwegs (la dissymétrie du vallon reste modérée). La sédimentation éolienne n’est pas contrebalancée par le recul du versant au vent. Ce phénomène est peut-être dû à l’absence d’évacuation des débris cryoclastiques par des écoulements fluviatiles. Il se traduit par une tendance générale au remblaiement du vallon.
431 - Malgré les discontinuités de sa couverture lœssique, la Gohelle est favorable à la conservation d’enregistrements quaternaires. Des sols du Début-glaciaire et du Pléniglaciaire weichselien sont présents sur les interfluves et le dépôt de lœss du Pléniglaciaire supérieur peut dépasser 7 mètres sur le versant protégé des vents d’ouest.
442 - Le vallon étudié présente un système morpho-sédimentaire original (vraisemblablement généralisable à une partie de la Gohelle) où l’apport massif de lœss n’est pas compensé par le recul du versant crayeux au vent. Il en résulte une tendance au remblaiement et à l’exhaussement du fond du vallon au cours du dernier cycle glaciaire. Le talweg actuel se retrouve décalé vers l’Est et perché sur le versant par rapport à l’incision maximum. La simplicité du réseau actuel découle en partie de l’enfouissement du réseau anté-weichselien sous les lœss pléniglaciaires.
453 - Des formations fluviatiles grossières sont conservées dans le talweg fossilisé par le lœss du Pléniglaciaire supérieur. Par ces caractéristiques morpho-sédimentaires, la Gohelle est favorable à la conservation des dépôts fluviatiles anciens dans les talwegs élémentaires et donc aux études sur les maxima hydrologiques qui ont pu affecter la partie amont des bassins versants au cours du dernier cycle glaciaire. Le dernier événement fluviatile important, lié à une érosion majeure sur le versant, semble pouvoir être attribué à la transition Pléniglaciaire moyen/supérieur. Il a peut-être été précédé d’un phénomène identique à la transition Début-Glaciaire / Pléniglaciaire. Aucun phénomène fluviatile de cette ampleur n’a marqué le talweg depuis le Pléniglaciaire supérieur.
Flux RSS
