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Le gisement paléolithique moyen de la grotte des Cèdres (Var)

 | 
Alban Defleur
, 
Évelyne Crégut-Bonnoure

Chapitre 1. Présentation générale

1 Presentation

Alban Defleur, Lucien Casta et Gérard Onoratini

Résumé

Le pillage du modeste témoin stratigraphique de la grotte des Cèdres (Le Plan‑d’Aups, Var), ménagé par les fouilles de M. Escalon de Fonton réalisées en 1951, a suscité une intervention de sauvetage de la part de A. Defleur en février 1987. Les fouilles ont permis la mise au jour d’un matériel archéologique original étudié par une équipe pluridisciplinaire.

La grotte de dimensions modestes s’ouvre sur le flanc nord de la chaîne de la Sainte‑Baume dans un contexte biogéographique particulièrement original, véritable enclave médio‑européenne dans le domaine méditerranéen. Le témoin situé au fond de la cavité a permis l’observation, sous un niveau sépulcral chalcolithique, d’une séquence stratigraphique de quatre couches pléistocènes séparées par deux encroûtements calcaires.

L’étude sédimentologique a permis de distinguer deux ensembles sédimentaires, le premier (couches II et III) de tendance plutôt froide, le second (couches IV et V) plus tempéré.

Texte intégral

1.1 Cadre physique

1.1.1 Situation

1La grotte des Cèdres se trouve en basse Provence calcaire (fig. 1), dans le « massif » de la Sainte‑Baume. Celui‑ci, principalement localisé dans le département du Var, déborde localement à l’ouest sur celui des Bouches‑du‑Rhône. Ses limites sont assez difficiles à préciser. En effet, à l’ouest et au nord, la vallée de l’Huveaune prolongée par la dépression qu’emprunte actuellement la route reliant Saint‑Zacharie à Brignoles forme une limite franche, le séparant des massifs d’Allauch, du Regagnas et du mont Aurélien. Au sud, la route nationale reliant Marseille à Toulon lui sert de limite. À l’est, on admet généralement que le méridien passant au col des Glacières borne le massif.

FIG. 1 – Localisation de la grotte des Cèdres.

C.B. del. d’ap. A.D./dAf

2Par contre, la « chaîne » de la Sainte‑Baume est plus nettement individualisée (fig. 2). Elle est constituée par une falaise continue, que l’on ne peut franchir que par de rares et pénibles passages, s’étendant d’est en ouest du Baù de Bertagno (1 041 m) jusqu’au pic de Saint-Cassien (1 010 m). Elle s’étire sur plus d’une douzaine de kilomètres, son altitude descend rarement au‑dessous de 1 000 m et culmine à la Croix des Béguines à 1 148 m. À son sommet, la vue circulaire embrasse un immense panorama depuis la mer au sud et à l’ouest jusqu’aux premières chaînes préalpines au nord et nord‑est.

FIG.2 – Localisation de la grotte des Cèdres dans la chaîne de la Sainte‑Baume (vue prise du flanc sud du massif du Régagnas.

Cl. A.D.

3La chaîne est entourée de plusieurs petits massifs annexes : au nord par le massif de la Lare, à l’ouest par ceux du Bassan et du Brigou. Au sud, elle est bordée par le ravin de Saint‑Pons et la dépression de Cuges, à l’est enfin, le pic de Saint‑Cassien domine la dépression marneuse des glaciaires de Fontfrège et les chaînes nord toulonnaises.

4Eléments majeurs du paysage, les hautes falaises, à regard nord, de sa crête sommitale marquent d’un point de vue botanique un brusque et saisissant contraste entre le versant méridional, descendant en pente douce vers Cuges et le bassin du Beausset, franchement méditerranéen, et le versant nord tourné vers le Plan‑d’Aups. Celui‑ci, abrité par une haute falaise verticale urgonienne d’une centaine de mètres de puissance s’élevant au‑dessus d’un plateau aride d’environ 600 m d’altitude, porte une magnifique forêt à affinités médio‑européennes, tranchant étrangement avec la végétation traditionnelle de la région méditerranéenne, et dont l’élément le plus surprenant est constitué par la célèbre hêtraie, objet d’une protection continue et officielle par les religieux, depuis le début du xive s. (19 octobre 1319) et à partir de 1838 par les Eaux et Forêts.

1.1.2 Climat et biogéographie actuels

1.1.2.1 Le climat

5Plusieurs conditions climatiques particulières, locales, nettement différentes du climat général provençal, permettent d’individualiser le flanc nord de la Sainte‑Baume.

Les températures

6C’est essentiellement la combinaison de la pluviométrie et des températures qui constitue les principales composantes du climat. Les courbes thermiques annuelles mettent en évidence l’alternance d’étés chauds (moyenne des maxima du mois le plus chaud = 27,2 °C) et d’hivers relativement froids (moyenne des minima du mois le plus froid = ‒2,5 °C). Pour l’année 1985, l’une des plus froides de ce siècle en basse Provence, si l’on compare les températures minimales mensuelles du Plan‑d’Aups et d’Aubagne (distante de 8 km à vol d’oiseau), on constate d’une part que les températures sont en moyenne inférieures de 10 °C dans le massif de la Sainte‑Baume, d’autre part que ce site, avec ‒24 °C, a bénéficié cette année‑là des températures les plus basses de la région (données du centre météorologique d’Aix‑en‑Provence) (fig. 3). Malgré l’importance de l’alternance gel/dégel (134 jours au Plan‑d’Aups en 1985, contre 44 à Aubagne), l’existence d’une période biologiquement sèche, encadrée par un automne et un printemps humides, permet de classer le climat de la Sainte‑Baume parmi les climats méditerranéens. Cependant, plusieurs paramètres tempèrent cette définition.

FIG.3 – Courbes des températures minimales du Plan‑d’Aups et d’Aubagne pour l’année 1985.

Insolation et humidité

7Grâce à l’ombre portée de la falaise tout au long de l’année, y compris durant l’été, la plus grande partie du flanc nord de la Sainte‑Baume se trouve privée de soleil et ainsi protégée des phénomènes d’évaporation.

Les vents

8Les nuages poussés par les vents dominants de secteur est et sud‑est), amenant généralement les pluies (fig. 4), s’accrochent souvent sur les reliefs pour dévaler sur la forêt par la dépression du Saint‑Pilon. Par ailleurs le Mistral, vent froid et violent de nord‑ouest à peine contrarié par l’orientation est‑ouest du relief, contribue notablement, durant les mois d’hiver et de printemps, à assécher et refroidir l’atmosphère.

FIG. 4 – Carte des vents et hauteurs d’eau amenées sur le massif de la Sainte‑Baume.

M.H. del, d’ap. Delcourt 1960/dAf

9La réunion de conditions naturelles exceptionnelles : ubac le mieux réalisé de toute la Provence, ombre portée de l’escarpement sommital, altitude importante (800 à 1 000 m), a permis le développement ou plus précisément la conservation du biotope hérité de la dernière période glaciaire.

1.1.2.2 Végétation et faune

10En basse Provence, le secteur de la Sainte‑Baume est vraisemblablement celui qui a été le mieux étudié et cartographié par les botanistes (Laurent 1942 ; Molinier 1939 ; 1951 ; Pialot 1951 ; Molinier, Pialot 1952). Ces diverses publications ont montré l’existence pour le versant nord de deux associations végétales principales :
– l’association du Chêne pubescent (Querceto buxetum), et celles qui en dérivent par dégradation, occupant la plus grande partie du versant nord ;
– la hêtraie, où dominent les espèces nordiques avec 63,3 % d’éléments médio‑européens, euro‑sibériens et circumboréaux contre 18,4 % d’éléments méditerranéo‑montagnards qui n’occupent plus, actuellement, que les 138 ha de la forêt domaniale (Molinier 1952).

11Bien que nos connaissances sur la faune en général et en particulier sur les Mammifères de la forêt de la Sainte‑Baume soient limitées, les travaux relatifs aux Oiseaux, aux Insectes (Lépidoptères et Coléoptères principalement) (Monter 1944), et à l’écologie des Oribates (Acariens) (Lions 1972) sont unanimes pour souligner la présence d’espèces franchement septentrionales. Ainsi pour les Oiseaux « toutes les espèces nicheuses de la hêtraie sont issues des faunes originaires des régions septentrionales (types fauniques, paléarctiques, holarctiques, européen et européo‑turkestanien) » (Ramadan‑Jaradi 1975 : 83).

12La stabilité de données microclimatiques exceptionnelles, à laquelle s’ajoute le caractère particulier de sa végétation et de son peuplement faunique, permettent de considérer cette zone comme une enclave médio‑européenne dans la région méditerranéenne.

1.1.3 Cadre géologique

1.1.3.1 Données générales

13La basse Provence occidentale est constituée d’une succession, nord‑sud, de chaînons à structure chevauchante, orientés selon une direction est‑ouest. Ils correspondent pour la plupart à des anticlinaux triasiques et jurassiques, séparés par des cuvettes synclinales ou des plateaux subtabulaires crétacés et tertiaires.

14On y distingue quatre unités structurales, grossièrement allongées est‑ouest, qui se succèdent du sud au nord (fig. 5) :
– l’unité de Bandol, limitée au nord par le chevauchement du Télégraphe et à l’est par celui du Faron ;
– l’unité du Beausset, bornée au nord par le chevauchement sud‑provençal comprenant les chevauchements de l’Etoile et de la Sainte‑Baume ;
– l’unité de l’Arc dont le contact frontal est désigné par le chevauchement nord‑provençal ;
– l’unité de la Durance, en général autochtone, avec cependant quelques déplacements tangentiels limités au nord par l’axe Verdon‑Durance.

FIG. 5 – Schéma structural de la basse Provence (extrait de Rouira 1979).

15La structure provençale résulte de quatre phases principales :
– l’émersion du domaine bauxitique au Crétacé et plus exactement durant la période albo‑cénomanienne ;
– la phase maestrichienne qui est la première manifestation importante d’une activité orogénique dont la phase majeure se situera à l’Éocène ; elle est responsable de la première esquisse de la Sainte‑Baume ;
– la phase bartonienne ou paroxysme des mouvements orogéniques que constitue la phase pyrénéo‑provençale ; les couches du Trias se décollent sur un substrat incliné vers le nord entraînant l’ensemble de la couverture ; celle‑ci dérape selon un processus épiglyptique et se divise en plusieurs écailles qui se chevauchent successivement du sud vers le nord ;
– la phase oligocène diffère de l’Eocène par un changement radical dans l’orientation des dépressions ennoyées ; au lieu de bassins allongés est‑ouest, on a des bassins d’effondrements d’orientation sub‑méridienne.

16L’unité du Beausset, qui nous intéresse plus particulièrement dans cette étude, comprend plusieurs éléments :
– le bassin du Beausset, vaste cuvette synclinale dans laquelle se sont entassées d’épaisses formations périrécifales et deltaïques allant du Campanien à l’Albien ;
– le chevauchement Étoile‑Nerthe ;
– le massif de la Sainte‑Baume.

1.1.3.2 Le massif de la Sainte‑Baume

17Au nord‑ouest du bassin crétacé du Beausset se situe le massif de la Sainte‑Baume, relief le plus accidenté de la basse Provence occidentale. Il correspond à un avant‑pays relativement autochtone, chevauché par une série d’éléments appartenant à une unité allochtone (fig. 6).

FIG. 6 – Coupe de la Sainte‑Baume par le Plan‑d’Aups (extrait de Gouvemet et al. 1979/Masson).

Les unités autochtones (série réduite)

18L’autochtone est représenté par le massif de la Lare et l’unité du Plan‑d’Aups. Dans cette zone, au nord de la chaîne, on observe une lacune stratigraphique qui va généralement de l’Hauterivien au Cénomanien ; elle correspond à l’émersion du domaine bauxitique suivie d’une phase d’érosion : le biseau bauxitique affecte même souvent le Valanginien et le Jurassique supérieur.

191 – Le massif de la Lare est un anticlinal, faillé, de Jurassique supérieur à cœur bathonien calcaire enveloppé d’une auréole de Sénonien. Le pli se termine périclinalement à l’ouest et passe sous l’allochtone. Vers le nord‑est, il se termine par la bande faillée est‑ouest de Notre‑Dame d’Orgon, montrant par place le Crétacé supérieur de sa couverture effondrée. Vers l’est, il s’ennoie sous le Crétacé supérieur de Nans‑les‑Pins.

202 – L’unité du Plan‑d’Aups est essentiellement constituée par des terrains turoniens, coniaciens et santoniens reposant directement au nord sur le Jurassique supérieur et au sud sur l’Aptien. Au Plan‑d’Aups proprement dit, les assises ont une allure monoclinale à faible pendage sud. Au nord, cette régularité est rompue par un accident complexe à fort rejet. Vers l’est, le Plan‑d’Aups se prolonge par la zone tabulaire de Mazaugues où le Crétacé supérieur, marin, repose sur le Jurassique supérieur du Piégu avec intercalation d’une puissante couche de bauxite.

21Dans toute la Sainte‑Baume, le Ligérien (Turonien inférieur) est en lacune. Le Turonien supérieur, peu épais (5 à 10 m), se retrouve dans l’autochtone au toit de la bauxite et dans les écailles de la série renversée. Il a livré Corbula semis‑triata, Trajanella gr. amphora et Hippurites cf. vasseuri. Dans la lithologie, dominent les marnes schisteuses noirâtres à Gastéropodes. Plus à l’est, dans la région des Glacières, s’intercalent des calcaires à entroques, Mélobésiées et Bryozoaires et des grès ferrugineux à débris d’Huîtres qui indiquent des influences marines plus marquées. Le Coniacien est représenté par une barre de calcaire, épaisse de 30 m environ, livrant une faune à Rudistes très caractéristique : Vaccinites giganteus, V. moulinsi, Radiolites sauvagesi var. aqualnimus... Dans le détail, on observe à la base : un niveau de calcaires roux à entroques et Mélobésiées, puis une alternance de biostromes à Rudistes et de calcaires à Foraminifères. Le Santonien atteint sa plus grande épaisseur dans la région de Mazaugues. On y observe une succession de trois barres calcaires à Rudistes, séparées les unes des autres par des grès arkosiques grossiers et des argilites sableuses d’origine deltaïque. Dans la région du Plan‑d’Aups, l’épaisseur des dépôts santoniens diminue : la première barre se biseaute à l’ouest du Grand Saint‑Cassien ; la deuxième barre se termine en biseau au méridien de La Glacière de Pivaut ; la troisième s’amenuise au méridien de La Venelle.

22Sur la bordure méridionale du Plan‑d’Aups, les couches ont été redressées, ployées en synclinal couché, puis cisaillées et déplacées vers le nord par la poussée tangentielle de la masse chevauchante. La série renversée n’est bien visible qu’au sud‑ouest dans le ravin de Saint‑Pons.

Les unités allochtones (série complète)

23L’allochtone se caractérise par la présence d’une série complète et donc non affectée par les lacunes du Crétacé inférieur et moyen.

24Les terrains allochtones constituent essentiellement le flanc sud de la Sainte‑Baume, dans lequel affleurent un Jurassique et un Crétacé en position normale et faisant partie des auréoles les plus septentrionales du bassin du Beausset. L’Hettangien est représenté par des dolomies claires avec des lits d’argiles vertes intercalés et affectés de nombreuses fentes de dessication. L’Hettangien est surmonté par le Lias ou bien directement par le Dogger lorsque le Lias est étiré. Le Lias moyen et supérieur (Aalénien, Toarcien, Pliensbachien supérieur) est constitué par une succession de calcaires à patine rousse, en bancs irréguliers, avec des chailles et quelques lits marneux. Le Dogger (Bathonien + Callovien) est marno‑calcaire avec la présence, dans le Bathonien, de calcaires à Cancellophycus. L’Oxfordien n’est pas représenté et le Kimméridgien est formé de micrites beiges bien stratifiées. Il peut être dolomitique par endroits. Cette série est largement chevauchante sur le para‑autochtone et l’autochtone qu’elle déborde et enveloppe à l’ouest. Vers l’est, au‑delà du petit fossé triasique de Lamanon, la montagne de La Loube montre une disposition analogue.

25A cet allochtone appartiennent également les collines jurassiques de La Roqueforcade et du Vieux‑Nans, qui reposent axialement sur le Crétacé supérieur d’un synclinal plus ou moins faillé, formant un compartiment intermédiaire entre le Plan‑d’Aups et le dôme de la Lare.

Le para‑autochtone

26Il correspond au relief principal du massif de la Sainte‑Baume : la chaîne proprement dite. C’est une série renversée comprenant essentiellement du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur, voire localement du Crétacé supérieur (Santonien). Les faciès sont les mêmes que dans l’autochtone s.s., le biseau d’érosion anté‑bauxitique étant situé ici au‑dessus de l’Albien. Cette série renversée chevauche le Crétacé supérieur du Plan‑d’Aups : le contact anormal, subhorizontal est bien visible sous le pic de Bertagno. La série renversée se retrouve également dans les écailles du Pin de Simon et du Pic des Corbeaux.

27Sur son versant méridional, la série renversée est affectée de troncatures au sein du Barrémien à faciès urgonien qui forme la crête de la Sainte‑Baume, et dans lequel s’ouvre la grotte des Cèdres. L’Urgonien est représenté par un calcaire à patine blanche ; à sa base, on observe des micrites avec des passées de silex, des calcarénites, puis les calcaires à Rudistes constituant l’Urgonien s.s. Les tranches délimitées par les troncatures sont d’autant plus déplacées vers le nord qu’elles sont d’altitude plus élevée.

28Les principales caractéristiques de sa végétation, sa complexité structurale ainsi que la présence de la célèbre grotte, qui est à l’origine du nom du massif (baùmo = grotte en provençal), que la légende désigne comme dernier lieu de retraite de Sainte‑Marie‑Madeleine, terme d’un pèlerinage suivi depuis le haut Moyen Àge, font de la chaîne de la Sainte‑Baume un des hauts lieux écologiques, géologiques et affectifs de la Provence.

1.2 Le site et les fouilles

1.2.1 Le site

29La grotte des Cèdres, également appelée baume Ovale ou baume de Betton, se trouve dans la partie occidentale et sur le flanc nord de la chaîne de la Sainte‑Baume (fig. 7), dans la zone de l’association du Chêne pubescent (Querceto buxetum) où dominent l’If (Taxus baccata), le Houx (llex aquifolium), le Sorbier des oiseleurs (Sorbus aria), le Cormier (Sorbus domestica) et l’Érable champêtre (Acer campestris). Privée de soleil quelle que soit la saison, elle est creusée à la faveur d’une diaclase orientée nord‑sud, en pleine paroi dans les calcaires à Rudistes de l’Urgonien, à la base d’une falaise en gradin de plusieurs dizaines de mètres de puissance. Elle s’ouvre à 825 m d’altitude absolue, à l’intersection du vallon des Cèdres et du vallon de Betton et à 1 800 m au sud‑est du petit village du Plan‑d’Aups (fig. 8, 9).

FIG. 7a, b Vues rapprochées de la grotte des Cèdres.

Cl. A.D.

FIG. 8 – Situation topographique de la grotte des Cèdres.

A.D. del.

FIG. 9 – Coupe selon A‑B de la fig. 8.

D.J. del. d’ap. A.D./dAf

30Son entrée, haute de 5 m et de forme ovale, donne accès à un couloir orienté nord‑sud, de 16 m de long et 2 m de large pour une hauteur moyenne de 3 m, interrompu à mi‑distance par une petite salle de forme rectangulaire (fig. 10, 11). Le tiers nord du gisement, en pente rapide vers l’extérieur, est uniquement constitué par le substrat rocheux.

FIG. 10 – Plan et coupe de la gratte des Cèdres . a témoin.

topographie A. Defleur, A.D. del.

FIG. 11 – Vue du porche de la grotte.

Cl. A.D.

1.2.2 Historique des recherches

31Elle fut découverte et fouillée à la fin du siècle dernier par le préhistorien‑géologue E. Fournier. Malheureusement, il ne subsiste aucune trace de ces premiers travaux, hormis un point sur la carte de localisation des gisements préhistoriques de la région marseillaise qui accompagne une de ses publications, parue au début du siècle (Fournier 1901). Le gisement est ensuite visité par L. Benoit qui y recueille un abondant matériel ; ce dernier ne fut à notre connaissance jamais publié. Par la suite, la grotte dut subir de nombreuses fouilles clandestines et ce n’est qu’en 1952 que, redécouverte par deux révérends pères dominicains L. Ramlot et M.‑J. Steve, elle fit l’objet d’une campagne de fouilles systématiques, entreprise sous la direction de M. Escalon de Fonton. Ces travaux, dont les résultats firent l’objet de plusieurs publications (Escalon de Fonton, Ramlot 1953 ; Charles 1952, 1957), permirent la mise en évidence d’une fosse à incinération du Chalcolithique, creusée dans une assise pléistocène pauvre en industrie lithique mais assez riche en faune bien conservée. Dans la deuxième partie de la grotte, au fond de la cavité, un petit témoin stratigraphique fut ménagé par les fouilleurs.

32C’est en janvier 1984, alors que nous réalisions l’inventaire des gisements préhistoriques situés sur la feuille 1/100 000 de Marseille, dans le cadre de la préparation de l’Atlas préhistorique du Midi méditerranéen (Defleur 1983) que, parmi de nombreux autres gisements, nous avons visité cette grotte pour la première fois. Devant l’état de dégradation du témoin soumis aux déprédations des fouilleurs clandestins, en accord avec la direction des Antiquités préhistoriques de la région Provence‑Alpes‑Côte d’Azur, une intervention d’urgence fut entreprise dès le mois suivant. Les premiers travaux consacrés au niveau de surface consistèrent en un tamisage des déblais des fouilles clandestines. Le matériel archéologique récolté ainsi qu’une datation radiocarbone (LGQ 92 = 4055 ±198 B.P.) confirmèrent l’appartenance de cette partie du remplissage au Chalcolithique. À la suite de cette phase préliminaire de tamisage et de publication du matériel recueilli (Barge‑Mahieu, Defleur 1990), les travaux furent étendus aux niveaux sous‑jacents. Ces travaux furent réalisés en février 1987 avec des moyens très limités (4000 F). Plusieurs étudiants en Préhistoire de l’université Aix‑Marseille I y participèrent.

1.2.3 Problématique générale de la fouille

33Par sa situation géographique, la grotte des Cèdres revêt une importance certaine. En effet, l’inventaire des gisements stratifiés de basse Provence occidentale met en évidence la très faible représentation des sites se rapportant au Pléistocène. En l’état actuel de nos connaissances, en dehors de quelques silex récoltés dans des conditions chronostratigraphiques imprécises, seuls trois autres gisements peuvent être rapportés à une période antérieure au Paléolithique supérieur. Il s’agit de deux sites anciennement connus : la grotte du Tonneau à La Bouilladisse (Bouches‑du‑Rhône) et la grotte de Rigabe à Artigues (Var) (Lumley‑Woodyear 1969), auxquels vient de s’ajouter la séquence moustérienne récemment mise en évidence par les travaux de G. Onoratini dans la grotte de l’Adaouste à Jouques (Bouches‑du‑Rhône) (Defleur et al. 1989b ; à paraître). Les gisements du Pleistocène supérieur récent sont également peu représentés puisque connus seulement par trois sites dont la station du Puits du Plan qui est située sur la commune du Plan‑d’Aups. Les deux autres sont localisés pour l’un, dans le massif de la Sainte‑Victoire (Baùmo Voùtado à Saint‑Antonin‑sur‑Bayon, Bouches‑du‑Rhône) pour l’autre, sur la rive gauche de la Durance (grotte de l’Adaouste; Onoratini, Crégut‑Bonnoure 1992).

34Dans ce contexte, il était nécessaire que tous les moyens soient mis en œuvre pour mener à bien l’étude de ce qui était encore observable de l’assise pléistocène. Ainsi la fouille de ce petit témoin nous offrait la possibilité d’apporter des éléments nouveaux à la connaissance des hommes qui occupèrent la Provence au Pléistocène et de répondre à un certain nombre de questions suscitées et laissées en attente par les anciens travaux.

35Du fait de l’étendue restreinte de la zone qui restait à fouiller et devant les faibles probabilités de découvrir des structures d’habitat, notre problématique s’articulait autour de quelques axes majeurs :
– la nature et la durée de l’occupation humaine de ce gisement mal exposé et d’accès difficile ;
– la nature des assemblages Ethiques et fauniques, avec comme but principal la vérification de la liste faunique proposée par R.‑P. Charles en 1952 qui faisait apparaître des espèces rares dans le Pléistocène de basse Provence ;
– la chronologie du remplissage.

1.3 Stratigraphie et sédimentologie

1.3.1 Les fouilles de 1952

36Elles intéressèrent la zone centrale et le début de la deuxième partie du couloir. Dans la zone centrale étaient redéposés, en désordre, les matériaux remaniés de la deuxième partie du couloir. Une stratigraphie de six couches (numérotées de 1 à 6) fut relevée par les fouilleurs.

37Vers le sud, dans le couloir, ne subsistait en place qu’une fraction du remplissage ancien, constitué par une succession de 10 couches (fig. 12) :

0 – remanié

0

1 – croûte stalagmitique

0,20 m

2 – argile rouge ou jaunâtre

0,24 m

3 – plancher stalagmitique

0,29 m

4 – argile à concrétions calcaires

0,39 m

5 – plancher encroûtant

0,51 m

6 – limons et foyers caillouteux

0,59 m

7 – plancher stalagmitique

0,74 m

8 – argile rouge

0,82 m

9 – plancher stalagmitique

0,97 m

10 – sable à concrétions

1,05 m

substratum rocheux

1,10 m

FIG. 12 – Coupe stratigraphique des fouilles de 1952 (extrait de Escalon de Fonton, Ramlot 1953, in Lumley‑Woodyear 1969/CNRS). A foyer moustérien.

38Dans cette succession, seul le niveau 6 contenait du matériel archéologique. L’industrie Ethique trop pauvre n’avait pu être définie précisément, toutefois l’allure moustéroïde de l’ensemble avait été soulignée. L’étude de la faune avait permis la détermination de onze espèces de grands Mammifères. Cependant, du fait du caractère exceptionnel de certaines d’entre elles (Glouton, Bœuf musqué et Tahr) et de l’association d’espèces sauvages et domestiques, ces déterminations avaient été accueillies avec réserve par les spécialistes (Koby 1956 ; Bonifay 1974‑75 ; Crégut, Guérin 1979 ; Delpech et al. 1983). Le caractère froid et archaïque de la faune avait été noté, mais ne pouvant comparer ces données avec aucun autre gisement local, les fouilleurs conclurent leurs recherches avec prudence : « Il est donc impossible, pour le moment, de connaître avec exactitude la position chronologique de l’industrie moustérienne des couches anciennes de la grotte des Cèdres » (Escalon, Ramlot 1953 : 8).

1.3.2 Les fouilles de 1987

39Situé dans la partie la plus reculée de la galerie et protégé par une volumineuse stalagmite, le remplissage, sous un niveau de surface holocène, se présentait de haut en bas de la façon suivante (fig. 13) :
– couche II : cailloutis à éléments cryoclastiques émoussés, de faible diamètre, à matrice argileuse marron pâle (10 YR/ 7.3), peu abondante, épaisseur 15 à 20 cm ;
– couche III : sédiment argileux marron jaunâtre (10 YR/ 6.4), à rares éléments cryoclastiques, épaisseur 15 cm ;
– encroûtement 1 : niveau induré continu, épaisseur 2 à 3 cm ;
– couche IV : sédiment argileux rouge jaunâtre (5 YR/4.8), épaisseur 10 à 15 cm ;
– encroûtement 2 : niveau induré continu, épaisseur 2 à 3 cm;
– couche V : argile plastique rouge (5 YR/5.6), sans éboulis, épaisseur 25 à 50 cm ;
– substrat urgonien.

FIG. 13 – Coupe stratigraphique de la zone témoin des fouilles de 1987.

A.D. del.

1.3.3 Corrélations stratigraphiques

40Nous venons de voir que la description stratigraphique faite par les premiers fouilleurs est sensiblement différente de celle que nous avons pu observer dans la zone témoin. Or, il apparaît que ces fortes différences, qui pourraient laisser supposer l’existence de deux types de remplissage, s’estompent lorsque l’on considère la situation topographique des zones où furent levées ces deux coupes (fig. 14).

FIG. 14 – Situation topographique des deux coupes levées en 1952 et 1987.

A.D. del.

41En effet, le témoin fouillé lors des travaux récents était protégé par une grosse stalagmite située à hauteur d’une rupture de pente du substrat rocheux, la partie sud plongeant vers le fond de la cavité, la partie nord descendant en pente douce vers l’entrée. Ainsi, les sédiments correspondant à notre témoin furent‑ils piégés entre la stalagmite et le fond de la cavité, alors que ceux qui se trouvaient dans la partie antérieure furent à plusieurs reprises remaniés par les infiltrations provenant du karst, puis redéposés en désordre dans la salle centrale, comme purent l’observer les fouilleurs en 1952. Ainsi, s’expliquerait la faible épaisseur de la couche 6, en regard de notre ensemble supérieur qui est son équivalent. Soulignons qu’il ne fait aucun doute, pour plusieurs raisons, que cette couche 6 correspond effectivement à notre ensemble supérieur :
– décrite comme « limon et foyer caillouteux », elle constituait le seul niveau à éléments cryoclastiques et le seul niveau archéologique de cette zone ;
– la faune et l’industrie sont en tous points identiques à ce que nous avons pu recueillir dans notre ensemble supérieur (couches II/III) ;
– des remontages de faune ont pu être réalisés entre ces deux zones.

42Quant aux couches 1 à 5 des premières fouilles, constituées de planchers stalagmitiques scellant des couches argileuses (fig. 15) qui n’existaient pas dans la zone témoin, elles trouvent leur origine dans les ruissellements qui affectèrent cette partie du remplissage, épargnant la zone que nous avons eu à fouiller.

FIG. 15a, b La zone fouillée en 1987 se trouve derrière la stalagmite : on remarque au premier plan une succession de planchers stalagmitiques inexistants dans la stratigraphie des fouilles de 1987.

Cl. A.D.

43L’étude de ces deux coupes stratigraphiques, réalisées à quelques mètres de distance dans la même galerie, met en évidence un phénomène déjà souligné (Rigaud 1982) : l’extrême difficulté de l’interprétation paléoclimatique et chronologique des variations sédimentologiques des remplissages de grottes lorsque l’observation n’a pas porté sur la totalité du remplissage, celles‑ci pouvant résulter de conditions géo‑morphologiques ou topographiques particulières, comme c’est le cas ici. Les corrélations stratigraphiques entre les deux zones fouillées pourraient alors s’établir comme indiqué sur la figure 16.

FIG. 16 – Corrélations des deux coupes stratigraphiques.

A.D. del.

1.3.4 Sédimentologie

44Il ne nous a pas paru utile de décrire de façon très détaillée les résultats obtenus à partir de ce modeste témoin du remplissage, puisque, comme nous venons de le souligner, des analyses identiques réalisées sur des échantillons prélevés quelques mètres plus au nord auraient donné des résultats différents, susceptibles d’autres interprétations. Seules des observations fines et des corrélations étroites entre plusieurs secteurs de la cavité auraient pu permettre de formuler des hypothèses sur la mise en place des sédiments. Ceci n’étant plus réalisable, nous nous contenterons de décrire les principaux résultats obtenus, en nous tenant aux orientations marquantes des dépôts de la zone témoin.

45A partir des prélèvements effectués dans les quatre couches non indurées, les diverses analyses réalisées (granulométrie, calcimétrie, minéralogie de la fraction argileuse, morphoscopie des quartz) nous ont permis de distinguer deux ensembles, séparés par un encroûtement, correspondant à deux cycles sédimentaires différents (fig. 17).

FIG. 17 – Minéralogie de la fraction fine (<2 µ), calcimétrie et granulométrie des couches II à V.

A.D. del.

1.3.4.1 L’ensemble supérieur (couches II‑III)

46Cet ensemble se caractérise essentiellement par la présence d’un cailloutis cryoclastique calcaire à éléments émoussés, de faibles dimensions et de moins en moins abondant du sommet à la base (78 à 8 %). Les sables sont peu abondants (5 et 11 %) et mal triés. C’est un ensemble fortement carbonaté dans la couche supérieure (41,1%), moins dans le niveau supérieur (11,5 %). La phase argileuse est dominée par les minéraux primaires, illite et chlorite. Les interstratifiés sont absents.

1.3.4.2 L’ensemble de base (couches IV‑V)

47Après une lacune de sédimentation marquée dans le remplissage par un encroûtement continu, un autre ensemble, lui‑même entrecoupé par un encroûtement, est caractérisé par la grande abondance des particules fines et l’absence totale de la fraction grossière. Les sables, plus abondants au sommet que dans la partie inférieure (30,3 et 7,9 %), sont mal triés. Les carbonates régressent du sommet à la base passant de 8,5 à 2,3 %. Les rapports illite/smectite sont inversés par rapport au niveau précédent. La chlorite est moins bien représentée ; on note par contre la représentation d’interstratifiés chlorite/illite et illite/smectite.

1.3.4.3 Analyse sommaire des minéraux argileux

48g. onoratini

49L’analyse de la fraction fine a été réalisée par diffraction des rayons X. Le cortège minéralogique est constitué essentiellement de smectite, d’illite, de kaolinite et de chlorite.

50Cet ensemble composite associant des minéraux d’altération poussée (kaolinites) et des minéraux typiques de milieux peu altérés (chlorites) caractérise un assemblage hérité.

51On remarque que la kaolinite est constante de la base au sommet du profil, alors que l’illite, peu abondante dans les niveaux inférieurs, augmente régulièrement vers le sommet du remplissage. Dans ces niveaux, elle est associée à de la chlorite, assez bien développée, minéral qui n’était représenté qu’à l’état de trace dans les niveaux inférieurs.

52En ce qui concerne les smectites, on constate une abondance inverse de celle de l’illite ; elles sont peu abondantes dans les niveaux supérieurs et largement développées dans l’ensemble inférieur où elles sont associées à deux minéraux interstratifiés (illite/smectite et chlorite/illite). Pour la cristallinité de l’illite, mesurée sur la réflexion 10A sur l’essai glycolé (Chamley 1971), on observe tout au long du profil une augmentation de l’indice depuis la base vers le haut.

1.3.4.4 Granulométrie et morphoscopie de la fraction sablo‑limoneuse

53l. casta

54L’étude granulométrique des fractions sableuses met en évidence la médiocre qualité du triage des grains pour l’ensemble des niveaux. Toutefois on doit noter la présence constante d’un pic se plaçant sensiblement dans l’intervalle 80 µ – 63 µ (fig. 18). Cette caractéristique doit faire penser à la présence d’un apport éolien de type lœssique, donc étranger à l’environnement immédiat de la grotte. Pour valider ou infirmer cette hypothèse, les grains de cette fraction ont été examinés en microscopie de façon à mettre éventuellement en évidence la prépondérance de la morphologie aciculaire ou en bâtonnets caractéristique des grains lœssiques. Les proportions de grains de cette morphologie ne sont pas significatives (fig. 19, nos 1 et 2) sauf à la limite pour les couches IV et V (fig. 19, nos 3 et 4). Cependant on ne doit pas exclure l’origine lœssique de cette fraction, compte tenu de la position géographique très particulière de cette grotte, excluant tout transport et mise en place par l’eau.

FIG. 18 – Indice de fréquence de la fraction sableuse.

Cl. L. Casta/LGQ‑CNRS.

FIG. 191, 2 Fraction granulométrique 80 µ – 63 µ montrant une prédominance des faciès morphoscopiques subsphériques dans les couches II et III (G = x 80) ; 34 Fraction granulométrique 80 p ‒ 63 p montrant une proportion sensible de grains de quartz de faciès allongé (prismatique ou en bâtonnet) dans les couches IV et V, caractéristiques des dépôts de type lœssique (G = x 80) ; 56 Fraction granulométrique 800 p ‒ 500 p des couches II et V montrant des phénomènes d’éolisation d’intensité variable, donnant des surfaces de grains satinées dites « picotées » (G = x 45).

55D’autres arguments militeraient également en faveur de l’origine lœssique de cette composante des sables :
– la présence de minéraux étrangers à l’encaissant de la grotte dans cette fraction granulométrique 80 µ ‒ 63 µ, comme les feldspaths dont l’origine est initialement volcanique ;
– le pic de fréquence granulométrique à 80 p ‒ 63 p bien affirmé dans les couches V et IV correspond justement à un enrichissement en quartz de ces couches. La probabilité pour que la composante sableuse fine de ce remplissage sédimentaire soit d’origine lœssique semble donc importante.

56Pour ce qui concerne les fractions sableuses plus grossières (800 µ ‒ 500 µ), on doit noter que les analyses morphoscopiques font ressortir constamment de fortes proportions de grains « irréguliers‑mats » (85 % ‒ 91 %) indiquant une puissante éolisation de durée relativement courte : le taux de grains de type « rond‑mat » est en effet relativement bas (0 % dans les couches III et IV ; 6 % à 10 % dans les couches II et V), ce qui montre que le phénomène n’a pas duré assez longtemps pour pousser l’usure des grains jusqu’à la morphologie « rond‑mat » (fig. 19, nos 5 et 6). Dans ce cas également, on doit retenir le vent comme agent de transport et de mise en place de ce matériel sédimentaire, mais dans des conditions de transport différentes des sédiments lœssiques, ces derniers étant déplacés en suspension dans l’air sur des distances relativement longues, les sables plus grossiers n’étant justiciables que de phénomènes de « roulage » ou de saltation, à la façon des sables de dunes.

57Enfin, pour écarter le risque de prendre en compte un éventuel matériel quartzique antérieurement façonné et faisant partie du matériel urgonien des roches encaissantes de la grotte, des blocs de calcaire ont été décarbonatés afin d’en retenir la trame quartzeuse. Cet essai s’est révélé négatif, la roche calcaire des parois ne contenant pas de matériel sableux ou limoneux. Seules des argiles en faible quantité ont été récupérées. Leur analyse diffractométrique a montré la présence d’illite, smectite et de kaolinite en faible proportion, c’est‑à‑dire des mêmes composantes de base que les niveaux argileux bien individualisés dans le remplissage de la grotte. On peut noter au passage l’absence de minéraux « transitoires » de type interstratifié bien visibles dans les niveaux argileux. Ceci est un argument supplémentaire montrant le caractère hérité de ces argiles de décalcification qui ont subi des altérations et remaniements après leur mise en place.

1.3.5 Interprétation du remplissage

58g. onoratini, l. casta, a. defleur

1.3.5.1 Les sédiments meubles

59Pour les minéraux argileux hérités dans les sédiments quaternaires, on sait que, lors des épisodes froids et humides, ils conservent leurs caractères et la cristallinité qui était la leur au sein de la roche mère ; par contre, en climat tempéré, ils subissent une dégradation progressive avec début d’hydrolyse. La kaolinite est présente tout au long du profil (environ 20 % de la fraction argileuse). Dans l’ensemble supérieur, les minéraux plus fragiles tels que l’illite et la chlorite sont bien représentés avec une bonne cristallinité, ce qui semble traduire des conditions froides. Dans l’ensemble inférieur, on assiste à une disparition de la chlorite et de l’illite qui semble donner naissance à la smectite par l’intermédiaire d’un interstratifié 10‒14 S. C’est aussi dans ce niveau que la cristallinité de l’illite est la moins bonne. Toutes ces données indiquent que l’on est en présence d’un début d’hydrolyse de la phase détritique argileuse sous climat tempéré. Cette succession d’un ensemble inférieur à tendance tempérée et d’un ensemble supérieur froid est corroborée par les données tirées de la granulométrie globale et de l’analyse des fractions grossières du sédiment qui indiquent :
– l’augmentation importante de la teneur en éboulis des sédiments des couches II et III, lesquels présentent des éléments de morphologie émoussée et une calibration d’environ 2 à 4 cm ;
– la décarbonatation poussée et l’absence totale de cailloutis de l’ensemble inférieur. L’étude granulométrique montre la probable origine lœssique de la composante sableuse fine de ce remplissage.

1.3.5.2 Les encroûtements

60Correspondant à une lacune de sédimentation, ils sont constitués par une induration superficielle des sédiments sous‑jacents. La situation du premier encroûtement dans la stratigraphie vient appuyer les observations résultant de l’étude des sédiments meubles, puisqu’elle renforce la nette coupure établie entre les deux ensembles distingués. Le deuxième, par contre, opère une partition de l’ensemble inférieur en deux sous‑ensembles présentant des caractéristiques analogues.

1.3.6 Conclusion

61A la lumière des données qui précèdent, il est possible de distinguer à l’intérieur du témoin fouillé :
– un ensemble supérieur d’origine cryoclastique, significatif d’une période froide ;
– un ensemble inférieur caractéristique d’une sédimentation par ruissellement sous climat tempéré.

62Privé des arguments paléontologiques qui suivent et à la seule observation du matériel archéologique, l’ensemble supérieur aurait probablement été rapporté à une phase froide du début du Pléistocène supérieur. Seule l’étude des grands Mammifères et des Rongeurs permet d’attribuer à la fin du Pléistocène moyen (sensu Lumley 1976a) l’ensemble constitué par les couches II, III et IV (Defleur et al. 1989a).

63On notera que les profondes différences sédimentologiques observées entre les couches II‑III et IV, que l’on serait en droit d’attribuer à des changements climatiques importants, ne trouvent pas une traduction aussi évidente dans l’analyse paléontologique du matériel de la zone témoin.

64Quant à la couche de base, les données qui sont en notre possession ne permettent pas de la replacer dans la chronologie du Quaternaire.

Table des illustrations

Légende FIG. 1 – Localisation de la grotte des Cèdres.
Crédits C.B. del. d’ap. A.D./dAf
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 40k
Légende FIG.2 – Localisation de la grotte des Cèdres dans la chaîne de la Sainte‑Baume (vue prise du flanc sud du massif du Régagnas.
Crédits Cl. A.D.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 57k
Légende FIG.3 – Courbes des températures minimales du Plan‑d’Aups et d’Aubagne pour l’année 1985.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 18k
Légende FIG. 4 – Carte des vents et hauteurs d’eau amenées sur le massif de la Sainte‑Baume.
Crédits M.H. del, d’ap. Delcourt 1960/dAf
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 15k
Légende FIG. 5 – Schéma structural de la basse Provence (extrait de Rouira 1979).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 152k
Légende FIG. 6 – Coupe de la Sainte‑Baume par le Plan‑d’Aups (extrait de Gouvemet et al. 1979/Masson).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 81k
Légende FIG. 7a, b Vues rapprochées de la grotte des Cèdres.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 79k
Légende FIG. 8 – Situation topographique de la grotte des Cèdres.
Crédits A.D. del.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 104k
Légende FIG. 9 – Coupe selon A‑B de la fig. 8.
Crédits D.J. del. d’ap. A.D./dAf
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 9,0k
Légende FIG. 10 – Plan et coupe de la gratte des Cèdres . a témoin.
Crédits topographie A. Defleur, A.D. del.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 43k
Légende FIG. 11 – Vue du porche de la grotte.
Crédits Cl. A.D.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 53k
Légende FIG. 12 – Coupe stratigraphique des fouilles de 1952 (extrait de Escalon de Fonton, Ramlot 1953, in Lumley‑Woodyear 1969/CNRS). A foyer moustérien.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 42k
Légende FIG. 13 – Coupe stratigraphique de la zone témoin des fouilles de 1987.
Crédits A.D. del.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 60k
Légende FIG. 14 – Situation topographique des deux coupes levées en 1952 et 1987.
Crédits A.D. del.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 33k
Légende FIG. 15a, b La zone fouillée en 1987 se trouve derrière la stalagmite : on remarque au premier plan une succession de planchers stalagmitiques inexistants dans la stratigraphie des fouilles de 1987.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 187k
Légende FIG. 16 – Corrélations des deux coupes stratigraphiques.
Crédits A.D. del.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 63k
Légende FIG. 17 – Minéralogie de la fraction fine (<2 µ), calcimétrie et granulométrie des couches II à V.
Crédits A.D. del.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 74k
Légende FIG. 18 – Indice de fréquence de la fraction sableuse.
Crédits Cl. L. Casta/LGQ‑CNRS.
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Fichier image/jpeg, 50k
Légende FIG. 191, 2 Fraction granulométrique 80 µ – 63 µ montrant une prédominance des faciès morphoscopiques subsphériques dans les couches II et III (G = x 80) ; 34 Fraction granulométrique 80 p ‒ 63 p montrant une proportion sensible de grains de quartz de faciès allongé (prismatique ou en bâtonnet) dans les couches IV et V, caractéristiques des dépôts de type lœssique (G = x 80) ; 56 Fraction granulométrique 800 p ‒ 500 p des couches II et V montrant des phénomènes d’éolisation d’intensité variable, donnant des surfaces de grains satinées dites « picotées » (G = x 45).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/40788/img-19.jpg
Fichier image/jpeg, 346k

Auteurs

Laboratoire de géologie du Quaternaire, faculté des sciences de Luminy, Marseille.

UMR 9948 du CNRS, laboratoire d’anthropologie, faculté de médecine, Marseille.

Le texte et les autres éléments (illustrations, fichiers annexes importés) sont sous Licence OpenEdition Books, sauf mention contraire.

Cette publication numérique est issue d’un traitement automatique par reconnaissance optique de caractères.

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