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La géoarchéologie française au xxie siècle

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Nathalie Carcaud
, 
Gilles Arnaud-Fassetta

Partie II. Les hydrosystèmes fluviaux, entre climat et anthropisation/Section 2. Fluvial hydrosystems, between climate and “anthropogenic processes”

Chapitre V. Quaternaire et géoarchéologie de la Préhistoire

Le modèle de la vallée de la Somme et des régions avoisinantes

Pierre Antoine, Jean-Luc Locht, Nicole Limondin-Lozouët, Patrick Auguste, Jean-Jacques Bahain, Emilie Goval, Jean-Pierre Fagnart, Nick Debenham et Thierry Ducrocq

Texte intégral

Introduction

Contexte géologique et géomorphologique régional

1Le bassin de la Somme est un bassin hydrographique de faible superficie dont le substratum antéquaternaire est constitué par la craie du Crétacé supérieur, roche dans l’ensemble très homogène, présentant une grande porosité et qui constitue l’une des originalités du secteur étudié. Les grandes lignes du réseau hydrographique y sont guidées par des structures tectoniques d’axe NW/SE, comme le synclinal de la Somme. Au cours des périodes glaciaires, la paléo-Somme représentait l’un des principaux affluents du fleuve Manche se jetant dans l’Atlantique plus de 1 000 km à l’Ouest (Gibbard, 1994 ; Lericolais, 1997 ; Gibbard, 2007 ; Fig. 1). Pendant la majeure partie du Quaternaire, avec un niveau marin qui pouvait descendre à-120 m sous le niveau actuel, la zone correspondant aujourd’hui à la moyenne vallée de la Somme (région d’Amiens) était située dans un secteur très en amont de la vallée de la paléo-Somme.

2Les recherches menées ces dernières années sur les formations quaternaires (terrasses fluviales et loess) du bassin de la Somme et sur les interactions entre le peuplement humain et l’évolution de l’environnement se fondent sur l’approche interdisciplinaire des séquences quaternaires et des gisements paléolithiques associés. L’émergence de nouvelles techniques de datation a notamment permis de consolider le cadre géochronologique : Electron Spin Resonnance sur quartz fluviatiles (ESR), ESR/Uranium-Thorium combinées sur émail dentaire (ESR/U-Th), Uranium Thorium sur calcite (U/Th), Thermo luminescence (TL), Optically Stimulated Luminescence (OSL) sur sédiments éoliens, et TL sur silex chauffés archéologiques. Parallèlement, l’interprétation paléo-climatique des séquences pléistocènes contenant des niveaux paléolithiques a pu être affinée sur la base de nouvelles données bioclimatiques (malacologie, palynologie, étude des macro-restes végétaux, des coléoptères et des mammifères) et sédimentologiques obtenues sur les environnements fluviatiles et loessiques [granulométrie, géochimie, analyse isotopique du carbone organique (d13C), susceptibilité magnétique, paléo-pédologie, micromorphologie].

Historique des travaux et contextes de recherche

3Depuis le début des études préhistoriques, la vallée de la Somme est au cœur des problématiques scientifiques portant sur le premier peuplement de l’Europe et sur l’évolution culturelle et paléoanthropologique des premiers habitants de notre continent (Antoine et al., 2003a, 2011). Son importance au niveau archéologique repose en grande partie sur un cadre géologique, chronologique et paléo-environnemental parmi les mieux établis au monde pour le dernier million d’années. La construction de ce cadre, qui se poursuit encore aujourd’hui essentiellement en étroite relation avec l’archéologie de sauvetage, permet d’aborder sur des bases solides l’étude des interactions entre le peuplement paléolithique et les paramètres climatiques et environnementaux depuis plus de 500 ka.

Fig. 1. Système de paléochenaux fluviatiles sous la Manche (d’après Auffret et al., 1982 ; Lericolais, 1997) et extension des loess dans le Nord-Ouest de la France (d’après Antoine et al., 2003).

4À la suite des découvertes de J. Boucher de Perthes (1849, 1864), à l’origine de l’invention du terme « archéo-géologie » pour désigner ce que nous appelons aujourd’hui « géoarchéologie », et de leur « validation » par J. Prestwich (1859), les travaux des pionniers comme J. Ladrière (1890), V. Commont (1909, 1911, 1912), H. Breuil et L. Koslowski (1931) et F. Bordes (1954) ont débouché sur la publication de stratigraphies détaillées et des premiers schémas de synthèse concernant la position des différentes industries paléolithiques au sein des formations quaternaires de la Somme. Les premières recherches véritablement pluridisciplinaires sur le Quaternaire et le Paléolithique du bassin de la Somme ont ensuite été menées par F. Bourdier (1969, 1974) et ses collaborateurs. Ces travaux se sont développés dans les années 1970-1980 avec le lancement d’une campagne de réévaluation des sites acheuléens de la Somme (Dupuis et al., 1977 ; Tuffreau et al., 1981 ; Sommé et al., 1984). Parallèlement, une nouvelle approche géologique et stratigraphique menée par P. Haesaerts et C. Dupuis (1986) a débouché sur une synthèse litho-stratigraphique de l’ensemble du système de terrasses et des premières tentatives de corrélation avec les enregistrements globaux.

5Au début des années 1990, un programme de prospection-sondages dans le bassin de la Somme a permis de renouveler totalement les données morpho-stratigraphiques (Antoine, 1990). Les recherches interdisciplinaires menées depuis ont montré que le système de terrasses de la Somme moyenne représente un modèle de réponse à la cyclicité climatique à grande échelle (cycles de Milankovitch) en contexte de surrection lente (Antoine, 1994 ; Antoine et al., 1998, 2000, 2007).

6Au cours des décennies 1990 et 2000, les recherches ont connu un essor sans précédent en liaison avec la réalisation de grands travaux d’aménagement et le développement rapide de l’archéologie de sauvetage, qui ont entraîné une dynamique de recherche associant l’AFAN-INRAP, le CNRS, l’Université et le Muséum national d’histoire naturelle. Elles ont débouché notamment sur la découverte d’un très grand nombre de sites paléolithiques en place, en particulier pour le Paléolithique moyen en contexte loessique (Antoine et al., 1999 ; Locht, 2002 ; Antoine et al., 2003 a et b ; Locht et al., 2003). Ces résultats, qui constituent actuellement une base de données unique en Europe, notamment pour le dernier cycle climatique (derniers 125 ka), ont permis de retracer l’histoire géologique de la vallée de la Somme au cours du dernier million d’années tout en y replaçant les témoignages archéologiques. Enfin, les recherches menées dans la vallée de la Somme se distinguent par une certaine continuité du suivi scientifique mené par les différents acteurs qui alimentent, sur la longue durée, un corpus de données originales de référence sur le Quaternaire et la Préhistoire de cette vallée.

Approche géo-archéologique des gisements préhistoriques

7Sur la base des travaux menés depuis plus de vingt ans dans le bassin de la Somme et des régions avoisinantes, il est possible de distinguer trois grands types de contextes morpho-sédimentaires dans lesquels s’intègrent les différents gisements préhistoriques (Fig. 2).

Contexte de plateau

8Le bilan sédimentaire présent sur les plateaux est le plus souvent assez médiocre et se caractérise par des processus d’érosion dominants et de faibles taux de sédimentation loessique qui aboutissent à des hiatus importants dans les séquences, réduisant ainsi leur intérêt géo-archéologique. Néanmoins, à la faveur de dolines ou de puits résultant de la dissolution du substratum crayeux lors des périodes interglaciaires (et début-glaciaires), des séquences de loess et de paléosols parfois épaisses (~ 6-8 m) ont permis la préservation de sites paléolithiques (Acheuléen et Paléolithique moyen). Enfin, d’une manière plus marginale, et surtout dans la partie est et sud-est du bassin, un certain nombre de gisements ont été découverts en association avec des buttes résiduelles de sables tertiaires (sables thanétiens). Ces sites, généralement préservés à la surface ou au sein de sables éoliens remobilisés à partir des formations tertiaires directement environnantes, peuvent localement contenir de la grande faune, comme par exemple à Beauvais (Locht, 2004).

Contexte de versant

9Les formations loessiques, qui recouvrent les versants le plus souvent orientés vers le nord-est (vallées dissymétriques et vents dominants de nord-ouest), peuvent atteindre 6 à 8 m d’épaisseur dans le bassin de la Somme et jusqu’à plus de 10-12 m dans l’est du département et le sud du Pas-de-Calais. Elles se sont mises en place essentiellement au cours de la seconde moitié du Saalien (SIM 6) puis surtout pendant le Dernier glaciaire entre ~ 30 et 17 ka. La majorité des sites du Paléolithique moyen a été découverte sur ces versants limoneux en association avec des complexes de sols humifères (sols gris forestiers et sols steppiques) contemporains du Début-glaciaire weichsélien (~ 112-70 ka). Néanmoins, durant ces dernières années, plusieurs opérations d’archéologie préventive ont permis de mettre en évidence des gisements attribuables aux phases les plus récentes du Paléolithique moyen récent préservées dans le complexe de sols du Pléniglaciaire moyen (~ 55-35 ka) et, plus récemment, des occupations humaines du Paléolithique supérieur ancien (~ 33-35 ka), comme celles situées sur le tracé du futur grand canal Seine-Nord-Europe à Havrincourt (Goval et al., 2013).

Fig. 2. Les différents contextes morphosédimentaires des sites préhistoriques du bassin de la Somme.

Contexte luviatile : terrasses, fond de vallée et plaine alluviale

10C’est dans les contextes de terrasses que sont conservés les gisements les plus anciens (Acheuléen) ainsi que quelques sites du Paléolithique moyen ancien (Antoine et al., 2010), en association avec les formations luviatiles carbonatées de texture fines de sommet de séquences alluviales (silts/silts sableux). Les sites les mieux conservés sont souvent associés à des séquences de limons fluviatiles carbonatées ou de tufs calcaires interglaciaires comme c’est le cas à Caours pour le dernier interglaciaire (Éémien).

11En revanche, les formations grossières (graviers et sables), qui représentent l’unité principale des diférentes formations de terrasses, recèlent en général des artéfacts en position secondaire, fortement roulés et remaniés par la dynamique luviatile périglaciaire (chenaux en tresses). C’est dans ces formations qu’ont été récoltés, surtout au début du siècle, les très nombreux bifaces acheuléens patinés et roulés qui peuplent les vitrines de tous les musées de la Préhistoire.

12La séquence de fond de vallée, contemporaine du dernier cycle climatique (Weichsélien-Holocène) a fourni quant à elle de très nombreux sites du Paléolithique inal (Fagnart et Coudret, 2000) du Mésolithique (Ducrocq, 1999 ; Ducrocq et al., 1991) ainsi que quelques occupations néolithiques extrêmement bien conservées par un important développement des tourbes à l’Holocène, qui représente l’une des caractéristiques principales de la vallée de la Somme actuelle. Ces sites se localisent généralement au niveau de la concavité basale qui marque le contact entre le bas de versant et la plaine alluviale (ou un chenal principal). La position de ce contact a évolué en direction du versant tout au long de l’Holocène en raison de la remontée du plan d’eau qui a engendré une sédimentation luviatile organique aggradante et transgressive, en équilibre avec l’aquifère alluvial alimenté par la nappe de la craie (Antoine, 1997).

Les formations fluviatiles du bassin de la Somme, système de terrasses et formations de fond de vallée

Le système de terrasses étagées à couverture loessique : un modèle de réponse aux variations climatiques cycliques quaternaires et contexte des premières occupations humaines (Acheuléen)

13Les recherches menées sur les formations fluviatiles fossiles de la vallée de la Somme ont permis de mettre en évidence l’impact des modifications climatiques cycliques sur la sédimentation et la morphologie fluviatile et, en particulier, celui de grands cycles d’environ 100 ka depuis la fin du Pléistocène inférieur, il y a environ 1 Ma (Antoine et al., 2007). Parallèlement, les résultats de l’approche détaillée des séquences de fond de vallée mises en place au cours des derniers millénaires, au Tardiglaciaire et au début de l’Holocène, ont fourni un modèle fondamental pour l’interprétation des séquences pléistocènes conservées dans les systèmes de terrasses et pour lesquelles les enregistrements sont lacunaires et les points de repère géochronologiques moins précis (Antoine et al., 1997, 2000a, 2003a ; Auguste, 2009 ; Limondin-Lozouet, 2011).

14Ces recherches, qui concernent l’impact des forçages climatiques, tectoniques et eustatiques sur les environnements fluviatiles, permettent de replacer les nombreux gisements du bassin de la Somme et des régions avoisinantes au sein d’un même cadre chronologique à partir duquel il est possible 1) de proposer une histoire détaillée de l’évolution des vallées et 2) d’aborder les relations Homme-milieu (cadre chrono-climatique, paléo-topographie, sources de matière première, etc.). Ces travaux débouchent sur le calage chrono-stratigraphique et la reconstitution du paléo-environnement de nombreuses occupations paléolithiques et mésolithiques préservées dans les séquences alluviales des terrasses et des fonds de vallée. Ils se basent sur une approche stratigraphique des séquences archéologiques complétée par la réalisation de grands transects fondamentaux pour 1) replacer les occupations archéologiques au sein d’un schéma complet d’évolution de la vallée et 2) bâtir un référentiel chrono-stratigraphique régional (Fagnart, 1997 ; Antoine et al., 2003a, 2007).

Les grandes lignes du système de terrasses du Pléistocène

15Le système de terrasses fluviatiles fossiles de la Somme (Fig. 3) est particulièrement bien représenté dans la moyenne vallée entre Amiens et Abbeville où il est constitué par un ensemble de nappes alluviales étagées à couverture limoneuse bien développée (Sommé et al., 1984 ; Haesaerts et Dupuis, 1986 ; Antoine et al., 1998, 2000b, 2007). Dans ce système, chaque nappe alluviale a été définie comme une formation stratigraphique (alluvial formation), caractérisée par son faciès fluviatile, son altitude relative par rapport au creusement maximal de la vallée et délimitée par deux contacts érosifs majeurs : 1) avec le substratum (craie) à la base et 2) à son sommet avec les formations de versant sus-jacentes (Antoine et al., 1990). La cartographie montre que les différentes accumulations de nappes alluviales sont fortement dissymétriques par rapport au tracé de la vallée actuelle et essentiellement localisées au niveau des confluences avec les vallées adjacentes (aggradation préférentielle des dépôts alluviaux graveleux et dynamique de migration latérale du système).

16Ce système de terrasses est constitué par un ensemble de dix nappes alluviales étagées entre + 5/6 m et + 55 m d’altitude relative par rapport à l’incision maximale de la vallée actuelle (Fig. 3). La synthèse des données montre que chaque nappe alluviale correspond au bilan morpho-sédimentaire d’un cycle glaciaire-interglaciaire et se caractérise par la séquence suivante :

  1. Début-glaciaire : dépôts de versant à interstratifications fluviatiles localement conservées à proximité du bord externe de la terrasse (i.e., à proximité du versant).
  2. Pléniglaciaire : graviers et sables fluviatiles grossiers correspondant à un système de chenaux en tresses de type périglaciaire constituant l’essentiel de la formation alluviale. Cette unité graveleuse montre dans plusieurs cas un passage latéral avec des dépôts de versants soliflués caillouteux hétérogènes à matrice argileuse et intègrent de très gros blocs de grès tertiaires (plusieurs tonnes), remaniés à partir des versants par gélifluxion et éventuellement transportés sur des radeaux de glace lors de débâcles. Enfin, les données polliniques obtenues à partir de lentilles à texture argilo-limoneuses inter-stratifiées indiquent un paysage extrêmement ouvert en accord avec la nature périglaciaire des dépôts (Munaut, 1988).
  3. Tardiglaciaire-interglaciaire : limons fluviatiles fins carbonatés de fin de séquence, mis en place dans un système fluviatile à méandres (crues), localement coiffés par de petits sols organiques de plaine alluviale et plus rarement par des dépôts de tufs calcaires lenticulaires. La formation de ces tufs est en lien avec les résurgences, les sources de bas de versant et les chenaux fluviatiles de la vallée, alimentés par les eaux fortement chargées en carbonate de calcium de la nappe phréatique de la craie.

Fig. 3. Le système de terrasses de la moyenne vallée de la Somme : étagement des formations fluviatiles (nappes alluviales), couverture limoneuse (loess et paléosols), datations et localisation des principales cultures paléolithiques (d’après Antoine et al., 2003, 2007). 1 : sol de surface (a : Hz L ; b : hz Bt ; c : Bt en bandes, hz à doublets) ; 2 : loess carbonaté ; 3 : horizon cryoturbé de Nagelbeek ; 4 : loess carbonaté lité à microfentes ; 5 : doublet de gleys de toundra cryoturbé avec loess intermédiaire ; 6 : loess carbonaté ; 7 : gley de toundra cryoturbé/grandes fentes à coin de glace (ice-wedges) ; 8 : sol brun arctique ; 9 : limons sableux ; 10 : gley de toundra ; 11 : sol humifère de type prairie arctique ; 12 : sol brun boréal (8 à 12 : Complexe de sols de Saint-Acheul Villiers-Adam) ; 13 : loess/limons sableux ; 14 : colluvions litées à fentes de gel ; 15 : loess brunâtre ; 16 à 19 : sols steppiques avec unité de loess local non carbonaté interstratifiée (17) ; 20 : sol gris forestier sur colluvions (SS-1) ; 21 : colluvions argileuses/sol gris forestier (16 à 21 : Complexe de sols de Saint-Sauflieu) ; 22 : horizon Bt de sol brun lessivé (Rocourt/Elbeuf 1) ; 23 : loess carbonaté saalien ; 24 : loess carbonaté lité à microfentes d’âge saalien ; 25 : sol humifère steppique [symboles : A : grandes fentes en coin de type ice-wedges (réseau principal à la base de 6) ; B : fentes en coins ; C : chenaux de fusion (thermokarst) ; D : poches de dissolution karstiques affectant le substrat géologique crayeux].

17La sédimentation limoneuse carbonatée de fin de séquence alluviale correspond généralement au début et à la fin des interglaciaires, en liaison avec des périodes d’intensification des crues. L’optimum interglaciaire est enregistré plus localement dans des formations carbonatées construites de type tuf, comme celles de Longpré-les-Corps-Saints, de Caours et de Saint-Acheul (Limondin-Lozouet et Antoine, 2006). Ces dépôts et les occupations humaines associées sont rarement conservés en raison de leur sensibilité au processus d’érosion.

18Ce modèle, en accord avec les données de fond de vallée (1 cycle glaciaire-interglaciaire), nous oblige à souligner l’aspect discontinu de l’enregistrement sédimentaire fluviatile des terrasses. En effet, au niveau d’un cycle glaciaire-interglaciaire donné, le bilan sédimentaire représenté par les différentes unités constituant la séquence alluviale ne représente qu’une durée de quelques milliers d’années et comporte donc des hiatus considérables. D’une manière générale, la synthèse des données (fluviatile/versant) montre que la formation du système de terrasses résulte d’une évolution morpho-sédimentaire cyclique à commande climatique dans un contexte de surrection générale des bordures du Bassin parisien depuis environ 1 Ma. Le bilan global de surrection déduit de ces données, 55 m en 1 Ma, est comparable à celui que l’on peut mettre en évidence dans les vallées de la Seine ou de l’Yonne (Antoine et al., 2007).

19Dans la partie aval du système actuel (Basse-Somme), l’enregistrement, plus lacunaire, est probablement affecté par la tectonique récente (Beun et Broquet, 1980 ; Antoine et al., 2000b) et la géométrie des nappes alluviales reste essentiellement basée sur les données anciennes (Commont 1910, 1911 ; Agache et al., 1963 ; Dupuis et al., 1977). Des témoins alluviaux plus anciens (Pléistocène inférieur : de 1,3 à 1,8 Ma) semblent toutefois être conservés dans cette zone, d’après les datations ESR sur quartz et les données paléo-magnétiques obtenues sur les nappes alluviales du Mont Pillard (altitude relative : + 70 m) et du Bois des Prèles (+ 60 m ; Laurent et al., 1994). Il est probable qu’à cette époque, la morphologie de la vallée était déjà caractérisée par la présence de nappes alluviales de type périglaciaire et d’un écoulement associé à des chenaux en tresses et à un système faiblement incisé et concentré dans le synclinal de la Somme, à proximité de la vallée actuelle. En effet, ces alluvions anciennes, souvent dénommées « graviers des plateaux », ne se rencontrent qu’à une distance relativement faible de la vallée (1 à 2 km) et en contrebas du plateau crayeux (10 à 15 m). En l’absence de données géométriques détaillées, il est encore difficile de décrire précisément la situation au Pléistocène inférieur. Néanmoins, les données obtenues récemment dans la région d’Amiens semblent montrer une accentuation de l’incision entre 0,9 et 1 Ma, avant le début du Pléistocène moyen, comme cela a également été observé dans la vallée de la Seine (Lefèbvre et al., 1994) et dans la plupart des systèmes fluviatiles de l’Europe du NW (Veldkamp et Van den Berg, 1993 ; Bridgland, 2000). Cette situation pourrait résulter d’une accentuation des contrastes climatiques à partir du stade isotopique 22 et/ou d’une accélération de la vitesse de surrection.

Le modèle de la séquence de fond de vallée (dernier cycle glaciaire-interglaciaire) : géo-archéologie des occupations du Paléolithique final au Mésolithique (les « derniers chasseurs »)

20Les recherches interdisciplinaires menées depuis plus de quinze ans sur le fond de la vallée actuelle de la Somme et de ses principaux affluents comme la vallée de la Selle ont permis de décrire et de dater les grandes phases de l’évolution de l’environnement durant le Tardiglaciaire et l’Holocène depuis environ 13 ka et de les mettre en relation avec les variations climatiques globales (Limondin, 1995 ; Antoine, 1997 ; Limondin-Lozouet, 1997 ; Antoine et al., 2000a ; Fagnart et Coudret, 2000 ; Limondin-Lozouet et Antoine, 2001 ; Ponel et al., 2005). Ces travaux ont permis de mettre en évidence une modification progressive de la morphologie des systèmes fluviaux, depuis le système en tresses périglaciaire vers le système à méandres initié au Tardiglaciaire, et fournissent un modèle pour l’interprétation des séquences de terrasses. Les phases principales de cette évolution peuvent se résumer par la succession suivante (les datations sont données en années14C BP non calibrées) :

21– Première amélioration climatique du Tardiglaciaire : oscillation de Bølling (~ 12,6-12,1 ka BP) : cette période est marquée par une incision et l’évolution du système fluvial vers un système de transition à chenaux stables et par le développement de la végétation arbustive à Bouleau et Saule dans un milieu toujours très ouvert. À partir de 12,3 ka BP, la recolonisation progressive du milieu par la végétation est confirmée par l’arrivée de mollusques pionniers puis le développement des malacofaunes et leur rapide diversification. Les cortèges entomologiques indiquent des températures moyennes estivales similaires à l’actuel (15 à 16 ° C). Le Cerf fait sa première apparition régionale depuis le précédent interglaciaire, l’Éémien, il y a 123 ka. Les plus anciennes occupations humaines à Federmesser du bassin de la Somme sont contemporaines de cette phase, il y a environ 12,2 ka BP.

22– Péjoration climatique rapide du Dryas ancien (Dryas II-Older Dryas, ~ 12,1-11,9 ka BP) : cette courte péjoration climatique est marquée par des apports de limons carbonatés dérivés de l’érosion de la craie affleurant sur les versants de la vallée, le recul des taxons arboréens au profit des herbacées (Poacées et Cypéracées), la présence de plusieurs espèces de mollusques boréo-alpins et une baisse générale des effectifs malacologiques.

23– Oscillation d’Allerød (~ 11,9-10,9 ka BP) : au cours de l’oscillation d’Allerød, le climat s’adoucit à nouveau et le système fluvial évolue vers un style à larges méandres. La plaine alluviale est progressivement remblayée par des limons de débordement organiques qui fossilisent les occupations à Federmesser. La végétation se développe avec l’extension du Bouleau puis du Pin. Les malacofaunes et les cortèges de mammifères se diversifient tandis que les assemblages entomologiques restent stables. Les enregistreurs locaux (mollusques et coléoptères) indiquent le développement de milieux ouverts en fond de vallée. Le couvert forestier reste relativement clairsemé et la couverture végétale au sol n’est pas uniformément dense. Parallèlement, une certaine instabilité des versants, marquée par le colluvionnement, et la formation de sols cumuliques en bas de versant persistent. La plus forte intensité de l’occupation humaine dans le fond de vallée est enregistrée au cours de cette période.

24Dernière péjoration climatique du Tardiglaciaire : Dryas récent (Dryas III ; ~ 10,9-10 ka BP) : au Dryas récent, une réactivation importante des processus d’érosion sur les versants (gel-dégel) et une augmentation du rythme et de l’intensité des crues débouchent sur le remblaiement de la vallée par des limons carbonatés. Les malacofaunes révèlent un milieu de marais marqué d’abord par la forte baisse de la diversité des biotopes puis par un épisode de recolonisation malacologique indiquant une nouvelle expansion de la végétation au sol, donc une réduction de la fréquence des crues. Les quelques données polliniques obtenues à la base des remblaiements indiquent une nette régression du Pin et une nouvelle expansion des Poacées, de l’Armoise et d’autres Astéracées. Les Hommes désertent ce milieu trop souvent inondé. La fréquence des occupations humaines en fond de vallée ne redevient effective qu’à fin de cette période d’apports alluviaux répétés, avec les toutes dernières occupations du Paléolithique final (Épi-ahrensbourgien ou Belloisien) calées entre 10,2 et 9,8 ka BP.

25– Début de l’Holocène (Préboréal, ~ 10-9 ka BP) : le réchauffement brutal du Préboréal se traduit par une incision de la Somme qui s’écoule dans un chenal unique à méandres, atteignant alors ses dimensions maximales (~ 100 m ; 5 fois la largeur du chenal actuel dans la vallée de la Selle). Par la suite, le développement de la végétation arborée et des sols provoque une rapide augmentation de l’évapotranspiration qui réduit le bilan hydrique et provoque une baisse importante des écoulements par réduction de la taille des chenaux et remblaiement tourbeux de la majeure partie de la vallée. Cette dynamique débouche sur un assèchement relatif de la plaine d’inondation et sur un important développement des tourbières, entraînant la disparition du système à grands méandres dès la fin du Préboréal, vers 9 ka BP. Ce réchauffement se traduit dans les malacofaunes par un profond changement de la structure des populations ; les espèces de milieux ouverts qui dominaient tout au long du Tardiglaciaire régressent fortement alors que les taxons mésophiles se développent et que les premiers thermophiles apparaissent en petit nombre. Le changement environnemental profond entraîné par l’évolution vers des conditions interglaciaires se répercute fortement sur l’organisation des modes de vie préhistoriques. Les chasseurs de gibier de plaine ouverte du Paléolithique final, dont la production lithique est caractérisée par de grandes lames, cèdent ainsi la place aux groupes de chasseurs-cueilleurs du Mésolithique qui fabriquent des outils à armatures microlithiques plus adaptés à l’exploitation des biotopes forestiers (chasse à l’arc).

Le site paléolithique moyen de Caours : un exemple unique d’occupation paléolithique en contexte interglaciaire (Éémien)

26La séquence de tufs calcaires de Caours a initialement été mentionnée par Léon Auffrère, Henri Breuil et Étienne Patte, dans les années 1950-1960, à partir d’observations effectuées dans une carrière actuellement disparue, qui avait livré, à l’époque, des restes osseux de Cervidés associés à des silex taillés « levalloisiens » (Agache et al., 1963). Très rapidement, F. Bourdier (1969, 1974) y vit un témoin probable de l’interglaciaire Riss-Würm. C’est sur la base de ces trouvailles anciennes que des recherches ont été reprises à Caours dès 2003 par une équipe interdisciplinaire dans le cadre du programme SITEP (Eclipse II INSU-CNRS), permettant ainsi de restituer la stratigraphie complète de la formation, de confirmer son attribution chronologique au dernier interglaciaire, de reconstituer la dynamique paléo-environnementale de cette période et de découvrir plusieurs niveaux paléolithiques associés à des restes de faunes (Antoine et al., 2006). Des opérations de fouilles programmées dirigées par Jean-Luc Locht ont ensuite été menées pendant six ans dans le cadre d’une collaboration CNRS-INRAP.

27La formation de tufs de Caours et les niveaux fluviatiles sous-jacents occupent une surface de plusieurs milliers de mètres carrés à la confluence du Scardon et du ruisseau de Drucat, où elle se développe sur une épaisseur moyenne de 3 à 4 m. Elle constitue un ensemble exceptionnellement bien conservé par rapport aux rares tufs pléistocènes connus dans la vallée de la Somme et dont l’extension se limite généralement à quelques mètres carrés. On peut y observer, le long d’un transect continu de 170 m, une juxtaposition unique de tufs mis en place dans un contexte fluviatile de fond de vallée et de tufs alimentés par l’activité des sources de bas de versant crayeux lors des périodes les plus humides de l’interglaciaire. Les tufs reposent sur une nappe alluviale de type périglaciaire correspondant à l’avant-dernier stade de remblaiement grossier de la vallée (Nappe d’Étouvie ; Fig. 3) à une altitude relative d’environ + 6 m par rapport à l’incision de fond de vallée actuelle et attribuée au stade isotopique marin (MIS) 6 (Saalien). Les résultats des différentes études bioclimatiques (mollusques, grande faune, microfaune, ostracodes, empreintes foliaires) sont extrêmement cohérents et permettent de mettre en évidence la transition entre le dernier stade froid saalien et l’interglaciaire éémien (MIS 5e). L’optimum climatique éémien est ensuite enregistré dans la partie inférieure de la séquence carbonatée, au niveau des petits horizons organiques qui contiennent les vestiges archéologiques. Les variations de la dynamique des sources mises en évidence dans la séquence tuffacée permettent de conclure à une forte instabilité du régime des précipitations pendant l’optimum interglaciaire éémien. L’attribution chrono-stratigraphique de la séquence est largement confirmée par une série de datations U/Th, ESR/U-Thet OSL, qui permet de la situer au cours de l’interglaciaire éémien (MIS 5e) autour de 123 ± 3 ka. La formation carbonatée est recouverte en direction de la vallée par des dépôts de versant et des sols humifères dont la mise en place suit une phase d’érosion majeure qui tronque la partie supérieure des tufs. Le faciès de ces sols et leur position stratigraphique permettent de les rapprocher des complexes humifères du Début-glaciaire weichsélien du bassin de la Somme, attribués aux stades isotopiques 5d à 5a (entre 120 et 70 ka) et à la transition 5a/4 (~ 70 ka).

28À Caours, la synthèse des données recueillies a permis de reconstituer les différentes étapes de la mise en place de la formation tufacée et des modifications géomorphologiques majeures qui l’encadrent : transition glaciaire/interglaciaire à la base, incision et passage aux faciès de versant au sommet (interglaciaire/Début-glaciaire). L’étude de la séquence de versant qui tronque et recouvre la formation de tufs de Caours en direction de la vallée actuelle apporte par ailleurs des éléments fondamentaux concernant les modifications des environnements de vallée et leur réponse à la transition climatique entre l’interglaciaire éémien et le Début-glaciaire weichsélien. L’attribution des unités humifères au Début-glaciaire weichsélien implique que les processus d’incision, responsables de la mise en terrasse de la formation de Caours et du creusement maximum de la vallée actuelle, apparaissent très tôt dans le cycle climatique, dès la fin de l’interglaciaire, comme cela a été proposé auparavant pour le bassin de la Somme par P. Antoine et al. (2000b, 2003a, 2007).

Les séquences loessiques (loess-paléosols) : interactions peuplement-environnement au cours du dernier cycle climatique

29Les recherches récentes permettent de souligner le caractère extrêmement homogène de l’enregistrement pédo-sédimentaire dans le bassin de la Somme et les régions avoisinantes. L’analyse et la corrélation de toutes les séquences montrent en outre une grande cohérence dans la réponse des environnements loessiques aux variations climatiques millénaires qui caractérisent le dernier glaciaire dans l’Ouest de l’Europe (événements rapides de type Dansgaard-Oeschger). Un grand nombre d’horizons repères pédologiques (horizons de sol), sédimentaires (faciès loessiques spécifiques) et/ou périglaciaires (fentes de gel, cryoturbations, thermokarst) peuvent ainsi être suivis au niveau régional voire continental, de la Normandie à l’Europe centrale en passant par l’Allemagne.

30La séquence pédostratigraphique du dernier cycle climatique dans le bassin de la Somme et ses abords sera présentée ici en détail en raison de l’importance des nouvelles données concernant cette période (Fig. 4 ; Antoine et al., 1999, 2003), et de sa valeur de modèle pour l’étude des interactions Homme/environnement (résolution chronologique, précision des données). Malgré les variations d’épaisseur des différentes unités stratigraphiques liées aux différences de contexte géomorphologique et à la localisation des profils par rapport aux sources de matériel éolien, les séquences loessiques de la France septentrionale présentent un bilan pédo-sédimentaire particulièrement constant. Elles contiennent de nombreux horizons marqueurs, pédologiques ou périglaciaires qui permettent de proposer un schéma de corrélation détaillé et d’affiner l’attribution chrono-climatique des différentes occupations humaines qu’elles contiennent ainsi que de les comparer aux autres séquences européennes.

Fig. 4. Séquence pédo-stratigraphique de référence pour la France septentrionale et le bassin de la Somme ; corrélation avec les enregistrements climatiques globaux et localisation des niveaux paléolithiques (d’après Antoine et al., 2003, modifié).

Bilan pédo-sédimentaire du dernier cycle interglaciaire-glaciaire

31La synthèse des observations effectuées sur plus de quatre-vingt séquences couvrant le dernier cycle climatique interglaciaire-glaciaire (Éémien-Weichsélien), comme celles de Saint-Sauflieu ou de Fresnoy-au-Val, permet de dégager cinq phases chrono-climatiques principales (Fig. 4 ; chronologie d’après S.J. Johnsen et al., 2001) :

32A – Dernier interglaciaire (Éémien ; ~ 125-120 ka) : l’interglaciaire éémien est représenté dans tous les profils par un horizon de sol brun lessivé argileux brun à brun-rouge à structure polyédrique à prismatique d’environ un mètre d’épaisseur, correspondant au « limon fendillé » des anciens auteurs (Fig. 4 ; unité 22). Cet horizon est surtout bien préservé en site de plateau, comme dans la briqueterie de Sourdon (Antoine, 1990) où il se caractérise par un pourcentage important (28-30 %) d’argiles par rapport à celui des loess carbonatés (12-15 %) aux dépens desquels il s’est développé. Ce sol, affecté ultérieurement par les alternances gel-dégel au cours du Début-glaciaire weichsélien sur 1 à 1,5 m de profondeur, présente une forte structure polyédrique à lamellaire centimétrique résultant de la ségrégation de lentilles de glace liée à un gel saisonnier profond.

33B – Début-glaciaire (112-72 ka) : après la troncature de l’horizon Bt du sol éémien qui se produit au cours de la première péjoration climatique postérieure à l’interglaciaire (MIS 5d), le bilan pédo-sédimentaire du Début-glaciaire se caractérise par la mise en place d’un complexe de sols humifères particulièrement bien conservé (1,5 à 2,5 m d’épaisseur) en bas de versant. Ce complexe de sols du Début-glaciaire est constitué par la superposition d’un sol présentant un faciès intermédiaire entre un sol interglaciaire et un sol gris forestier (Sol de Bettencourt, Fig. 4, no 21), d’un sol gris forestier typique (SS1, base du Complexe de sols de Saint-Sauflieu, Fig. 4, no 20), et d’une séquence de deux à trois sols steppiques (SS2 à SS3 du Complexe de sols de Saint-Sauflieu ; Antoine et al., 1994). Sa mise en place traduit une nette continentalisation de l’environnement indiquée par le développement de sols construits sur colluvions dans un contexte de forêt boréale à pins et bouleaux (Munaut in Antoine et al., 1994) en deux grandes phases contemporaines d’une baisse importante du niveau marin (supérieure à-20 m) et d’un changement paléogéographique majeur dans le domaine Manche/Mer du Nord (disparition définitive de l’influence océanique). Compte tenu des caractéristiques de ce complexe de sols, le bilan du Début glaciaire a été subdivisé en deux grandes périodes de durée inégales : une phase à sols gris forestier (~ MIS 5a-5d) et une phase à sols steppiques (fin du MIS 5a) :

34B1 – Phase à sols gris forestiers (stades 5c à 5a, 112-70 ka). Elle débute par une première période de colluvionnement au cours du premier stade froid directement postérieur à l’Éémien (MIS 5d vers 112-110 ka). Ces dépôts colluviaux sont ensuite affectés par une pédogenèse (Sol de Bettencourt) qui présente un profil intermédiaire entre celui d’un sol (Bt) interglaciaire et celui d’un sol gris forestier (Bth ; Fig. 4, no 21). Les caractéristiques de cet horizon à illuviations argileuses à limono-argileuses fortement stratifiées, faiblement humiques et à nombreuses traces de bioturbation et logettes d’hibernation de vers de terre traduisent un climat de type tempéré continental à forts contrastes saisonniers, similaire à celui existant aujourd’hui en Europe centrale. Une importante phase d’hydromorphie et de gel saisonnier profond affecte ensuite le sommet de ce sol au moment de la transition MIS 5b/5c (90-88 ka), d’après les datations TL obtenues sur des silex chauffés provenant de sites paléolithiques associés. Cet épisode est suivi par la mise en place de dépôts limoneux colluviaux remaniant les sols sous-jacents et au sein desquels se développe une nouvelle pédogenèse de type sol gris forestier. La formation de ce sol, nettement plus humifère (sol SS1 ; Fig. 4, no 20), traduit une dynamique de sol construit (sols cumuliques) attribuable essentiellement au stade 5a (85-80 ka) (Locht et al., sous presse). Cet horizon est ensuite affecté par un épisode de gel saisonnier profond (1,5 m) puis par une phase d’érosion, au cours de la péjoration climatique très intense qui marque la fin du stade 5a vers 78 ka (stade GS 21 - de GRIP). Cette phase à sols gris forestiers du Début-glaciaire à climat continental contrasté se traduit par un épisode particulièrement intense de dissolution du substratum crayeux (sites de Bettencourt, Fresnoyau-Val et Havrincourt). Ce processus provoque la formation de poches de dissolution localisées pouvant atteindre plus de 3 m de profondeur et dans lesquelles sont piégées les colluvions et différents sols gris forestiers. Cette dynamique, qui semble en lien avec le contexte climatique très spécifique de cette période (i.e., contrastes saisonniers très marqués, fonte nivale printanière, acidité des sols de surface) se termine brutalement avec la mise en place des premiers sols steppiques vers 70 ka.

35B2 – Phase à sols steppiques (fin MIS 5a, 78-70 ka). La seconde phase du complexe se traduit par l’apparition de sols isohumiques steppiques (sans illuviations argileuses). Ces horizons se caractérisent à Saint-Sauflieu par l’extension modérée du Bouleau dans un environnement steppique à Poacées et Astéracées (SS2 et SS3a et b ; Fig. 4, no 19-17-16), dans un environnement plus aride et de plus en plus découvert. Cette partie du complexe se distingue nettement de la précédente par l’apparition des premiers dépôts éoliens (Fig. 4, unités 19 à 16) et traduit une dilatation de la réponse continentale aux oscillations climatiques millénaires qui caractérisent les courbes climatiques du Groenland entre ~ 70 et 75 ka (interstades GIS 19 et 20 de GRIP & GISP II ; Fig. 4). Malheureusement, le manque de précision des datations TL-IRSL ne permet pas actuellement de fournir un calage fin pour ces événements rapides qui, pourtant, s’individualisent nettement dans l’enregistrement continental par des horizons humifères distincts de 20 à 30 cm d’épaisseur. Enfin, la limite supérieure du Début-glaciaire est définie au niveau du contact érosif marquant le sommet du dernier sol steppique. Ce dernier constitue un repère fondamental, identifiable dans toutes les séquences européennes vers 70 ka.

36C – Pléniglaciaire inférieur (~ 70-55 ka) : le Pléniglaciaire inférieur se marque par la mise en place des premiers dépôts de loess typiques homogènes, souvent non carbonatés, dans les coupes du Nord de la France et remaniant des éléments locaux (Fig. 4, no 15). Cette unité, datée aux environs de 65 ± 5 ka dans la vallée du Rhin, où elle est bien mieux représentée, traduit l’apparition de conditions typiquement périglaciaires. Elle constitue un marqueur stratigraphique du début de la sédimentation loessique qui apparaît parallèlement aux premiers pics majeurs de poussière enregistrés dans les carottes de glace du Groenland. À la suite de cette phase particulièrement aride, un épisode érosif intense et probablement très court se matérialise par la mise en place de colluvions litées à nodules de sols, cryoturbations et fentes de gel, qui remanient les niveaux sous-jacents (Fig. 4, no 14). Cette érosion majeure peut localement entraîner la disparition des premiers loess sous-jacents et provoquer un hiatus important au sein de la séquence. Cette unité, dont l’épaisseur maximale peut atteindre 2 à 3 m, représente un niveau-repère pour la partie ancienne du Pléniglaciaire weichsélien, qu’il est possible de situer entre 55 et 50 ka, au tout début du stade isotopique 3 (début du Pléniglaciaire moyen). La mise en place de ces dépôts lités fait suite à une crise érosive extrêmement intense résultant d’une période de dégradation brutale du permafrost lors du réchauffement rapide qui marque probablement le début de l’interstade GIS 16-17 vers 58 ka (thermokarst). Cet événement constitue le marqueur de la transition Pléniglaciaire inférieur/Pléniglaciaire moyen au début du MIS 3 du Nord de la France à l’Allemagne.

37D – Pléniglaciaire moyen/Interpléniglaciaire (~ 55-33 ka) : dans tous les profils de l’Europe de l’Ouest et surtout dans le Nord de la France, le Pléniglaciaire moyen se caractérise par une diminution drastique des apports loessiques typiques. Parallèlement, des sols de type brun-boréal à brun-arctique (Bw) se développent lors des interstades qui caractérisent cette période (GIS 7-8 à 14, Fig. 4). Dans un contexte qui reste néanmoins typiquement périglaciaire, on observe la mise en place de dépôts éoliens peu épais dont la composition atteste une forte composante locale issue du remaniement du substrat géologique, notamment des sables tertiaires dans le Bassin parisien (Fig. 4, no 13). Dans les séquences du Nord de la France, cette période est surtout marquée par le développement d’un sol ou rarement d’un complexe de sols (Complexe de Saint-Acheul-Villiers-Adam) qui correspond globalement à l’ensemble du Pléniglaciaire moyen ou Interpléniglaciaire et à la plus grande partie du MIS 3. Dans la plupart des profils de la Somme et de la Normandie, cette période est représentée par un bilan très pauvre correspondant à un horizon unique polyphasé (Sol de Saint-Acheul). En revanche, dans certains profils particulièrement complets du Val d’Oise (Antoine et al., 2003b ; Locht et al., 2003), pas moins de quatre horizons ont été mis en évidence, qui témoignent de la complexité de la réponse des environnements de versant aux variations climatiques du Pléniglaciaire moyen. On observe ainsi successivement un sol brun boréal, un sol humifère de type prairie arctique, un gley de toundra, des limons sableux lités et un sol brun arctique (Fig. 4, no 12 à 8).

38E – Pléniglaciaire supérieur (~ 30-15 ka) : il est caractérisé par une accélération très marquée de la sédimentation loessique, surtout entre 25 et 20 ka. Après une rupture majeure, soulignée par un réseau de grandes fentes en coin (ice-wedges) aux environs de 30 ka, puis par une importante érosion des versants, il se distingue par le développement de loess carbonatés typiques qui se subdivisent au maximum en trois grandes unités séparées par des horizons repères périglaciaires (gleys de toundra et grandes fentes), dont l’horizon à langues de Nagelbeek daté ~ 22 ka 14C BP (Fig. 4, no 6 à 2). Au sein de ces loess, les travaux récents, notamment sur les malacofaunes ont permis de mettre en évidence une relation directe entre le développement des gleys de toundra et des améliorations climatiques millénaires de type Dansgaard-Oeschger des carottages de glace (Moine et al., 2011). Les observations malacologiques montrent aussi des cortèges particulièrement pauvres comparés à ceux des environnements plus continentaux, comme ceux de la vallée du Rhin, qui traduisent des milieux très peu végétalisés (Moine et al., 2011). Cette faible biomasse végétale est en accord avec la quasi-absence de restes de grands herbivores dans les dépôts de lœss carbonatés du Pléniglaciaire supérieur de la Somme et du Nord de la France. Localement très épais, 4 à 6 m sur les versants sous le vent, en exposition NE à SE, ces loess carbonatés représentent une composante majeure du paysage actuel. Cette couverture loessique carbonatée a été ultérieurement affectée par le sol de surface, dont la formation débute dès le Tardiglaciaire (Van Vliet-Lanoë, 1987), puis fortement érodée au cours des périodes protohistoriques et modernes, en liaison avec l’augmentation de la pression anthropique et le développement de l’agriculture mécanisée. Les produits de cette érosion s’accumulent en bas de versant surtout dans les vallées sèches où leur épaisseur peut atteindre 4 à 5 m. Une partie de ce stock sédimentaire est cependant transférée par remaniement fluviatile dans les vallées, surtout en amont des affluents de la Somme où il remblaie la plaine alluviale, fossilise les milieux tourbeux et provoque l’encaissement des cours d’eau.

Interactions peuplement-environnement : quelques observations et réflexions

39Les données récentes concernant les occupations humaines au cours du dernier cycle interglaciaire-glaciaire montrent une très nette concentration de sites du Paléolithique moyen récent au cours du Début-glaciaire weichsélien (Fig. 4) et plus précisément pendant la phase de pédogénèse à sols gris forestiers (sous-stades 5a à 5c ; Antoine et al., 1994, 1998 ; Locht et al., 2010). Au cours de cette longue période marquée par des oscillations climatiques dans un contexte continental frais dominé par la forêt boréale à Pin et Bouleau, les sites sont piégés par une sédimentation colluviale lente et progressive qui perturbe peu la répartition spatiale des artéfacts. Cependant, au cours de la phase de développement des sols gris-forestiers, cette concentration d’occupation doit être relativisée en raison de la durée relativement longue de cette période (~ 30 ka) par rapport à la phase à sols steppiques qui suit (~ 5-7 ka).

40Les résultats actuels insistent sur la brutale réduction de l’occupation du territoire par les Néandertaliens au Pléniglaciaire inférieur. Cette occupation ne réapparaît qu’au Pléniglaciaire moyen mais d’une manière beaucoup plus limitée qu’au Début-glaciaire.

41La fin du Paléolithique moyen est représentée par un nombre beaucoup moins important de gisements mais cette lacune semble se combler de plus en plus grâce à de nouvelles découvertes de l’archéologie de sauvetage. D’après ces données, les derniers Néandertaliens ont occupé le territoire pendant la période 55-40 ka. Sur le terrain, cette période est caractérisée par l’édification du Complexe de sols de Saint-Acheul-Villiers-Adam dans un contexte d’oscillations climatiques très marquées, caractérisé par l’alternance de stades très rigoureux (loess/fentes de gel) et d’améliorations climatiques rapides au cours desquelles se développent des sols bruns dans un environnement nettement végétalisé, de type toundra (Fig. 4). Les travaux en cours sur les séquences du Canal Seine-Nord-Europe devraient nous permettre dans un proche avenir de compléter largement les données pour ces périodes (Goval et al., 2013).

42Au cours du Paléolithique supérieur, l’occupation humaine dans le bassin de la Somme est discontinue. Durant le Paléolithique supérieur ancien (38-28 ka BP), seules quelques rares et brèves incursions aurignaciennes et gravettiennes représentées par des artéfacts le plus souvent hors contexte stratigraphique (surface) étaient connues jusqu’il y a peu de temps. Cependant les travaux de sauvetage récents menés par l’INRAP ont permis de découvrir des occupations datées de 27 à 28 ka 14C et actuellement en cours d’étude : Havrincourt (Nord, fouilles E. Goval, 2011) et Renancourt les Amiens (Somme, fouilles C. Paris, 2012).

43Au cours du Pléniglaciaire supérieur, caractérisé par la mise en place des grandes couvertures loessiques, les centaines de sondages de prospection archéologique effectués au niveau régional ont montré que la grande faune était extrêmement rare alors que les conditions de conservation sont optimales dans les loess carbonatés. Le niveau Gravettien final de Renancourt-lès-Amiens témoigne d’une incursion de groupes humains dans la région vers 23 ka BP (Fagnart et al., 2013).

44À la suite d’un hiatus de peuplement d’au moins 10 ka, le bassin de la Somme et la France septentrionale sont de nouveau occupés au Tardiglaciaire (13-12 ka BP) par les chasseurs de rennes et de chevaux du Magdalénien supérieur ou final, dans un environnement steppique et continental. La faible densité des gisements permet de considérer la région comme un territoire épisodiquement occupé ou parcouru par les chasseurs, en marge de centres de peuplement plus importants (Bassin parisien, Ardennes belges, Rhénanie).

45La tradition à Federmesser apparaît un peu avant l’oscillation d’Allerød, vers 12,2 ka BP, dans un environnement bioclimatique où les forêts de bouleaux puis de pins vont remplacer peu à peu les espaces steppiques. Parallèlement, la faune froide magdalénienne va céder la place à une biocénose plus tempérée et adaptée à des milieux plus forestiers (cerfs, chevreuil, aurochs). Ces nouvelles conditions sont pleinement réalisées entre 11,8 et 10,8 ka BP lors de l’oscillation d’Allerød, qui représente la période d’occupation la plus intense du Tardiglaciaire weichsélien. Le changement climatique et environnemental entraîne d’importantes modifications dans les traditions techniques et la structure sociale des chasseurs. Les groupes à Federmesser représentent l’adaptation des Hommes du Paléolithique final face à ces nouvelles conditions du milieu. L’occupation humaine très importante lors de l’oscillation d’Allerød décline considérablement lors du Dryas récent au cours duquel on ne relève aucun vestige archéologique dans le bassin de la Somme en dépit de vingt années de recherches et de prospections intensives.

46Vers 10 ka BP, à la limite entre le Dryas récent et le Préboréal, se place une nouvelle phase d’occupation de la région caractérisée par les industries à pièces mâchurées que les travaux récents permettent d’attribuer à l’Ahrensbourgien final. Cette ultime tradition du Paléolithique se caractérise par 1) de nombreux gisements spécialisés dans l’acquisition de la matière première (Belloy-sur-Somme) et la production de supports lithiques et 2) une grande faune associant le cerf, l’aurochs et le cheval.

47Enfin, les premiers groupes mésolithiques à nombreuses armatures microlithiques apparaissent dans la région entre 9,8 et 9,5 ka BP, au moment du développement de la forêt holocène (apparition du noisetier) et de l’expansion notable du sanglier et du cerf.

Conclusion

48Au cours des vingt dernières années, les travaux menés dans le bassin de la Somme et les régions avoisinantes se distinguent par une intégration assez unique des approches géologique, géomorphologique, paléo-biologique, géochronologique et archéologique, débouchant sur une base de données de référence pour l’étude des interactions Homme-environnement depuis plus de 500 ka. Le bassin de la Somme se caractérise par la coexistence de deux types de contextes sédimentaires complémentaires : les séquences fluviatiles de vallée et les séquences pédosédimentaires de versant. Ces deux types de séquences sont intimement associés dans les systèmes de terrasses étagées à couverture loessique, typiques de cette région. Les séquences alluviales se distinguent par leur richesse paléontologique qui permet une restitution détaillée des paléo-biocénoses alors que les séquences de versant contiennent de nombreux horizons repère qui facilitent la corrélation des différents enregistrements pédosédimentaires. Leur corrélation, au niveau régional, et plus largement avec les régions avoisinantes, a permis de replacer les occupations humaines dans un cadre chrono-climatique précis. L’approche géo-archéologique originale se caractérise par un emboîtement des échelles temporelles et des méthodes d’investigation qui concernent une large fenêtre chronologique : des premières occupations humaines du NW de l’Europe aux derniers chasseurs-cueilleurs mésolithiques post-glaciaires.

49On retiendra les principales conclusions suivantes :

  1. Bien que la Somme apparaisse comme une région de référence pour la Préhistoire, le bilan des multiples investigations (sondages et fouilles) menées au cours des vingt dernières années nous oblige à souligner l’extrême rareté des traces d’occupations humaines anciennes attribuables à l’Acheuléen. Ainsi, aucun nouveau site acheuléen en place n’a pu être découvert dans les niveaux fluviatiles malgré de multiples sondages. La confrontation des résultats des fouilles modernes, des données géochronologiques et des découvertes anciennes montre que les premières occupations importantes du bassin de la Somme remontent au maximum à environ 450-500 ka (début du MIS 12) et qu’elles sont d’emblée représentées par des industries acheuléennes déjà évoluées. Cependant, les nouvelles recherches menées sur les niveaux « historiques » d’Abbeville/carrière Carpentier pourraient démontrer que les populations paléolithiques ont fréquenté la région au cours d’une période plus ancienne, il y a environ 550-600 ka, et que ces premières occupations seraient donc contemporaines de l’Homme de Mauer (Homo heidelbergensis).
  2. Le renouvellement des données concernant le dernier cycle climatique (Éémien-Weichsélien) montre que l’occupation humaine du bassin de la Somme est nettement discontinue avec un maximum très net de vestiges lors des phases de transitions de type Début-glaciaire à climat continental et contexte de forêt boréale à sylvo-steppe (~ 112-70 ka). En revanche, seules quelques occupations ont été mises en évidence au cours du Pléniglaciaire inférieur (vers 60 ka) et au cours du Pléniglaciaire moyen (vers 40-50 ka). Un abandon total de la région est mis en évidence environ 27 et 15 ka lors de la période de sédimentation loessique maximale. Une recolonisation de la vallée par les Hommes est ensuite observée au début de l’amélioration climatique du Tardiglaciaire (vers 13 ka) avec les groupes humains du Paléolithique final puis du Mésolithique.

50Au vu des résultats concernant le dernier cycle climatique, il existerait donc une relation avérée entre l’intensité du peuplement humain et le contexte climatique et surtout environnemental. Cette relation paraît conditionnée par l’abondance relative de la grande faune, source essentielle de subsistance des Hommes préhistoriques, elle-même liée au type et à la densité de la végétation, comme semble le montrer l’extrême pauvreté de la biomasse contemporaine des loess du Pléniglaciaire supérieur.

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Table des illustrations

Légende Fig. 1. Système de paléochenaux fluviatiles sous la Manche (d’après Auffret et al., 1982 ; Lericolais, 1997) et extension des loess dans le Nord-Ouest de la France (d’après Antoine et al., 2003).
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/21954/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 100k
Légende Fig. 2. Les différents contextes morphosédimentaires des sites préhistoriques du bassin de la Somme.
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Légende Fig. 3. Le système de terrasses de la moyenne vallée de la Somme : étagement des formations fluviatiles (nappes alluviales), couverture limoneuse (loess et paléosols), datations et localisation des principales cultures paléolithiques (d’après Antoine et al., 2003, 2007). 1 : sol de surface (a : Hz L ; b : hz Bt ; c : Bt en bandes, hz à doublets) ; 2 : loess carbonaté ; 3 : horizon cryoturbé de Nagelbeek ; 4 : loess carbonaté lité à microfentes ; 5 : doublet de gleys de toundra cryoturbé avec loess intermédiaire ; 6 : loess carbonaté ; 7 : gley de toundra cryoturbé/grandes fentes à coin de glace (ice-wedges) ; 8 : sol brun arctique ; 9 : limons sableux ; 10 : gley de toundra ; 11 : sol humifère de type prairie arctique ; 12 : sol brun boréal (8 à 12 : Complexe de sols de Saint-Acheul Villiers-Adam) ; 13 : loess/limons sableux ; 14 : colluvions litées à fentes de gel ; 15 : loess brunâtre ; 16 à 19 : sols steppiques avec unité de loess local non carbonaté interstratifiée (17) ; 20 : sol gris forestier sur colluvions (SS-1) ; 21 : colluvions argileuses/sol gris forestier (16 à 21 : Complexe de sols de Saint-Sauflieu) ; 22 : horizon Bt de sol brun lessivé (Rocourt/Elbeuf 1) ; 23 : loess carbonaté saalien ; 24 : loess carbonaté lité à microfentes d’âge saalien ; 25 : sol humifère steppique [symboles : A : grandes fentes en coin de type ice-wedges (réseau principal à la base de 6) ; B : fentes en coins ; C : chenaux de fusion (thermokarst) ; D : poches de dissolution karstiques affectant le substrat géologique crayeux].
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Légende Fig. 4. Séquence pédo-stratigraphique de référence pour la France septentrionale et le bassin de la Somme ; corrélation avec les enregistrements climatiques globaux et localisation des niveaux paléolithiques (d’après Antoine et al., 2003, modifié).
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Auteurs

Directeur de recherche, Unité Mixte de Recherche (UMR 8591) CNRS/universités Paris 1 et Paris 12/INRAP (Laboratoire de Géographie Physique : Environnements Quaternaires et Actuels – LGP), Meudon, France (Pierre.Antoine@cnrs-bellevue.fr).

Conservateur en chef du patrimoine, Conseil Général de la Somme, Unité Propre de Recherche de l’Enseignement Supérieur Associée (UPRESA 8018) du CNRS (Laboratoire de Préhistoire et Quaternaire), Université Sciences et Technologies (Lille 1), Villeneuve d’Ascq, France (jp.fagnart@somme.fr).

Docteur, Quaternary TL Survey, Nottingham, UK (n.debenham@qtls.globalnet.co.uk).

Ingénieur chargé de recherche, Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP Nord-Picardie), Amiens, France (thierry.ducrocq@inrap.fr).

© CNRS Éditions, 2015

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540

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