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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 VI. L’Holocène du Bassin parisien (France)

Apports de l’étude géoécologique et géoarchéologique des fonds de vallée

Jean-François Pastre, Chantal Leroyer, Nicole Limondin-Lozouët, Pierre Antoine, Christine Chaussé, Agnès Gauthier, Salomé Granai, Yann Le Jeune et Patrice Wuscher

Texte intégral

Introduction

1Les fonds de vallée du Bassin parisien présentent des enregistrements sédimentaires riches et variés qui permettent de reconstituer les étapes de l’évolution environnementale au cours de l’Holocène. Les remblaiements des grandes vallées (Seine, Oise, Marne…), qui concernent essentiellement leurs paléo-lits mineurs (lits mineurs remblayés jouxtant les lits mineurs actuels) et les remblaiements des lits majeurs des vallées secondaires apportent des informations complémentaires qui couvrent de manière variable les différentes périodes/chronozones. L’étude de l’évolution morphosédimentaire (stratigraphie, paléomorphologie, sédimentologie), l’analyse palynologique et les études malacologiques apportent des réponses variées sur les paléoenvironnements. Sur le pas de temps étudié, celles-ci relèvent de l’évolution climatique et anthropique et de la dynamique générale des systèmes environnementaux en rapport avec l’évolution de la végétation et des surfaces soumises aux activités humaines.

2Cette étude concerne le centre du Bassin parisien et ses marges (Fig. 1). Les données ont été obtenues dans le cadre de travaux d’archéologie préventive avec la réalisation de grandes coupes stratigraphiques ouvertes à la pelleteuse ou dans le cadre de différentes études menées grâce à la réalisation de sondages à la tarière ou de carottages. Les grandes vallées étudiées sont la vallée de la Seine mais surtout celles de la Marne et de l’Oise. Les petites vallées correspondent à de multiples affluents étudiés localement (ex. : Nonette, Serre) ou, de manière plus extensive, dans une grande partie de leur bassin-versant (Beuvronne, Crould).

Fig. 1. Carte générale du secteur et des séquences étudiés.

Organisation séquentielle générale et évolution environnementale

3Les remblaiements sédimentaires concernés varient couramment entre 6 et 10 m et peuvent atteindre 12 m d’épaisseur. Dans le cas de séquences emboîtées, le cumul des épaisseurs peut atteindre la vingtaine de mètres. Les apports sédimentaires détritiques (limons/argiles) peuvent correspondre à une érosion des lits amont (grandes vallées) mais marquent plus spécifiquement une érosion des versants durant la seconde partie de l’Holocène (Pastre et al., 1997). La sédimentation organique, particulièrement développée dans les remblaiements des vallées secondaires de la première moitié de l’Holocène, exprime une stabilité environnementale relativement importante marquée par une faible mobilité des paysages et l’absence de phénomène érosif significatif.

4Les lits majeurs des grandes vallées sont recouverts par une sédimentation limono-argileuse limitée, remontant au Subboréal et surtout au Subatlantique, et due aux apports sédimentaires liés à l’érosion des versants. L’essentiel de la sédimentation holocène se concentre dans des paléo-lits mineurs remblayés qui jouxtent les lits mineurs actuels et se raccordent aux alluvions encaissantes du Pléni-ou du Tardiglaciaire par des paléo-berges ennoyées par les sédiments postérieurs. Ces paléo-lits mineurs atteignent souvent des largeurs deux à trois fois supérieures à celles des lits mineurs actuels. Ils se caractérisent par des emboîtements fréquents de séquences, témoignant de phases d’incision en liaison plus ou moins certaine avec les variations climatiques ou marquant peut-être aussi des phases de réajustement des lits entre différentes phases d’apports sédimentaires. Faisant suite à l’incision principale du début de l’Holocène, on dénote ainsi des phases d’emboîtement de séquences sédimentaires caractéristiques du début de l’Atlantique, du Subboréal et du Subatlantique (Pastre et al., 2002a ; Fig. 2). Ces phases d’incision se traduisent naturellement par des hiatus plus ou moins importants et variables selon les portions du lit.

5Les paléochenaux demeurent assez peu nombreux. Ils présentent plusieurs générations dont l’âge tend à croître, bien que de manière non systématique, avec leur éloignement par rapport à la rivière actuelle. Certains, à remblaiement tourbeux, datent de la première moitié de l’Holocène (Préboréal à début Subboréal). D’autres, à remblaiement limono-organique, datent du Subboréal. D’autres enfin, à remblaiement limoneux à limono-sableux et bordant les lits actuels, sont d’âge subatlantique. Il n’est pas rare de trouver des chenaux abandonnés au Tardiglaciaire ou au début de l’Holocène et réactivés au Subboréal (Pastre et al., 2002b).

Fig. 2. Principales phases d’emboitement et de sédimentation. caractéristiques des grandes vallées du Bassin parisien (d’après Pastre et al., 2002a).

6Les vallées secondaires présentent en général une sédimentation holocène étendue à la quasi-totalité de leur lit majeur. Cette sédimentation présente une tendance à l’aggradation progressive depuis le début de l’Holocène et les emboîtements de séquences y demeurent en général limités. La partie inférieure des séquences se caractérise par des remblaiements organiques (tourbes, limons tourbeux) et souvent carbonatés (tufs calcaires, tourbes tufacées) remontant à l’Holocène inférieur et moyen. La partie supérieure est généralement représentée par des limons argileux mis en place à partir de la seconde partie du Subboréal mais surtout durant le Subatlantique (Île-de-France) et dont les épaisseurs tendent à décroître d’amont en aval dans les bassins versants. Les évolutions tourbeuses peuvent toutefois se poursuivre jusqu’à la période actuelle (ex. : Picardie ; Pastre et al., 1997).

Le rééquilibrage des environnements fluviaux au Préboréal

7La forte diminution des apports sédimentaires qui fait suite au Dryas récent se traduit par une incision rapide des lits mineurs des grandes vallées et une vidange ou une incision plus ou moins marquée des vallées secondaires. Cette modification géomorphologique s’exprime par une phase d’érosion linéaire et un encaissement généralisé du système qui semble progresser vers l’amont (i.e., érosion régressive). Vers 9100 av. J.-C., les lits mineurs des vallées principales semblent atteindre presque partout un niveau de creusement maximal se traduisant par un abaissement important du plan d’eau. Si une certaine instabilité semble s’exprimer par de petites récurrences d’apports sédimentaires dans les zones de berge (ex. : vallée de la Seine), d’autres secteurs marqués par une tourbification précoce attestent déjà une stabilité marquée (ex. : vallée de la Marne aval). Pendant cette première moitié du Préboréal, le transit sédimentaire décroît sensiblement, relayé dans le lit mineur par une aggradation sédimentaire organo-minérale très graduelle comme c’est le cas dans la vallée de Marne (ex. : Vignely, Jablines). Dans les vallées secondaires, la tourbification peut débuter précocement dans le fond des chenaux ou affecter localement des zones plus étendues de la vallée (ex. : Crould à Bonneuil) mais de vastes zones restent encore dépourvues de tourbe.

8Les pineraies s’étendent non seulement sur les versants mais aussi localement dans les fonds de vallée (ex. : Nonette) tandis que des boisements à bouleaux et genévriers et des formations herbacées héliophiles perdurent (Gauthier, 1995 ; Leroyer, 1997). Les berges peuvent voir le développement d’une ripisylve à Salix alba (ex. : vallée de la Marne). Durant la seconde moitié de la chronozone (à partir de 8500 av. J.-C.), la pineraie demeure prédominante mais des formations plus mésophiles à noisetiers et chênes se développent aux dépens des bouleaux et des genévriers.

9Au sein des associations malacologiques, le réchauffement climatique provoque le retrait des espèces pionnières du Tardiglaciaire vers des refuges scandinaves et montagnards. Plus généralement, les espèces de milieux ouverts régressent pendant qu’apparaissent les premiers mollusques forestiers (Limondin et Rousseau, 1991 ; Limondin, 1995 ; Limondin-Lozouet et Antoine, 2001). La modification du couvert forestier à la transition Préboréal/Boréal, qui se marque par la chute des conifères au profit des feuillus, se traduit dans la composition des malacofaunes par la succession des faunes à Discus ruderatus remplacées par les assemblages à Discus rotundatus. Cette correspondance étroite entre les signaux malacologiques et palynologiques est bien repérée en Normandie (Limondin-Lozouet, 2011). La transition des Discus est enregistrée sur plusieurs séquences de la Somme (Limondin, 1995) et à Warluis, dans la vallée du Thérain (Coutard et al., 2010) au début du Boréal.

10Pendant la seconde partie de la chronozone, la plupart des séquences présentent une continuité des processus de sédimentation organique mais certaines montrent encore des épisodes de sédimentation détritique qui traduisent une certaine instabilité hydrodynamique. Si le rôle possible de l’oscillation préboréale, située vers 9200 av. J.-C. (Magny, 1995 ; Bohncke et Hoek, 2007 ; Magny et al., 2007), peut être évoqué, la certitude de son action reste non établie et certains enregistrements semblent témoigner aussi de réajustements hydrographiques plus ou moins prolongés. En revanche, l’expression pollinique des courtes péjorations climatiques, qui marquent la première partie du Préboréal (Magny et al., 2007), semble enregistrée à Villiers-sur-Seine. La forte dilatation des dépôts et la haute résolution des études ont permis d’y observer trois épisodes de retrait du pin au profit du bouleau, du saule et des herbacées entre 9700 et 8900 av. J.-C. Ils s’apparentent aux trois événements perçus aux Pays-Bas durant cette période (Bohncke et Hoek, 2007).

La stabilisation du Boréal et les modifications hydrodynamiques du début de l’Atlantique

11Le début du Boréal est marqué par une stabilisation importante des environnements. Les vallées sont marquées par le développement important des tourbes. Celles-ci aggradent et progradent des zones basses vers les berges. Elles occupent rapidement la majorité de lits majeurs des vallées secondaires et colonisent progressivement les berges des lits mineurs des vallées principales. En parallèle, des apports organo-minéraux riches en matière organique et en carbonates des craies du bassin amont de la Seine (ex. : Marne) remblayent progressivement les lits. Le développement de tourbes tufacées litées marque la forte contribution d’apports organiques issus des berges (ripisylve) ou de la flore aquatique (débris d’herbacées, mousses, bois abondants, matière organique humifiée), alors que l’essentiel des carbonates semble provenir de l’érosion des lits amont (processus d’érosion régressive). La sédimentation litée exprime le calme et la régularité des écoulements souvent marqués par une alternance saisonnière matière organique/carbonates. Dans les environnements les plus carbonatés, la sédimentation se marque aussi par le développement de tufs calcaires à oncolites (ex. : Marne). Ces faits semblent communs à la totalité du Boréal. Durant cette période, l’environnement voit se développer de larges corylaies aux dépens des pineraies tandis que la chênaie-ormaie s’implante progressivement (Leroyer et al., 2011).

12Les séquences des vallées secondaires et des paléochenaux des grandes vallées sont caractérisées par une tourbification continue jusqu’à l’Atlantique récent et témoignent d’une grande stabilité de la sédimentation. Les faciès de tourbe tufacée sont fréquents dans certaines vallées (ex. : Crould, Beuvronne). Cependant, la troncature partielle du Boréal, et l’apport local de limons mis en évidence dans plusieurs carottes des vallées de la Marne et de l’Oise expriment un regain d’activité hydrodynamique à la transition Boréal/Atlantique et/ou durant l’Atlantique ancien.

13Les données sédimentologiques obtenues sur les séquences de Vignely et de Neuilly-sur-Marne dans la vallée de la Marne ou celle de Boulages dans la vallée de l’Aube tendent à établir l’importance des modifications hydrosédimentaires pendant cette période. À Vignely, la transition rapide des tourbes tufacées litées du lit mineur à des limons marneux marque un premier regain du détritisme, vers 7469-6861 av. J.-C., puis un apport franc de limons carbonatés interrompt la sédimentation organique vers 6999-6448 av. J.-C. Ces apports riches en carbonates issus du substrat géologique crayeux amont semblent liés essentiellement à une phase d’érosion linéaire à l’amont et non à une érosion des interfluves à couverture limoneuse pléistocène. L’instabilité du régime fluvial se poursuit au cours d’une partie de l’Atlantique ancien et semble aboutir à la troncature des dépôts observée dans différentes séquences des remblaiements de la partie externe des paléo-lits mineurs de la Marne et de l’Oise. À Boulages, un bref épisode graveleux s’intercale au sein de la sédimentation organique d’un paléochenal de l’Aube entre 7499-7055 et 7302-6652 av. J.-C. Ces phénomènes peuvent être corrélés avec la mise en place d’un système à chenaux méandriformes à Noyen-sur-Seine entre 7289-6645 et 7083-6598 av. J.-C. (Marinval-Vigne et al., 1989).

14Cet épisode hydrodynamique semble correspondre au regain d’humidité et hydrologique mis en évidence par L. Starkel et al. (1996) dans de nombreuses séquences d’Europe et observé en particulier dans le bassin de la Vistule entre 7550 et 6650 av. J.-C. et dans le bassin de la Mark (Bohncke et al., 1987) peu avant 6850 av. J.-C. Si la période située vers 6800 av. J.-C. ne semble pas correspondre directement à une détérioration climatique précise, les phénomènes observés peuvent constituer une réponse légèrement différée au refroidissement de la seconde partie du Boréal illustré par les avancées de glaciers alpins (Bortenschlager, 1977) ou à la remontée des lacs du Jura marquée par la phase de « Joux » (Magny, 1992, 2004), traduite également par l’abaissement de la timberline dans les Alpes suisses vers 6930 av. J.-C. (Burga, 1987). Si ces modifications interviennent plus tôt que l’événement à 8200 cal. BP (environ 6250 av. J.-C.) enregistré dans les carottes du Groënland (Alley et al., 1997), le hiatus de l’Atlantique ancien repéré sur de nombreuses séquences le recoupe et questionne sur son rôle réel dans la dynamique fluviale régionale.

15L’influence parallèle des activités mésolithiques sur le milieu, bien que perceptible, est toutefois restée très limitée. À Noyen-sur-Seine, l’installation des derniers groupes de chasseurs-cueilleurs entre 7236-6635 et 6362-6017 av. J.-C. puis entre 6048-5747 et 5354-5007 av. J.-C. s’exprime dans les spectres polliniques par une poussée des rudérales et des éclaircissements répétés de boisements, mais sans recul général des pollens arboréens et de manière très circonscrite aux sites (Leroyer, 2004). La présence fréquente de charbons de bois dans les sédiments contemporains ne permet cependant pas de préciser leur origine : activités domestiques, brûlis, incendies anthropiques ou naturels ?

16L’évolution des spectres polliniques illustre la modification contemporaine des paysages végétaux (Leroyer, 1997). Après l’amenuisement du noisetier au profit du chêne et de l’orme à partir de 7550 av. J.-C., l’Atlantique ancien se marque par une légère recrudescence du pin alors que le chêne continue à s’étendre et que le tilleul apparaît à ses côtés. Plutôt que l’indice d’une légère ouverture du paysage, cette évolution signe peut-être des variations dans le régime océanique ou continental du climat. En Angleterre, les changements hydrodynamiques, également observés durant cette période, sont attribués à une augmentation du caractère océanique du climat (Brown, 1997). Une forte activité hydrodynamique est également constatée pour cette période dans le bassin de la Vistule (Starkel, 1995).

17Durant le Boréal et l’Atlantique ancien, les mollusques inféodés aux environnements forestiers deviennent prédominants ; ils représentent au moins 25 % et jusqu’à 60 % des assemblages. Les autres gastéropodes ont des exigences plus ubiquistes ou peuvent aussi ponctuellement s’adapter aux milieux boisés. Sauf dans les milieux spécifiques, la part des faunes aquatiques est en général résiduelle et les assemblages malacologiques décrivent un milieu bien drainé (Limondin et Rousseau, 1991 ; Limondin-Lozouet et Preece, 2004).

18Pendant la seconde moitié de l’Atlantique ancien, après 5800 av. J.-C., la sédimentation organique connaît une certaine recrudescence et semble marquer une relative stabilisation hydrodynamique. Dans les lits mineurs des grandes vallées, elle se manifeste par le dépôt de nouvelles tourbes, de limons tourbeux et de limons organo-minéraux. Dans les vallées secondaires, les tourbes et les tourbes tufacées perdurent sans variation notoire.

La stabilité relative de l’Atlantique récent

19À l’Atlantique récent (4880-3500 av. J.-C.), les formations conservent un taux de matière organique assez marqué. L’homogénéité des dépôts ou leur caractère lité témoigne d’écoulements généralement calmes et à débits peu contrastés. L’exemple de la séquence d’Armancourt dans la vallée de l’Oise, où la sédimentation organique fine débute vers 4655-4166 av. J.-C., illustre ces aspects (Fig. 3). Cette période correspond aussi à un développement important des tufs calcaires comme dans la vallée de la Seine (Chaussé et al., 2008) ou dans la vallée de la Marne (ex. : carottage C11 de la Haute-Ile à Neuilly-sur-Marne). Cependant, l’augmentation de la fraction argilo-limoneuse traduit probablement l’impact érosif discret des activités agricoles du Néolithique ancien et moyen. Dans les vallées secondaires, les tourbes et les tourbes tufacées continuent de se déposer sans changement particulier. L’exemple de la vallée de la Biberonne à Compans (bassin de la Beuvronne, affluent de la Marne, Seine-et-Marne) illustre ce type de sédimentation (Fig. 4). L’analyse minéralogique par spectrométrie infrarouge ne révèle pas la présence de micro-quartz qui serait imputable à l’érosion des limons pléistocènes des versants. La composante carbonatée, issue des précipitations tufacées, et la matière organique, liée à la tourbogenèse, dénotent une sédimentation biogénique autochtone sans contribution d’apports détritiques imputables aux activités humaines.

Fig. 3. Évolution de la sédimentation du paléo-lit mineur holocène de l’Oise à Armancourt (Oise). 1 : limons et cailloux (remblai) ; 2 : limons pertubés (carottage) ; 3 : argiles organiques litées à débris ligneux ; 4 : argiles limoneuses beiges ; 5 : argiles organo-minérales litées gris foncé ; 6 : argiles organiques gris-noir ; 7 : argiles limoneuses grises ; 8 : argiles organo-minérales gris foncé ; 9 : cailloutis à graviers et petits galets de silex ; 10 : argiles limoneuses gris foncé ; 11 : argiles organo-minérales litées à débris ligneux ; 12 : sables fins gris ; 13 : limons organo-minéraux ; 14 : argiles organiques litées ; 15 : sables et graviers.

20Pendant les phases ancienne et moyenne du Néolithique, l’anthropisation du milieu dans les cortèges polliniques n’est perçue que si les séquences bénéicient d’un fort contexte archéologique. Ainsi, dans la vallée de l’Oise, la coupe stratigraphique de Pont-Sainte-Maxence révèle clairement les trois occupations des lieux alors que les sites du bassin de la Marne aval expriment le fort peuplement lié aux populations Villeneuve-Saint-Germain (VSG) du secteur puis le recul des marqueurs d’anthropisation pendant le Néolithique moyen (Fig. 5). Pourtant, le secteur de la Bassée (vallée de la Seine), où les sites du Néolithique ancien sont plus rares, apparaît alors très peu anthropisé. Il le sera ensuite durant le Néolithique moyen, en accord avec la forte densité des sites de cette période (Leroyer, 1997). Hormis les activités agro-pastorales, les séquences liées à des occupations montrent un défrichement local de l’aulnaie et de la chênaie-tillaie avec parfois une exploitation préférentielle du chêne. Cependant, l’influence de ces groupes humains reste assez restreinte et sans accentuation notable de l’impact anthropique sur la végétation durant le Néolithique moyen (Leroyer, 1998, 2006a). Les données sédimentologiques et palynologiques convergent ainsi pour caractériser un paysage végétal relativement fermé, aux capacités de régénération rapides et sans déforestation massive des paysages. Dans les petites vallées, la formation d’importants édifices de tuf se poursuit jusque vers 2300 av. J.-C. (Limondin-Lozouet et Preece, 2004). Les malacofaunes forestières y sont fortement dominantes et témoignent d’environnements fermés et peu touchés par l’anthropisation (Fig. 6). Dans le même temps, les courbes globales d’indice de diversité montrent encore une étroite corrélation entre la déstabilisation des malacofaunes et les phénomènes ponctuels d’inondation (Rousseau et al., 1993).

Fig. 4. Évolution de la sédimentation de la vallée de la Biberonne (bassin de la Beuvronne) à Compans (d’après Orth, 2003, modifié). 1 : sol actuel ; 2 : paléosol ; 3 : limons ; 4 : limons organo-minéraux ; 5 : tourbe noire humifiée ; 6 : tourbe rousse ; 7 : tourbe brune ; 8 : tourbe organo-minérale ; 9 : tuf calcaire ; 10 : interstratification de limons-tourbe-tuf ; 11 : limons tourbeux ; 12 : limons sableux ; 13 : sables limoneux ; 14 : sables ; 15 : argiles, sables et graviers ; 16 : sables de Beauchamp ; 17 : marno-calcaires de Saint-Ouen ; 18 : datation radiocarbone calibrée av. J.-C. ; 19 : unité stratigraphique.

Fig. 5. Diagrammes polliniques d’anthropisation de différentes séquences néolithiques du Bassin parisien.
Le critère « anthropisation » se fonde sur les pourcentages de rudérales, Plantago lanceolata et Cerealia présents dans chaque spectre pollinique. 1 : occupation sur les lieux ; 2 : occupation dans le secteur ; 3 : datation radiocarbone calibrée av. J.-C. ; 4 : céréales ; 5 : Plantago lanceolata ; 6 : autres rudérales.

Ci-contre, Fig. 6. Biozonation du tuf holocène de Saint-Germainle-Vasson (Calvados) d’après les faunes malacologiques (modifié d’après Limondin-Lozouet et Preece, 2004). (a) occurrences des espèces dans l’ensemble stratigraphique regroupant les coupes principale et latérale et le carottage 2 ; (b) occurrence des espèces dans le carottage 1 qui recoupe l’ensemble de la formation de tuf ; (c) corrélations d’après les malacofaunes. L’espèce Discus rotundatus, dont l’essor correspond à celui du Noisetier, caractérise l’installation des forêts de feuillus dans les séquences holocènes (Limondin-Lozouet et al., 2005) et sert de base de corrélation biostratigraphique. La pertinence de ce choix est corroboré par la cohérence des occurrences des autres espèces repères. La séquence de Saint-Germain-le-Vasson livre la succession malacologique de référence pour la première moitié de l’Holocène. Les six zones malacologiques sont caractérisées par des taxons directeurs remarquables pour leurs exigences écologiques pointues et/ou leur répartition géographique limitée. Les malacofaunes indiquent l’installation de milieux ouverts marécageux au début de l’Holocène (SGV 1), puis le développement d’un environnement forestier à partir de la zone SGV 2, qui sera marqué par la baisse progressive des conditions d’humidité tout au long de l’Atlantique (SGV 3 à 5) et tend finalement à s’éclaircir en sommet de séquence (SGV 6) vers la fin de l’optimum climatique. Les datations obtenues donnent un cadre chronologique précis à cette succession et permet des comparaisons pointues avec d’autres indicateurs (Limondin-Lozouet et Precce, 2004). Sur la figure, les dates en gras sont en années BP et les dates en caractères fins sont en années av. J.-C.

Les transformations climato-anthropiques du Subboréal

21Le début du Subboréal correspond à un regain de l’activité fluviatile et aux premiers éléments caractéristiques d’une modification significative des environnements. Dans les lits mineurs de l’Oise et de la Marne, une augmentation des apports limono-argileux ou sableux est observée ponctuellement vers 3500 av. J.C. comme, par exemple, à Armancourt (Oise) entre 3778 et 3103 av. J.-C. (Fig. 3) ou à Annet-sur-Marne (Marne) entre 3646 et 3364 av. J.-C. (Pastre et al., 1997, 2002 a et b). Ces modifications, sans doute favorisées par les activités humaines du Néolithique récent, pourraient également avoir bénéficié d’un déterminisme climatique significatif. Cette période correspond en effet au début de la phase dite de « Chalain » (Magny, 1992, 2004), caractérisée par la remontée des lacs du Jura vers 3700-3250 av. J.-C.

22Les séquences palynologiques témoignent en parallèle d’une intensification des pratiques agricoles pendant le Néolithique récent, en accord avec les découvertes récentes de nombreux sites de cette période (Salanova et al., 2011). En dépit de la relation moins forte des séquences avec les occupations, la présence de céréales et d’un cortège rudéral assez conséquent est presque systématiquement enregistrée (Fig. 5). L’impact sur le milieu forestier y apparaît aussi plus conséquent bien que difficile à appréhender à cause du filtre constitué par l’implantation des aulnaies dans les fonds de vallée (Leroyer, 2003).

23La modification sédimentaire importante qui caractérise la période charnière Néolithique final/Chalcolithique intervient vers 2550 av. J.-C. Elle s’exprime dans les lits mineurs des grandes vallées par des apports limono-argileux massifs qui témoignent d’une première déstabilisation majeure de la couverture limoneuse pédogénéisée des versants. Dans la vallée de l’Oise, la sédimentation à tendance organique (limons tourbeux) de bas de berge, bien datée par des vestiges du Néolithique récent, cède la place à une sédimentation argilo-limoneuse contenant des vestiges du Néolithique final (ex. : rejets sur le site de Lacroix-Saint-Ouen ; Pastre et al., 1997). La chute du carbone organique (de 5 % à moins de 2 %) s’accompagne d’une augmentation de la sédimentation argileuse qui exprime une augmentation des processus de décantation sur les berges.

24La cause de cette évolution est certainement plurielle et il s’avère difficile d’y évaluer le rôle des facteurs anthropiques et climatiques. Si elle a pu être favorisée par différents facteurs aggravants, il faut aussi probablement l’interpréter comme une réponse à l’ouverture progressive des paysages et le développement d’un nouveau régime sédimentaire difficilement réversible, bien que variable dans le détail. L’hypothèse d’une détérioration climatique pouvant avoir servi de déclencheur, comme pour la seconde partie de la phase de « Chalain » vers 2900-2850 av. J.-C. (Magny, 1992, 2004), peut être envisagée mais la régression des lacs du Jura et des glaciers alpins, caractéristique d’une amélioration climatique au delà d’environ 2650 av. J.-C. (ibid.), s’accorde assez mal avec le rôle d’une influence déterminante du climat.

25Une augmentation du rôle des brûlis et l’existence de paléo-incendies peuvent s’accorder avec la fréquence des micro-charbons, voire de rejets plus importants à proximité des sites archéologiques, mais le contexte fluviatile ne permet guère d’en assurer une quantification fiable, apte à en préciser l’ampleur. En revanche, il est indéniable qu’une telle mobilisation sédimentaire suppose l’existence de surfaces dénudées relativement importantes sur les versants et implique des mises en culture suffisamment longues et significatives du point de vue des surfaces.

26Dans les vallées secondaires, la sédimentation organique perdure alors, ce qui montre encore les limites de l’ouverture des paysages. Cette détérioration des conditions environnementales connaît son paroxysme lors de la seconde partie du Subboréal au cours du Bronze ancien et moyen. Elle se marque par une variabilité importante des écoulements. Dans les grandes vallées, on observe fréquemment le creusement de chenaux latéraux en bordure du lit mineur ou la réactivation de chenaux abandonnés depuis le début de l’Holocène. Si les épisodes d’incision représentent sans doute des phénomènes relativement brefs, il existe en fonction des secteurs une variabilité importante dans la vigueur et la durée des phénomènes sédimentaires. Ainsi, à Vignely, dans la vallée de la Marne, le remblaiement progressif du chenal subboréal débute vers 2460-2030 av. J.-C. et se termine vers 1406-1060 av. J.-C. Dans la moyenne vallée de l’Oise, à Longueuil-Sainte-Marie, un petit chenal, recreusé dans les premiers limons mis en place vers 2550 av. J.-C., connaît une brève phase de sédimentation organo-minérale vers 2350 av. J.-C. avant une reprise importante de la sédimentation limoneuse. Dans plusieurs petites vallées et certains chenaux secondaires des grandes vallées (ex. : Marne), la sédimentation tourbeuse peut se poursuivre au delà de 1750 av. J.-C. mais la période comprise entre ca. 1750 et 1250 av. J.-C. s’exprime presque partout par une recrudescence importante des apports limoneux qui tendent à recouvrir plus ou moins largement les berges. Cette évolution est bien illustrée par l’exemple de la vallée de la Biberonne à Compans où les dernières tourbes, recouvertes par plus d’un mètre de limons, sont datées d’environ 1750 av. J.-C. Dans la vallée du Crould (Val d’Oise), les tourbes perdurent plus tardivement, jusque vers 1050 av. J.-C. Cette période de sédimentation limoneuse contribue par ailleurs au recouvrement du sol holocène développé en berge depuis la première moitié du Postglaciaire. Dans certains ruisseaux secondaires, des épisodes d’incision et de sédimentation relativement importants peuvent être observés, comme dans le cas du rû des Esquillons à Houdancourt (Oise) où une activité hydro-sédimentaire importante a été relevée entre ca. 1750 et 1250 av. J.-C. (Pastre et al., 1997).

Fig. 7. Séquence sédimentaire de la vallée de la Serre à Courbes « Les Pâtures » (Aisne) – (carottage C1).

27Bien que cette seconde moitié du Subboréal se caractérise par une augmentation symptomatique des apports détritiques, les limons des vallées principales conservent en général un caractère légèrement plus organique. Cette forte activité hydrodynamique, marquée par ces divers faits hydro-sédimentaires, s’explique probablement par une accentuation des précipitations qui coïncide en partie avec la phase lacustre transgressive de « Pluvis » (Magny, 1992, 2004). Cette activité peut être mise en parallèle avec celle observée dans plusieurs rivières françaises (Lefèvre et al., 1993) ou du NW de l’Europe (Brown, 1997 ; Macklin, 1999).

28En dépit de la relative rareté des implantations archéologiques du Bronze ancien et moyen (Bourgeois et Talon, 2005 ; Brunet et al., 2008 ; Salanova et al., 2011), les profils polliniques indiquent un maintien des activités agro-pastorales durant ces périodes. Des indices polliniques d’anthropisation (IPA) sont systématiquement enregistrés et apparaissent même légèrement plus abondants que pendant les Néolithique récent/final. L’estimation de l’impact de ces activités sur les boisements reste malheureusement difficile à évaluer à cause du filtre joué par les aulnaies implantées alors dans les fonds de vallées. Au regard des seuls marqueurs d’anthropisation, l’essor du peuplement régional durant le Bronze final ne s’affirme pas nettement : les indices d’agriculture ne progressent que légèrement. En revanche, cette période correspond à un recul prononcé des boisements de fonds de vallées au profit des prairies humides (Leroyer, 1997) montrant une ouverture de ces milieux.

29Dans la vallée de la Seine, au cours du Subboréal, les mollusques à affinité forestière régressent au profit des mollusques de terrain découvert et des faunes palustres. Localement, les faunes aquatiques sont prépondérantes (Limondin et Rousseau, 1991). L’indice de diversité des faunes terrestres chute drastiquement (Granai et al., 2011). Ce retrait indique que les individus comptabilisés se répartissent inéquitablement entre les différentes espèces déterminées. Ce déséquilibre est corrélé à la domination progressive de l’espèce de prairie humide Vallonia pulchella régulièrement observée dans les différentes successions malacologiques de la vallée. Dans l’ensemble, les assemblages malacologiques témoignent de milieux relativement instables. En Bourgogne, les chutes de l’indice de diversité sont ponctuelles et corrélées aux sites archéologiques ; le signal malacologique indique l’impact croissant de l’anthropisation (Rousseau et al., 1993, 1994).

La variabilité des réponses environnementales au Subatlantique

30Le Subatlantique est marqué par une forte accentuation de la variabilité spatiale des réponses morpho-sédimentaires en fonction des facteurs locaux. Celle-ci est liée à la gestion différentielle des milieux par les sociétés, à la perturbation variable des écoulements par les aménagements et à l’accentuation de la variabilité des facteurs socio-économiques.

31Le début du Subatlantique, vers 850 av. J.-C., s’illustre par une détérioration climatique accompagnée d’une augmentation de l’humidité (Van Geel et al., 1996) et d’une remontée des nappes phréatiques (Bravard et al., 1990 ; Magny et Richard, 1992). Cette remontée phréatique constitue la cause probable du développement de nouvelles petites unités tourbeuses bien caractérisées dans les bassins secondaires de la Plaine-de-France. Dans le bassin du Crould, les tourbes du vallon des Aulnaies-du-Pont à Goussainville commencent à se mettre en place vers 550 av. J.-C. (Pastre et al., 1997) alors que dans celui de la Beuvronne à Claye-Souilly, un nouvel épisode tourbeux s’amortit entre 780 et 370 av. J.-C. (Orth, 2003 ; Orth et al., 2004). Le développement du hêtre et l’apparition du charme, observés durant cette période (Leroyer, 1997, 2006b), pourraient avoir été favorisés par cette humidité.

32Dans les grandes vallées, la relative uniformité du remblaiement limoneux et l’absence de repères chronologiques précis ne permettent pas de distinguer clairement cette période de celles encadrantes. L’ambiance contemporaine du premier Âge du Fer reste ainsi assez mal documentée sauf en Bassée dans la vallée de la Seine (Peake et al., 2005). La majorité des séquences polliniques semble traduire un léger accroissement de l’emprise humaine. Cependant, les analyses de séquences très dilatées, comme celle de Bazoches-lès-Bray dans la Bassée, montrent qu’un même site peut présenter une pression anthropique plus ou moins marquée en fonction des occupations et que des zones forestières subsistent à cette époque (Leroyer et Allenet, 2006).

33Durant le second Âge du Fer, le développement important des établissements ruraux (Malrain, 2000) se traduit par une tendance à l’accentuation de l’ouverture du milieu et à une augmentation des activités agricoles. Cependant, cette évolution n’est pas aussi « linéaire » que ne le laissent penser les longues séquences peu dilatées comme celles de Fresnes-sur-Marne. Les analyses de profils plus détaillés montrent que la pression anthropique peut être à peine plus marquée que pendant le premier Âge du Fer et que des phases de déprise sont encore enregistrées (Leroyer, 2006b ; Leroyer et Allenet, 2006). Dans la moyenne vallée de l’Oise, des apports limoneux légèrement enrichis en matière organique induisent le remblaiement progressif de plusieurs chenaux latéraux, comme dans l’exemple de la séquence-type de Lacroix-Saint-Ouen (Pastre et al., 1997). Cette évolution peut exprimer un certain ralentissement de l’activité fluviatile au niveau des débits (tendance à la sédimentation, baisse de la compétence) et une poursuite voire une augmentation probable des apports limoneux.

34Cette augmentation des apports limoneux est observée dans certaines vallées secondaires largement peuplées durant cette période du second Âge du Fer, comme dans la vallée du Crould à Louvres (séquence du château d’Orville) où des unités limoneuses font suite à des limons organo-minéraux entre 350 et 50 av. J.-C. L’impact sédimentaire local de certaines implantations de la Tène peut être relativement important, comme dans la vallée de la Mauldre à Jouars-Ponchartrain (Blin et al., 1999). Cette période apparaît ainsi comme une période charnière, marquée par une ouverture importante des paysages.

35Pendant la Période romaine, la mise en place des limons argileux dérivés de l’érosion des sols bruns de versant se poursuit. Elle constitue désormais une constante. Néanmoins, on constate une grande variabilité spatiale des apports sédimentaires, sans doute due à la densité des implantations et aux types de systèmes agro-pastoraux. Les limons argileux présentent des faciès homogènes et de moins en moins organiques (carbone organique total < 1 %). Les lits mineurs des grandes vallées, réduits par cette accrétion limoneuse (Pastre et al., 1997), se prêtent désormais mal à une reconstitution précise des conditions hydrodynamiques et environnementales. La similitude des dépôts, leur recyclage ou leur pauvreté en éléments datables s’opposent aux interprétations. Des réentailles fréquentes de berges ou de chenaux sont suivies par des phases de sédimentation où les apports sableux peuvent jouer un rôle significatif.

36Les vallées secondaires livrent désormais une information plus exploitable, quoique la variabilité de leurs enregistrements traduise le poids fréquent des déterminismes locaux dans leur évolution. Les épisodes détritiques qu’elles ont enregistrés, comme à Claye-Souilly ou à Fresnes-sur-Marne dans la vallée de la Beuvronne ou à Goussainville dans la vallée du Crould, semblent plus y marquer des impacts locaux, liés à la proximité d’implantations humaines, qu’une réponse massive des environnements à l’ouverture des paysages.

37Les données polliniques relatives au Haut-Empire, bien qu’assez limitées, suggèrent aussi une assez forte variabilité des environnements végétaux. La stabilité générale des marqueurs polliniques observée alors dans le bassin aval de la Marne se distingue de l’importante ouverture du milieu révélée par les analyses polliniques à Balloy dans la Bassée (vallée de la Seine) ou à Dourdan et à Jouars-Ponchartrain (vallée de la Mauldre) dans les Yvelines (Leroyer, 1997 ; Blin et al., 1999 ; Leroyer et Allenet, 2006). Ces différences s’expliquent par la liaison de ces dernières séquences avec des établissements antiques : un paysage tout aussi marqué par les activités agro-pastorales a également été enregistré dans les mardelles des forêts de Sénart et de Dourdan liées à des occupations. Durant le Bas-Empire, les spectres polliniques traduisent un léger recul des marqueurs d’anthropisation, sans toutefois marquer une réelle déprise humaine (Leroyer, 1997). Le développement ponctuel de gleys ou de tourbes observé dans certaines vallées secondaires (ex. : Beuvronne, Esches, Serre) pourrait y marquer des perturbations importantes du drainage par les activités humaines.

38À la fin de la Période romaine et au cours du haut Moyen Âge, les apports détritiques semblent diminuer de manière significative. L’absence de dépôts limono-argileux entre des implantations gallo-romaines et des occupations mérovingiennes ou carolingiennes, constatée dans certaines vallées secondaires (Esches, Serre), permet de s’interroger sur l’importance de la déprise agricole et sur le développement du pastoralisme. Dans certaines vallées, des zones tourbeuses peuvent de redévelopper comme à Courbes dans la vallée de la Serre entre 254-414 et 900-1146 apr. J.-C. (Fig. 7) ou à Claye-Souilly dans la vallée de la Beuvronne entre 174 et 533 apr. J.-C. (Orth, 2003 ; Orth et al., 2004). Des perturbations locales de drainage à la fin de la Période romaine et/ou au début du haut Moyen Âge pourraient en constituer l’origine.

39Les données polliniques indiquent des situations variées. Ainsi, de la fin du ve au viie s., une nette déprise humaine accompagnée d’une large reconquête forestière est enregistrée sur les plateaux, à Dourdan comme à Sénart ; les activités agro-pastorales n’ont cependant pas totalement disparu. Dans le bassin de la Vanne, les marqueurs d’anthropisation évoquent alors la prédominance du pastoralisme sur les cultures céréalières tandis que persistent de petites formations boisées (Leroyer, 1997). Pendant ces mêmes périodes, à Paris « Quai Branly », l’occupation des berges de la Seine se traduit par des taux importants de marqueurs d’anthropisation (Chaussé et al., 2008). Ensuite, du viie au xie s., le bassin de la Vanne enregistre une pression humaine plus forte que sur les plateaux (forêts de Dourdan et de Sénart).

40L’augmentation progressive des apports détritiques mise en évidence dans plusieurs séquences à tendance organique durant le bas Moyen Âge (ex. : Goussainville, les Aulnaies-du-Pont, Plaine de France, Hirson, haute vallée de l’Oise) semble liée à un essor des cultures indiqué par les données polliniques entre les xiie et xive s. : la céréaliculture prend une ampleur conséquente et semble accompagnée des cultures fructicoles (châtaignier, noyer, vigne) et éventuellement textiles (chanvre) en fonds de vallée (bassin de la Vanne, Seine à Paris « Bercy ») comme sur les plateaux en forêts de Dourdan et de Sénart (Leroyer, 1997).

41Dans la vallée de la Beuvronne, l’augmentation du micro-quartz, liée aux apports limoneux, s’affirme à partir de 895-1031 apr. J.-C. Cependant, ces apports semblent surtout s’affirmer à partir du xve s. où ils sont corrélatifs d’une forte reprise de l’érosion. Dans le bassin du Crould (Plaine-de-France), ils amorcent par exemple le recouvrement des ruines du château d’Orville à Louvres ou fossilisent les derniers niveaux argileux organiques de la séquence des Aulnaies-du-Pont à Goussainville, datés vers 1300-1432 apr. J-C. La sédimentation limono-argileuse qui les caractérise est particulièrement bien marquée dans les têtes de bassins secondaires (ex. : Crould, Beuvronne) et les bassins supérieurs des grandes vallées (ex. : Aube, Oise, Aisne), marqués par des pentes plus importantes. Elle coïncide avec une réduction corrélative et significative de la couverture végétale perçue dans quelques séquences polliniques comme celles du bassin de la Vanne où la partie supérieure des séquences, postérieure au xive s., présente une raréfaction symptomatique des taxons arboréens (Leroyer, 1997 ; Pastre et al., 2002 a et b). L’accentuation manifeste de cette évolution durant les siècles suivants provoque des remblaiements pouvant dépasser 2 m d’épaisseur dans les parties amont des bassins. La mise en labour de pentes jusqu’alors dévolues au pacage ou aux boisements et l’accentuation probable de la pluviométrie durant le Petit Âge Glaciaire ont probablement favorisé des épisodes d’érosion intense à l’origine d’une sédimentation rapide. Dans le haut bassin de l’Oise (ex. : Oise à Hirson, Serre à Courbes), une partie importante du recouvrement limoneux des lits majeurs paraît ainsi dater de l’Époque moderne. Dans la vallée du Crould à Louvres, un bassin monumental, daté du xvie ou du début du xviie s., a été rapidement remblayé par au moins 22 épisodes de crues limoneuses, avant d’être recouvert après le début du xviiie s. par environ 2 m de limons.

42Toutefois, à défaut de données archéologiques fréquentes ou de datations radiocarbone, compte tenu du caractère essentiellement minéral de ces formations, il demeure difficile d’établir une chronologie fine de ces apports sédimentaires. Si le xviiie s. paraît, par exemple, avoir été une période d’érosion très importante, la « lecture » de séquences limono-argileuses très homogènes ne permet guère sa caractérisation stratigraphique précise. Les caractéristiques principales des profils limoneux de la Période moderne s’expriment par la quasi-absence de sols intercalaires et par la présence quasi-systématique d’anthroposols de surface enrichis en matière organique et bien développés (30-40 cm en moyenne). Ces éléments s’accordent avec une sédimentation limoneuse à la fois progressive et rapide dont l’essentiel paraît antérieur au xixe s., suivie par le rôle massif des amendements organiques et des pacages aux xixe et xxe s. Si l’image stratigraphique qui en résulte pourrait permettre de penser à un ralentissement récent des apports limoneux en rapport avec une amélioration des pratiques aratoires et du climat, il convient de nuancer cette interprétation. La modification importante des drainages superficiels par les aménagements agricoles et la généralisation des curages et des reprofilages depuis le xixe s. ont largement modifié les transits sédimentaires. Elles ont ainsi limité les dépôts alluviaux dans les lits majeurs au profit de l’évacuation naturelle (transport en suspension/saltation) ou artificielle (curages et dragages) des sédiments dans les lits mineurs. L’homogénéisation des horizons culturaux de surface (horizons Ap) par les labours a permis l’incorporation des apports colluviaux et alluviaux récents au sein des anthroposols. Il n’est donc pas étonnant de ne pas en retrouver la trace dans les profils. Les quelques séquences observables dans les têtes de vallon témoignent au contraire de l’importance des phénomènes de ruissellement récent et de l’état de dégradation des sols limoneux sur les versants. La fréquence des faciès de limons ruisselés et l’importance de la fraction limoneuse issue des loess en place traduisent à la fois l’importance du ruissellement récent, liée à la généralisation des systèmes d’openfield, et l’atteinte marquée de la couverture loessique. Sur versant, les horizons A et B ont le plus souvent été détruits et se retrouvent en position stratigraphique inverse dans les séquences amont des fonds de vallées secondaires (Pastre et al., 2006).

43Concernant le Subatlantique, les séquences malacologiques, bien qu’encore mal datées, présentent toujours une majorité d’espèces de terrain découvert dominées par Vallonia pulchella (Limondin et Rousseau, 1991 ; Granai et al ., 2011). Parmi ces espèces de milieu découvert, on rencontre des espèces particulièrement résistantes comme Pupilla muscorum ou des espèces favorisées par l’anthropisation des milieux comme Helicella itala. Ces assemblages malacologiques sont révélateurs d’une végétation basse, voire rase, homogène et offrant peu de gammes d’habitats aux mollusques. L’indice de diversité se stabilise à un niveau bas (Rousseau et al ., 1993). En stratigraphie, le passage à cette malacozone coïncide souvent avec un alluvionnement important lié à la fréquence des crues qui déposent des limons argileux. Dans les cortèges malacologiques, le Subatlantique est caractérisé par la dominance de plus en plus forte des taxons anthropogènes au détriment des autres espèces (Rousseau et al., 1992).

44Le Subatlantique apparaît ainsi comme une période complexe, où la variabilité des enregistrements sédimentaires dépend de manière accrue de la gestion différentielle des terroirs et des capacités de réponse des environnements de dépôt. Si la capacité de résolution souvent assez imprécise de ces enregistrements ne répond pas toujours à la précision environnementale permise par certaines sources historiques, la concordance répétée des indices et des données fournies par certaines séquences dilatées permettent d’en augmenter progressivement la résolution chronologique.

Conclusions

45Les archives sédimentaires des fonds de vallée du Bassin parisien offrent des réponses caractéristiques des milieux régionaux pendant l’Holocène. Des modifications importantes des environnements fluviaux répondent aux grandes étapes d’évolution des paysages. La sensibilité variable des différentes entités morpho-sédimentaires se double d’une variabilité propre à chaque indicateur biologique ou sédimentaire. Dans un contexte géomorphologique peu différencié et de milieux favorables à l’expansion végétale, les réponses aux facteurs climatiques peuvent être à la fois pondérées et différées. S’il en résulte une plus grande inertie, les modifications observées n’en paraissent que plus révélatrices de changements significatifs :

  • La première moitié de l’Holocène apparaît globalement comme une période de relatif équilibre environnemental. Cependant, elle ne présente pas la stabilité hydro-sédimentaire que les nombreuses séquences tourbeuses des petites vallées permettraient à priori de leur assigner. Les données fournies par les paléo-lits mineurs des grandes vallées contribuent à dessiner une évolution hydro-sédimentaire plus contrastée.
  • Durant le Préboréal, les contrastes qui opposent une sédimentation organique précoce à des épisodes détritiques ou érosifs récurrents accréditent la persistance d’une certaine instabilité des milieux. La variabilité géographique qui la caractérise résulte sans doute de plusieurs facteurs : fragilité et hétérogénéité relative des peuplements fluviaux, variabilité des contextes géomorphologiques, variabilité climatique.
  • La sédimentation fortement organique qui marque partout l’essentiel du Boréal exprime une stabilisation importante des environnements. L’importance du contrôle biogénique relativise l’influence de la dégradation climatique de la seconde partie de la chronozone. En revanche, le regain du détritisme et les phénomènes d’érosion fluviale, qui marquent sa terminaison et affectent le début de l’Atlantique, démontrent un renouveau d’activité hydrodynamique dont l’origine climatique semble probable. Pendant le reste de l’Atlantique ancien et l’Atlantique récent, la reprise de la sédimentation à tendance organique concorde avec l’amélioration du climat. L’augmentation diffuse de la charge minérale et l’instabilité locale des conditions de sédimentation signent l’influence probable des populations du Néolithique ancien et moyen. Leur impact est souligné dans les diagrammes palynologiques par une augmentation des rudérales et la présence de céréales à proximité des sites archéologiques. Néanmoins, ni les données sédimentologiques, ni les enregistrements polliniques ne marquent une détérioration significative des environnements dont les capacités de restauration semblent rester importantes. En revanche, les détériorations vont s’affirmer progressivement au cours du Subboréal.
  • Vers 2550 av. J.-C., la recrudescence des apports limono-argileux et l’augmentation de l’activité fluviale durant le premier tiers de la chronozone précèdent une rupture plus importante. La mise en place de premières unités de limons fluviatiles issus de la couverture loessique pédogénéisée répond à une ouverture des paysages végétaux accompagnée d’une érosion des versants. L’impact des populations du Néolithique récent et final sur les milieux est perçu à la fois dans les diagrammes polliniques et dans le bilan sédimentaire. La poursuite de cette évolution et l’incision de nombreux chenaux latéraux durant la seconde moitié de la chronozone (Âge du Bronze) témoignent d’une détérioration marquée des conditions environnementales. Les étapes de cette crise morpho-dynamique semblent traduire les effets de la détérioration conjointe des écosystèmes à la fin du Néolithique et au début de la Protohistoire et la dégradation répétée des conditions climatiques. Les vallées secondaires connaissent alors leurs premiers apports limoneux, indice d’une érosion accentuée des interfluves et d’une certaine ouverture des paysages.
  • Le Subatlantique s’illustre par l’ampleur croissante de l’anthropisation des terroirs et par une plus grande hétérogénéité des réponses. Le second Âge du Fer (la Tène) se marque par une ouverture croissante des milieux et un développement des cultures, qui se poursuivent durant l’Époque romaine. Le haut Moyen Âge se marque par une régression de l’érosion et par des pressions anthropiques sur les milieux très variables. La reprise des apports sédimentaires au cours du bas Moyen Âge accompagne un regain de la pression agricole. Mais c’est surtout au cours de la Renaissance et de la Période moderne que l’action conjuguée des activités agricoles et de la dégradation climatique du Petit Âge Glaciaire conduisent à une mobilisation importante de la couverture limoneuse des versants, corollaire d’une large ouverture des paysages.

46Ce schéma montre à la fois la complexité croissante des interactions entre les variations climatiques et l’impact des activités humaines, la variabilité des enregistrements, leur intérêt, mais parfois aussi leurs limites. Le décalage observé à plusieurs reprises entre les phases de dégradation climatique et la réponse des environnements fluviaux peut résulter à la fois du temps de réponse des écosystèmes et du temps de montée en puissance de la dynamique fluviale. Toutefois, dans un milieu naturel aux capacités de fixation rapide des sols par la strate herbacée, la pérennité des apports limoneux durant les différentes phases caractérisées suppose une exploitation continue des terroirs par les pratiques agricoles (activités aratoires). Il en est de même pour le développement des marqueurs d’anthropisation dans les diagrammes polliniques. Il semble alors plausible que des périodes mal marquées sur le plan archéologique, comme le Néolithique final ou le Bronze ancien et moyen, ont connu des activités agricoles plus importantes que le nombre de sites fouillés ne le laisse transparaître. De manière générale, si la dégradation anthropique de la couverture végétale apparaît comme le déterminant principal des réponses détritiques observées, le climat semble jouer un rôle manifeste durant les accès hydro-sédimentaires constatés, en particulier lors de la seconde partie du Subboréal ou durant le Petit Âge Glaciaire.

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Table des illustrations

Légende Fig. 1. Carte générale du secteur et des séquences étudiés.
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Légende Fig. 2. Principales phases d’emboitement et de sédimentation. caractéristiques des grandes vallées du Bassin parisien (d’après Pastre et al., 2002a).
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Légende Fig. 3. Évolution de la sédimentation du paléo-lit mineur holocène de l’Oise à Armancourt (Oise). 1 : limons et cailloux (remblai) ; 2 : limons pertubés (carottage) ; 3 : argiles organiques litées à débris ligneux ; 4 : argiles limoneuses beiges ; 5 : argiles organo-minérales litées gris foncé ; 6 : argiles organiques gris-noir ; 7 : argiles limoneuses grises ; 8 : argiles organo-minérales gris foncé ; 9 : cailloutis à graviers et petits galets de silex ; 10 : argiles limoneuses gris foncé ; 11 : argiles organo-minérales litées à débris ligneux ; 12 : sables fins gris ; 13 : limons organo-minéraux ; 14 : argiles organiques litées ; 15 : sables et graviers.
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Légende Fig. 4. Évolution de la sédimentation de la vallée de la Biberonne (bassin de la Beuvronne) à Compans (d’après Orth, 2003, modifié). 1 : sol actuel ; 2 : paléosol ; 3 : limons ; 4 : limons organo-minéraux ; 5 : tourbe noire humifiée ; 6 : tourbe rousse ; 7 : tourbe brune ; 8 : tourbe organo-minérale ; 9 : tuf calcaire ; 10 : interstratification de limons-tourbe-tuf ; 11 : limons tourbeux ; 12 : limons sableux ; 13 : sables limoneux ; 14 : sables ; 15 : argiles, sables et graviers ; 16 : sables de Beauchamp ; 17 : marno-calcaires de Saint-Ouen ; 18 : datation radiocarbone calibrée av. J.-C. ; 19 : unité stratigraphique.
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Légende Fig. 5. Diagrammes polliniques d’anthropisation de différentes séquences néolithiques du Bassin parisien.Le critère « anthropisation » se fonde sur les pourcentages de rudérales, Plantago lanceolata et Cerealia présents dans chaque spectre pollinique. 1 : occupation sur les lieux ; 2 : occupation dans le secteur ; 3 : datation radiocarbone calibrée av. J.-C. ; 4 : céréales ; 5 : Plantago lanceolata ; 6 : autres rudérales.
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Légende Ci-contre, Fig. 6. Biozonation du tuf holocène de Saint-Germainle-Vasson (Calvados) d’après les faunes malacologiques (modifié d’après Limondin-Lozouet et Preece, 2004). (a) occurrences des espèces dans l’ensemble stratigraphique regroupant les coupes principale et latérale et le carottage 2 ; (b) occurrence des espèces dans le carottage 1 qui recoupe l’ensemble de la formation de tuf ; (c) corrélations d’après les malacofaunes. L’espèce Discus rotundatus, dont l’essor correspond à celui du Noisetier, caractérise l’installation des forêts de feuillus dans les séquences holocènes (Limondin-Lozouet et al., 2005) et sert de base de corrélation biostratigraphique. La pertinence de ce choix est corroboré par la cohérence des occurrences des autres espèces repères. La séquence de Saint-Germain-le-Vasson livre la succession malacologique de référence pour la première moitié de l’Holocène. Les six zones malacologiques sont caractérisées par des taxons directeurs remarquables pour leurs exigences écologiques pointues et/ou leur répartition géographique limitée. Les malacofaunes indiquent l’installation de milieux ouverts marécageux au début de l’Holocène (SGV 1), puis le développement d’un environnement forestier à partir de la zone SGV 2, qui sera marqué par la baisse progressive des conditions d’humidité tout au long de l’Atlantique (SGV 3 à 5) et tend finalement à s’éclaircir en sommet de séquence (SGV 6) vers la fin de l’optimum climatique. Les datations obtenues donnent un cadre chronologique précis à cette succession et permet des comparaisons pointues avec d’autres indicateurs (Limondin-Lozouet et Precce, 2004). Sur la figure, les dates en gras sont en années BP et les dates en caractères fins sont en années av. J.-C.
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Légende Fig. 7. Séquence sédimentaire de la vallée de la Serre à Courbes « Les Pâtures » (Aisne) – (carottage C1).
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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), Meudon, France (jean-francois.pastre@cnrs-bellevue.fr).

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).

Ingénieur d’études, 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 (agnes.gauthier@cnrs-bellevue.fr).

Doctorante, Unité Mixte de Recherche (UMR 8591) CNRS/universités Paris 1 et Paris 12/INRAP (Laboratoire de Géographie Physique : Environnements Quaternaires et Actuels – LGP), Meudon, et Unité Mixte de Recherche (UMR 8215) (Trajectoires – De la Sédentarisation à l’État), Nanterre, France (salomegranai@yahoo.fr).

Ingénieur d’études, Service Régional de l’Archéologie, Direction Régionale des Affaires Culturelles (Pays de la Loire), Unité Mixte de Recherche (UMR 8591) CNRS/universités Paris 1 et Paris 12/INRAP (Laboratoire de Géographie Physique : Environnements Quaternaires et Actuels), Meudon, France (lj.yann@gmailcom).

Ingénieur chargé de recherche, Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP Centre et Île-de-France), Unité Mixte de Recherche (UMR 8591) CNRS/universités Paris 1 et Paris 12/INRAP (Laboratoire de Géographie Physique : Environnements Quaternaires et Actuels), Meudon, France (Patrice.Wuscher@inrap.fr).

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