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Bettencourt-Saint-Ouen (Somme)

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Jean-Luc Locht

Chapitre 1. Études géologiques, environnementales et datations

Pierre Antoine, Patrick Auguste, André-Valentin Munaut, Manfred Frechen, Anette Englemann et Véronique Michel

Texte intégral

1.1 Contexte stratigraphique et paléopédologique ; interprétation chronostratigraphique et environnementale1

1.1.1 Introduction

1.1.1.1 Contexte géomorphologique

1Les coupes étudiées à Bettencourt sont situées sur la partie médiane du versant en pente douce exposé au N-E d’une vallée sèche asymétrique (Fond des Eronvalles). Cette dernière correspond à une morphologie typique du bassin de la Somme, caractérisée par l’opposition entre un versant crayeux abrupt exposé à l’O-N-O (fig. A, p. 17) et un versant limoneux en pente douce exposé à l’est (Antoine 1990).

2Dans cette configuration le versant abrupt exposé aux vents dominants se distingue essentiellement par des processus de déflation et de solifluxion (alternances gel-dégel), alors que le versant opposé s’individualise au contraire par la prédominance des processus d’accumulations des sédiments d’origine éolienne et colluviale.

3En effet, sur les versants en pente douce, en position sous le vent par rapport aux directions qui prévalaient au cours du Weichsel (N-O : Lautridou 1985 ; Antoine 1990 ; 1998), la sédimentation éolienne est favorisée par les turbulences et la baisse d’énergie engendrées par la topographie. Le piégeage des particules limoneuses est par ailleurs facilité par le rôle de la couverture neigeuse qui persiste sur ces versants exposés au N-E alors qu’elle s’accumule peu et fond plus rapidement sur le versant opposé.

4Dans ce contexte, la sédimentation d’origine colluviale, qui domine sur le site (Antoine et al. 1995a), est aussi favorisée par l’asymétrie de la morphologie comme à Saint-Sauflieu (Antoine 1989 ; Antoine et al. 1994) et dans les nombreuses autres séquences du Début Glaciaire weichsélien du N-O de la France (Sommé et al. 1980 ; 1986 ; Antoine et al. 1998). En, effet, l’alimentation des accumulations colluviales de bas de versant nécessite la présence de formations éoliennes et de paléosols disponibles en haut de versant pour le remaniement par les processus de colluvionnement. La préservation de ces dépôts colluviaux dans la partie médiane et basse des versants en pente douce exposés à l’E-N-E témoigne d’un bilan érosion/sédimentation positif et d’une importance relativement faible des processus de solifluxion. Le versant abrupt exposé à l’O-N-O montre par contre un bilan négatif en raison de l’intensité des processus de solifluxion lors des phases pléniglaciaires (alternances gel-dégel et érosions plus marquées).

1.1.1.2 Méthodologie

5L’étude du contexte stratigraphique et paléoenvironnemental des occupations humaines de Bettencourt est fondée sur une approche stratigraphique détaillée de l’ensemble des profils dégagés au fur et à mesure de l’avancement de la fouille. Le travail de levé détaillé a été concentré sur deux grands profils quasi perpendiculaires qui recoupent l’ensemble des unités stratigraphiques observées et permet de les restituer (L1 et L2, fig. 7-9).

6Ces deux profils ont fait l’objet d’un levé détaillé (5 cm/1 m), dans lesquels sont localisés tous les échantillons prélevés (fig. 8). En raison de la complexité de la stratigraphie et de la discontinuité latérale des unités, l’échantillonnage a été concentré sous la forme de quatre séquences continues localisées dans de la coupe L1, où les différentes unités sont les mieux représentées (fig. 7, 8).

7Les différents types d’échantillons destinés à compléter les observations de terrain et à fournir des données pour la caractérisation détaillée des processus sédimentaires et pédologiques sont les suivants (fig. 8) :

8• Colonnes continues (1 éch./ 5 cm) dans les profils P1 à P4 Susceptibilité magnétique. Échantillons cubiques (2 cm) en colonnes continues (fig. B, p. 17) pour mesure en laboratoire au susceptibilimètre Bartington (mesures : D.-D. Rousseau – Univ. Montpellier II).

9• Colonnes continues (1 éch./10 cm) dans les profils P1 à P4 Sédimentologie (carottier ø 4 cm). Granulométrie 6 fractions sans décarbonatation par tamisage et pipette (˂ 1 pm ; 1-2 µm ; 2-20µm ; 20‑50 µm ; 50-200 µm et 200-2 000 pm) ; calcimétrie.

10Géochimie des sols. Fer total (mise en solution totale HF et absorption atomique flamme) et carbone organique (méthode sulfochromique) (INRA – Arras).

11Carbone organique et13C de la matière organique. Analyse élémentaire et spectrométrie de masse isotopique (C. Hatté – LSCE, CNRS-CEA, Gif/Yvette).

12• Boîtes de 30 cm en continu

13Palynologie. 4 x 30 cm en P3, complété par une boîte de 30 cm en P4 et 12 échantillons ponctuels en P2 (1 ech./20 cm) (A.-V. Munaur – Université de Louvain-la-Neuve).

14• Séries de blocs non perturbés

15Micromorphologie. Une série de blocs de sédiments et de sols non perturbés a été prélevée dans les profils P1 à P4 (fig. C, p. 17), pour la fabrication de lames minces (laboratoire de Géomorphologie, CNRS, Caen).

16Échantillonnages ponctuels pour datation

17Datations TL/IRSL. Les échantillons destinés aux datations TL-IRSL ont été prélevés dans les coupes L1 (BSO-1 à BSO-4) et complétés par deux échantillons en L2 (BSO-5 et BSO-6) (M. Frechen, A. Engelmann – CECQR, Cheltenham, Angleterre).

FIG. A
Vue aérienne du site montrant l’opposition entre le versant crayeux et le versant en pente douce avec couverture limoneuse et sols humifères (cf. § 1.1.1.1, p. 16).

FIG. B
Séquence d’échantillonnage pour la susceptibilité magnétique (cf. § 1.1.1.2, p. 16) (fig. 7 et 8, P3).

FIG. C
Série de blocs non perturbés pour la fabrication de lames minces (cf. § 1.1.1.2, p. 16) (fig. 7 et 8, P3).

Abréviations : LP : lumière polarisée LPA : lumière polarisée analysée
FIG. D
 
Unité 4, MM‑21 : structure granulaire à coiffes silteuses (taille de la vue : 5 mm), LP (cf. § 1.1.2.1, p. 26).

FIG. E
Unité 4, MM-21 : imprégnation micritique péri-racinaire (hypocoating) (taille de la vue : 2,5 mm), LPA (cf. §1.1.2.1, p. 26).

FIG. F
Unité 6, MM-7 : revêtement argilo-humique sur biopore et colmatage silteux d’un biopore (gauche de la vue) (taille de la vue : 2,5 mm), LP.

FIG. G
Unité 6, MM-9 : revêtements argilo-humiques à silto-humiques stratifiés avec phase silteuse (siltane) finale (taille de la vue : 5 mm), LP.

FIG. H
Unité 6, MM-9 : détail d’un lit argilo-humique du revêtement argilo-humique stratifié précédent (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.

FIG. I
Unité 6, MM-8 : revêtements argilo-humiques à silto-humique stratifiés concentriques (taille de la vue : 2,5 mm), LPA.

FIG. J
Unité 6, MM-8 : détail de la vue précédente (taille de la vue : 0,6 mm), LPA.

FIG. K
Unité 6, MM-9 : nodule organo-ferrique zoné (taille de la vue : 1,2 mm), LP.

FIG. L
Unité 6, MM-7 : micro-charbon (taille de la vue : 0,6 mm), LP.

FIG. M
Unité 7, MM-4 : revêtement argilo-humique avec micrograins opaques (charbons-cendres ?) en phase finale (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.

FIG. N
Unité 7, MM-5 : concentration de grains organo-ferriques (bactériens ?), (taille de la vue : 0,6 mm), LPA.

FIG. O
Unité 7, MM-2 : accumulation de grains organo-ferriques dans la porosité (origine bactérienne ?) (taille de la vue : 0,6 mm), LPA.

FIG. P
Unité 7, MM-4 : coupe d’un fragment végétal ligneux ferruginisé (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.

FIG. Q
Unité 7, MM-4 : bioturbation à remplissage papulisé (insectes ?) (taille de la vue : 5 mm), LP.

FIG. R
Unité 9, MM-10 : revêtements argilo-humiques à silto-humiques stratifiés fracturés (gel) et recouvert par une phase silteuse (translucide) finale (taille de la vue : 5 mm), LP.

FIG. S
Unité 9, MM-10 : détail d’un revêtement argilo-humique sur biopore (taille de la vue : 1,2 mm), LP.

FIG. T
Unité, 9 MM-10 : détail d’un micro-charbon (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.

FIG. U
Unité 9, MM-10 : bioturbation ± concentrique à remplissage papulisé (taille de la vue : 5 mm), LP.

FIG. V
Unité 10, MM-11 : revêtements argilo-humiques et silto-humiques stratifiées concentriques (taille de la vue : 2,5 mm), LPA.

FIG. W
Unité 10, MM-11 : bioturbation à remplissage stratifié convexe (coléoptères ?) (taille de la vue : 5 mm), LPA.

FIG. X
Unité 11, MM-16 – Débris ligneux humifié (taille de la vue : 0,6 mm), LP.

FIG. Y
Unité 13, MM-18 ferriargilanes jaunes et argilanes organiques microlités (brun-rouge) (taille de la vue : 2,5 mm), LP.

FIG. Z
Unité 13, MM-18 – Revêtement argilo-humique à silto-humique stratifié concentrique (taille de la vue : 2,5 mm), LP.

FIG. AA
Unité 13, MM-18 remplissage papulisé dans une bioturbation (taille de la vue : 2,5 mm), LPA.

FIG. AB
Unité 13, MM-18 : pellets argileux (déjections de vers) à revêtements organiques (taille de la vue : 5 mm), LP.

FIG. AC
Vue générale de la grande poche karstique du profil L1 (fig. 7 : + 4 à + 12 m).

FIG. AD
Vue générale de l’extrémité nord du profil L1 (fig. 7 : + 15 à + 30 m) montrant le plongement et la troncature des sols humifères sous le contact érosif à la base des lœss.

FIG. AE
Grande cavité creusée dans l’unité 10 (terrier), et colmatée par des produits de d’érosion des sols gris-forestiers 6-7 drainés en profondeur.

FIG. AF
L1 + 27,5 m : contact érosif et discordance à la base des lœss avec cailloutis basal.

FIG. 7
Levé détaillé du profil L1, localisation des niveaux archéologiques et des échantillons TL-IRSL (d’ap. Antoine et al. 1995). Cf. description des unités dans le texte.

FIG. 8
Localisation des différents échantillons et profils d’échantillonnage dans le profil L1 (P1 à P4). Cf. description des unités dans le texte.

FIG. 9
Levé détaillé du profil L2. Cf. description des unités dans le texte.

1.1.2 Stratigraphie et paléopédologie

1.1.2.1 Description des unités, localisation des niveaux paléolithiques

18La description des unités est basée sur la description de terrain, complétée par l’observation à la loupe binoculaire de blocs non perturbés (mésomorphologie) et l’étude des lames minces (micromorphologie). Les données analytiques (granulométrie, Fer et Carbone total, susceptibilité magnétique, et 13C) sont résumées dans les figures 10 et 11.

FIG. 10
Variations des teneurs en argile, en Fer total, en carbone organique total et des valeurs du δ 13C (mesures : C. Hatté, LSCE-Gif) dans le complexe de sols de Bettencourt. Cf. description des unités dans le texte.

FIG. 11
Variations des teneurs en limon fin, limon grossier, sable fin, sable grossier et des valeurs du δ 13C (mesures : C. Hatté, LSCE-Gif) dans le complexe de sols de Bettencourt. Cf.description des unités dans le texte).

19L’étude micromorphologique s’est focalisée sur le complexe de sols (unités 4 à 13) dans un but de caractérisation fine des processus sédimentaires et pédologiques. Cette approche fournit les éléments fondamentaux pour l’individualisation des différentes phases de pédogenèse et de dépôt observées sur le terrain et apporte des éléments importants pour l’interprétation de la séquence d’événements enregistrés et donc pour l’attribution chronostratigraphique des niveaux d’occupation paléolithique.

20La localisation de chaque bloc dans la stratigraphie est donnée par la figure 8. L’interprétation est basée sur l’ensemble des caractéristiques macro- (terrain), méso- et micromorphologiques de chaque unité.

Unité 0

21Limon brun grisâtre à silex épars et structure granulaire (horizon de labour [Ap] du sol de surface).

Unité 1

22Limon argileux compact, brun à brun orangé (10 YR 5/6), à structure prismatique diffuse, agrégats bien formés et nombreux biopores (horizon BT du sol brun lessivé de surface).

Unité 2a

23Lœss non calcaire (décarbonaté), homogène, brun-jaune (10 YR 5/8) à lits argileux plus foncés (10 YR 5/6) ondulés (faciès à « doublets »).

Unité 2b (uniquement en L2). FIG. 9

24Lœss calcaire homogène brun-jaune clair.

Unité 3

25Lœss calcaire lité jaune à brun-jaune clair, à lits sableux et nombreuses microfentes de cryodessication (5/10 cm, maille 20-30 cm). Le contact de base avec le sol humifère de l’unité 4 est très irrégulier et dénote une érosion intense ; il est souligné par un lit de silex gélifractés à patine blanche et de granules de craie contenant de l’industrie paléolithique remaniée. Localement, ce contact érosif montre des structures d’incision latérales irrégulières (fig. 9), avec reprise de blocs gelés provenant du sol humifère 4.

Unité 4

26Limon humifère homogène non calcaire brun-gris (10 YR 4/3), à rares silex épars, structure lamellaire millimétrique (feuilletée) et forte porosité fine (˂ 1 mm). La partie supérieure est jalonnée par un horizon à tâches brunes à orangées irrégulières associées à de nombreuses petites concrétions ferromanganiques résultant de la dégradation de la matière organique (altération par le mycélium). Un niveau d’industrie lithique (N1) se localise dans la partie inférieure de cette unité (fig. 7).

• Données micromorphologiques. FIG. 8, L1, profil P4 (MM-20 à MM-22)

27Texture. Texture limoneuse bimodale à grains de sable assez nombreux et petits débris de silex épars.

28Structures liées au gel. Structure de type lamellaire fine à granulaire vers le sommet (2-4 mm), avec agrégats à coiffes silteuses (fig. D, p. 17), montrant un début de rotation dans la partie supérieure ; fragments de nodule FeMn remaniés avec coiffe silteuse.

29Illuviations. 0.

30Papules. Rares papules d’argilanes brun-rouge argilo-humiques (200 µm max.).

31CaC03. Pseudomorphoses racinaires et hypocoatings (fig. E, p. 17).

32FeMn et oxydes de fer. Nodules FeMn nombreux, zonés, en place souvent formés sur des nodules arrondis remaniés ; accumulations locales de petits grains organo-ferriques opaques à contour diffus.

33Restes organiques. Nombreux microfragments organiques humifiés ˂ 5 µm dispersés dans la masse.

34Bioturbation. Zones bioturbées plus claires (ø 2-3 mm) à structure concentrique et nombreux agrégats subsphériques (ø 1-2 mm, déjections) ; structure en boulettes et bioturbation plus marquée vers la base, biogaleries (ø 1-2 mm) avec remplissage de silt lavé (gel-dégel).

Unité 5

35Horizon gris-jaune non calcaire, à glosses irrégulières (10 à 20 cm), riche en concrétions ferromanganiques et petits éclats de silex ; structure polyédrique à granulaire à squelettanes gris-blanc abondants. Localement, la base de ce niveau montre des fentes fines fauchées à remplissage grisâtre déferrifié (PI, +17 m).

Unité 6

36Limon argilo-humique non calcaire, compact brun foncé « chocolat-noir » (10 YR 3/3 à 3/4), à structure prismatique au sommet, puis polyédrique centimétrique, très marquée, soulignée par des lits de squelettanes blancs. Structure fine : forte porosité racinaire à illuviations brun foncé et nombreuses logettes (ø 1 cm), à pellets argileux, localement associés à des silts blancs (squelettanes remaniés) ; quelques petits silex épars et concrétions ferromanganiques millimétriques dispersées dans la masse. Un niveau d’industrie paléolithique en place (N2a) a été observé à la base de cette unité au contact 6/7 (fig. 7).

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P3 (MM-9 à MM-6 [sommet])

37Texture. Limon grossier sableux hétérogène (plus grossier que dans l’unité 4), éluviation assez poussée (nombreuses plages blanchies) ; structure plus compacte vers la base de l’unité (prise en masse) ; microfissuration liée à la rétraction de la matière organique (dégradation) ; quelques fragments de silex à section triangulaire (esquilles de taille : 1-2 mm).

38Structures liées au gel. Structure polyédrique à prismatique centimétrique, à enduits de silt blancs ; nombreuses fissures recoupant l’ensemble des structures ; accumulation finale de silts blancs (squelettanes) dans les biogaleries (fig. F, p. 18) et à la surface des fissures (gel saisonnier profond post-illuviation).

39Illuviations

40– Partie supérieure : très nombreux revêtements argilo-humiques microlités à silto-humiques stratifiés (intercalations silteuses, fig. G, p. 18), brun-rouge à forte biréfringence (fig. H, p. 18), localement ferruginisés (noirs) ; présence de micrograins opaques dans les lits d’argiles plus sombres (microcharbons) ; structures à revêtements argilo-humiques concentriques stratifiés (ø 1-2 mm, fig. I, J, p. 18).

41– Partie inférieure : revêtements argilo-humique à silto-humique stratifiés beaucoup moins nombreux, essentiellement sur biopores (fig. F, p. 18) ; structures à revêtements stratifiés concentriques beaucoup plus fréquentes. Faible illuviation dans la masse ; localement, revêtements brun sombre à micrograins noirs (cendres, microcharbons ?)

42Papules. Papules assez nombreuses (bioturbation) dans la partie supérieure (MM-9), puis de plus en plus rares vers la base.

43FeMn et oxydes de fer

44– Partie supérieure : importante imprégnation ferrique et ferromanganique en place ; grandes plages oxydées (1-3 mm) dans la partie supérieure (MM-9), et nodules FeMn zonés (croissance discontinue, fig. K, p. 18) ; enduits d’oxydes de fer sur les biopores (ø ˂ 1 mm).

45– Partie inférieure : nodules arrondis essentiellement remaniés, quelques nodules zonés (ø 1-2 mm), disparition des grandes plages oxydées ; nombreux micrograins sphériques organo-ferriques opaques ø ˂ 5 µm (activité bactérienne ?).

46On observe deux types de nodules :

47type 1 – nodules développés autour de nodules remaniés ;

48type 2 – nodules primaires à structure concentrique ou zonée.

49Restes organiques. Nombreux petits fragments végétaux humifiés et ferruginisés et débris charbonneux ˂ 30 pm (fig. L, p. 19).

50Bioturbation. Bioturbation importante dans la partie supérieure, essentiellement représentée par des structures concentriques (ø 2-5 mm) à lits organiques brun grisâtre ou illuviés ; et bioturbations de gros diamètre (1-1,5 cm) à remplissage de boulettes argileuses contenant des papules (vers) ; tubules à remplissage « brassé » (ø 2-4 mm, galeries de vers) ; grosses cavités biologiques à remplissages lités intégrant des fragments de croûte de battance remaniés.

Unité 7

51Limon argilo-humique non calcaire compact, brun-noir à noir (10 YR 3/2 à 2/2), à structure prismatique « lâche » (prismes de 5 à 10 cm), nettement soulignée par des enduits de squelettanes blancs ; forte porosité racinaire à illuviations noires épaisses, rares logettes à pellets argileux ; silex épars assez nombreux dans la partie supérieure. La base de cette unité contient de nombreux petits nodules brun orangé argileux hérités de l’érosion du Bt 13. Le niveau paléolithique N2b (niveau principal) est localisé dans les premiers centimètres de cette unité.

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P3 (MM-6 [base] à MM-2)

52Texture. Texture limono-sableuse hétérogène, à fragments de silex épars (esquilles de taille ?) ; massive (prise en masse) ; avec microfissuration (rétraction de la matière organique).

53Structures liées au gel. Du même type que dans les niveaux sus-jacents, avec accumulation silteuses (siltanes, post-illuviation) dans les biogaleries.

54Illuviations. Revêtements argilo-humiques essentiellement localisés dans la porosité ; structures stratifiées concentriques apparemment un peu plus sombres et ferruginisées qu’en MM-7 ; localement, phase silteuse à micrograins opaques (charbonneuse) terminale (fig. M, p. 19).

55Papules. Papules arrondies (ø ˂ 1 mm) peu nombreuses au sommet, puis plus abondantes à la base ; macronodules de sol (Bt) remaniés (5- 15 mm) à la base en MM-3 et MM-2.

56FeMn et oxydes de fer. Idem niveaux sus-jacents ; petits nodules arrondis remaniées (0,5-2 mm) et phase en place peu développée. Accumulations locales de micrograins organo-ferriques opaques (bactériens) (fig. N, O, p. 19)).

57Restes organiques. Fragments humifiés végétaux et charbons ; nombreux grains organo-minéraux (ø ˂ 5 µm), localement associés aux illuviations (postérieurs), microfragments très abondants dans la masse (fig. L) ; restes végétaux ferruginisés à structure interne conservée (fig. P, p. 19) ; microdébris organiques un peu plus abondants vers la base (MM-3/2). Bioturbation. Bioturbations (ø 3-6 mm) à remplissage brassé plus clair ; à bordure sombre constituée par une accumulation d’opaques (microdébris organiques plus ou moins ferruginisés) ; structures de brassage (ø 2 mm env.), concentriques non illuviées à lits organiques (fig. Q, p. 19) (vers ?).

58Chronologie. Idem unité 6.

Unité 8

59Petit horizon glossique non calcaire, gris clair limoneux non calcaire à taches d’oxydation orangées. Ce niveau apparaît fortement bioturbé et contient des nodules hérités du sol 13.

Unité 9

60Limon brun-gris clair non calcaire, très compact, à structure prismatique diffuse à squelettanes ; porosité fine remplie par des siltanes blancs, très nombreuses concrétions ferromanganiques, et nombreuses plages oxydées. La partie supérieure de cette unité est pénétrée par les glosses associées au niveau 8, sa limite inférieure avec 10 est assez irrégulière.

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P2 (MM-10)

61Texture. Limon sableux hétérogène à fragments de silex épars, quelques fragments de grès ferrugineux arrondis, rares esquilles de taille (2-3 mm).

62Structures liées au gel. Macrostructure prismatique, et abondants enduits et remplissages de silt blanc (siltanes, fig. R, p. 19).

63Illuviations. Très nombreux revêtements argilo-humiques à faible biréfringence essentiellement localisées sur les biopores (fig. S, p. 19) ; nombreuses structures concentriques stratifiées (fig. R) ; phase d’accumulation silteuse finale (squelettanes) dans l’ensemble de la porosité (fig. R). Papules. Nombreuses papules argilo-humiques dans les bioturbations. FeMn et oxydes de fer. Nombreux nodules FeMn arrondis remaniés, puis phase d’imprégnation ferrique importante en place antérieure à l’illuviation et phase finale avec ferruginisation des argilanes.

64Restes organiques. Débris opaques ferruginisés moins nombreux que dans la base de P3 (MM-2/MM-3) microcharbons (fig. T, p. 19).

65Bioturbation. Structures de type pédotubules (ø 4-6 mm) à remplissage stratifié à lits sombres humifiés et papules argilo-humiques (fig. U, p. 19). Chronologie

  1. Dépôt colluvial alimenté par le remaniement du sol Br 13 en bordure de la dépression en contexte hydromorphe (hydromorphie starionnelle).

  2. Phase d’illuviation argilo-humique à silto-humique stratifiée.

  3. Hydromorphie finale (ferruginisation des argilanes ; croissance des nodules FeMn).

  4. Gel saisonnier profond avec accumulation de squelettanes remaniés dans la porosité.

Unité 10

66Limon brun grisâtre (10 YR 4/4), non calcaire, très compact à structure prismatique décimétrique soulignée par des squelettanes fins ; nombreux biopores à revêtements argileux brun-noir. Le niveau paléolithique N3a se localise au sommet de cette unité ou quelques centimètres plus haut dans la base de 9.

67La limite inférieure de cette unité est jalonnée, dans la partie droite de la grande poche, par un cailloutis de silex hétérogène à matrice argileuse. En dehors de la structure en poche de P1, ce cailloutis repose sur la craie (15) par l’intermédiaire d’un niveau argileux brun-noir d’altération de la craie (14). Le niveau d’industrie (N3b), à patine blanche, repose directement sur ce cailloutis, en dehors de la poche. En revanche, dans la poche, quelques artefacts non patinés ont été trouvés à la base de l’unité 10, dans le prolongement de ce cailloutis (fig. 7).

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P2 (MM-11 à MM-15)

68Texture. Limon sableux hétérogène non stratifié à fragments de grès ferrugineux roulés plus nombreux, et nombreux petits fragments de silex (˂ 1-2 mm) quelques esquilles de silex de 2 à 3 mm à section triangulaire (débitage ?).

69Structures liées au gel. Macrostructure prismatique, et abondants enduits et remplissages de silt blanc (siltanes) dans la porosité.

70Illuviations. Revêtements argilo-humiques à silto-humiques sur biopores moins nombreux que dans l’unité 9 ; structures illuviées concentriques stratifiées assez fréquentes (fig. V, p. 20). Phase d’accumulation silteuse finale (squelettanes) moins développée que dans l’unité 9. D’une manière générale, baisse de la densité des revêtements argileux vers la base.

71Papules. Nombreuses papules argilo-humiques associées aux bioturbations dans la partie supérieure, puis de plus en plus rares en profondeur.

72FeMn et oxydes de fer. Nombreux nodules FeMn arrondis remaniés, puis phase d’imprégnation ferrique moins importante qu’en 9, localement accumulation de micrograins organo-ferriques (˂ 1 µm) dans la porosité.

73Restes organiques. Débris opaques ferruginisés et fragments ligneux humiliés (et ferruginisés) à structure préservée.

74Bioturbation. Structures de type pédotubules (ø 4-6 mm) à remplissage stratifié à lits sombres humiliés à papules argilo-humiques (fig. W, p. 20) ; grosses bioturbations (1,5-2 cm) à remplissage lité (lits organiques).

75Chronologie. Identique à celle de l’unité 9, mais l’illuviation et les imprégnations ferriques et silteuses sont beaucoup moins marquées.

Unité 11

76Limon brun argileux hétérogène, non calcaire, moins compact que dans l’unité 10, et contenant à la partie inférieure des lentilles et des nodules de limon argileux brun orangé provenant du remaniement du Bt 13 dans la base de la poche.

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P2 (MM-16)

77Texture. Idem unité 10.

78Structures liées au gel. Du même type que celles rencontrées dans l’unité 10, squelettanes abondants sur fissures de gel verticales et colmatage silteux dans la porosité.

79Illuviations. Revêtements argilo-humiques épais sur grosses biogaleries (2-3 mm).

80Papules. Papules plus nombreuses et surtout présence de gros nodules remaniés (5-15 mm).

81FeMn et oxydes de fer. Idem unités 9 et 10.

82Restes organiques. Microdébris ligneux humifiés et ferruginisés plus abondants qu’en 10 (fig. X, p. 21).

83Bioturbation. Idem unités 9 et 10.

84Chronologie. Idem unités 9 et 10.

Unité 12

85Lentille de limon gris-brun (10 YR 3/3) non calcaire, à tâches argileuses brunes interstratifiée dans la base de 11. Ce niveau est uniquement localisé dans la partie inférieure et en bordure du remplissage de la poche.

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P2 (MM-17)

86Texture. Idem unités 9 et 10.

87Structures liées au gel. Fissures quasi verticales et colmatage silteux dans la porosité.

88Illuviations. Revêtements argilo-humiques peu développés essentiellement représentés par des revêtements silto-humiques à faible biréfringence.

89Papules. Papules et macronodules argileux (Bt).

90FeMn et oxydes de fer. Nodules remaniés arrondis abondants avec localement nouvelle phase de croissance peu marquée.

91Restes organiques. Microdébris végétaux (ligneux) ferruginisés assez abondants moins bien conservés que dans l’unité 11.

92Bioturbation. Assez peu marquée, quelques grosses structures (ø 4- 5 mm) à remplissage concentrique.

Unité 13

93Limon argileux, compact, non calcaire, brun orangé (7,5 YR 4/6 à 4/4) avec forte structure polyédrique à lamellaire centimétrique ; porosité racinaire avec illuviations argileuses (horizon Bt). On y observe aussi de fins squelettanes sur la surface des prismes et des tubules ainsi que des logettes (ø 1 à 1,5 cm) à remplissage de pellets argileux (vers).

• Données micromorphologiques. FIG. 8, profil P1 (MM-18, MM-19)

94Texture. Limon sableux plus homogène que dans les unités 9 à 12.

95Structures liées au gel. Fissuration des argilanes jaunes microlités, forte imprégnation de la porosité par des siltanes, et enduits de silt sur la surface de la structure polyédrique.

96Illuviations. Revêtements brun-jaune clair microlités à forte biréfringence localement déferrifiés (fig. Y, p. 21) ; et revêtements complexes argilo-humiques à silto-humiques stratifiés avec nombreuses structures illuviées concentriques (fig. Z, p. 21) ; revêtements argilo-humiques fins sur fissures subverticales.

97Papules. Très abondantes papules au sommet (MM-18), en liaison avec la bioturbation et le gel-dégel (fig. AA, p. 21).

98FeMn et oxydes de fer. Importante imprégnation ferrique à organo-ferrique post-illuviations jaunes et nombreux nodules FeMn en place ; traces d’enduits organo-ferriques noirs associées à des restes végétaux ferruginisés (racines).

99Restes organiques. Rares microcharbons dans une fissure verticale (gel). Bioturbation. Nombreuses chambres d’hibernation de vers (cavités à remplissage de pellets argileux à enduits organiques [fig. AB, p. 21]) ; structures concentriques à remplissage papulisé.

100Chronologie

  1. Illuviation initiale à ferriargilanes jaune clair microlités.

  2. Imprégnation ferrique, revêtements organo-ferriques sur les illuviations initiales.

  3. Phase à revêtements argilo-humiques à silto-humiques stratifiés avec intense bioturbation (plusieurs générations).

  4. Phase finale de gel saisonnier profond avec imprégnation silteuse dans la porosité.

Unité 14

101Niveau argileux compact brun à brun noir à nombreux silex et blocs de grès tertiaire (niveau de blocage des argiles à la base de la séquence au contact de la craie altérée, horizon Bß). Ce niveau contient des silex non altérés, directement issus de la décalcification de la craie, associés à de nombreux silex et blocs de grès roulés à forte patine correspondant au remaniement par solifluxion des formations résiduelles à silex présentes plus haut sur le versant.

102Faciès 14’ (Ll, + 11 m). Lentille de cailloutis de silex lavés à matrice de silt gris clair localisée entre la base de 14 et la craie (drainage en profondeur de siltanes issus de la fonte des lentilles de glace).

Unité 15

103Craie altérée en petits blocs à silex branchus épars.

Unité 16

104Dépôt crayeux hétérogène, humifère, à silex gélifractés, blocs et granules de craie. L’ensemble possède une structure de ruissellement très marquée (dépôt de pente crayeux ruisselé).

1.1.2.2 Interprétation pédosédimentaire

105Les unités sont décrites de la base au sommet.

Unité 13

106L’unité 13 (profil P1, MM-18-19, fig. 8) correspond à un horizon fortement tronqué de sol brun lessivé, développé sur un limon sableux homogène (Lœss saalien). Il se distingue par des teneurs en argile élevées (˂ 2 pm : 25-27 %, argile fine ˂ 1 µm : 25 %), 0,12 % de COT (carbone organique total) et 2,5 % de Fer total. La faiblesse relative des valeurs de susceptibilité magnétique (12 unités SI) est cependant compatible avec les données régionales (Antoine et al. 1999).

107D’après les données micromorphologiques, il apparaît comme un horizon Bt complexe où se juxtaposent plusieurs phases d’illuviation et de gel saisonnier profond. On y distingue une génération initiale de ferriargilanes jaunes, en partie déferrifiés et fracturés par le gel, suivie par la mise en place de nombreux revêtements argilo-humiques ou silto-humiques stratifiés associés à une intense bioturbation. Cette succession traduit la surimposition dans un même horizon de traits pédologiques typiques d’un Bt interglaciaire et de revêtements et de bioturbations liés au développement ultérieur des sols gris forestiers des unités Il à 6 au cours du Début Glaciaire weichsélien. Enfin, les illuviations sont fortement fragmentées (papules) et l’ensemble de l’unité apparaît nettement brassé par le gel en relation avec les phases de gel saisonnier profond (Van Vliet-Lanoë 1988 ; Huijzer 1993), mises en évidence dans les unités sus-jacentes (Début Glaciaire weichsélien).

Unités 12 à 9

108Le complexe formé par les unités 12 à 9 correspond au colmatage de la dépression observée en L1 entre + 5 et + 10 m environ (fig. 7, 8, fig. AC, p. 22). L’existence de cette dépression est en liaison avec des processus de dissolution du substratum crayeux directement sous-jacent (dépression ou poche karstique). Ce processus de dissolution de la craie est souligné par la présence d’un niveau brun-noir compact d’accumulation des argiles et du manganèse au contact de la craie (horizon Bß, base de l’unité 14).

109Le colmatage de la dépression est constitué par une accumulation colluviale de matériaux limono-argileux faiblement humifères (COT : 0,4 à 0,2 %) de plus en plus homogènes vers le sommet. La décroissance des taux d’argile (25-30 à 15 %) et des valeurs de susceptibilité magnétique de la base vers le sommet traduisent bien cette dynamique d’érosion progressive du Bt 13. Les courbes d’argile, de fer total, de susceptibilité magnétique et de COT montrent en effet une évolution inverse par rapport à celles classiquement observées de la base vers le haut d’un Bt (Rousseau et al. 1994 ; Antoine et al. 1999) et traduisent bien l’érosion d’horizons de plus en plus profonds du sol interglaciaire.

110Les lentilles de plusieurs centimètres de limon argileux 13 (Bt) remaniées (fig. 8) et de nombreux nodules de sol observés à la base confirment clairement ce processus d’érosion du Bt sur les bords de la dépression. Les microfragments de charbons de bois présents dans cette unité ainsi que les valeurs relativement élevées du COT de la base de 11 traduisent aussi l’érosion et le remaniement des horizons superficiels organiques du sol brun lessivé de l’unité 13. Par ailleurs, la base du colmatage comporte des masses irrégulières de sédiment grisâtre aux contours irréguliers (unité 12), que l’on peut interpréter comme des restes d’un premier dépôt colluvial post-interglaciaire remaniés (« glissés ») lors des premières phases d’individualisation de la dépression karstique.

111Cependant, la séquence des unités 12 à 10 ne correspond pas uniquement à une séquence de colmatage colluvial. En effet, les données de terrain ainsi que les observations mésoet micromorphologiques permettent d’y mettre en évidence des traits pédologiques rapportables à un sol de type gris forestier (Gerasimov, Glazovskaya 1960 ; Van Vliet-Lanoë 1990 ; Gerasimova et al. 1996 ; Shugalei 1997), ou Greyzem (FAO 1974 ; Drissen, Dudal 1991), ou Grisols (INRA 95).

112En effet, l’ensemble des unités 11 à 9 montre de nombreux revêtements argilo-humiques à silto-humiques brun sombre et une importante activité de la pédofaune (chambres d’hibernation de vers de terre, biotubules à remplissage stratifié plus ou moins concentriques…).

113Cette phase d’illuviation, précédée d’une importante imprégnation ferrique, est surtout bien représentée dans le sommet du colmatage, dans l’unité 9 où elle se caractérise par de nombreux revêtements argilo-humiques (ferriargilanes humiques) à silto-humiques stratifiés à structure concentrique (fig. R, S, W, p. 20). Ces revêtements traduisent des conditions continentales contrastées avec alternance de phases arides et de périodes de drainage accéléré (fonte de la couverture neigeuse/déstabilisation superficielle printanière). Cet horizon de type Bthd (Bt humifère dégradé) se traduit par ailleurs par des valeurs élevées de COT (0,7 %), proches de celles relevées dans les « sols noirs » sus-jacents (unités 7 et 6). Les valeurs de susceptibilité magnétique sont par contre très faibles dans l’unité 9 (4-6 unités SI), probablement en rapport avec le phénomène de destruction des minéraux ferromagnétiques (maghémite-magnétite) dans ce contexte hydromorphe (Maher 1986 ; Nawrocki et al. 1996).

114L’hydromorphie très marquée qui caractérise l’unité 9 est en partie exacerbée par les conditions locales qui favorisent la stagnation de l’humidité au niveau de la dépression (gley nival). Enfin, la séquence de colmatage de la poche est caractérisée par une très forte compaction qui a détruit une partie des traces d’activités biologiques du sol. Cette compaction (prise en masse), liée aux conditions hydromorphes locales, pourrait aussi être en rapport avec la dynamique de la glace (compaction entre les fentes de la structure prismatique grossière). En effet, le colmatage de la poche présente les caractéristiques d’un horizon fragique (compaction extrême, hydromorphie, prismation grossière ; Van Vliet-Lanoë 1988), dont le développement traduit un confinement du matériau lors du gel dans la dépression.

115La séquence 12-9 se caractérise aussi par une forte accumulation de silts de lavage qui colmate une grande partie de la porosité fine d’origine biologique et enduit la surface des macroprismes. Cette accumulation de silts lavés est caractéristique des horizons Bth des sols gris forestiers (« white powdering » des auteurs russes, Shugalei 1997). Elle résulte du lessivage et de l’accumulation dans le profil des revêtements de grains silteux produits par les alternances gel-dégel dans un contexte à gel-saisonnier profond (Van Vliet-Lanoë 1988 ; 1998 ; Huijzer 1993). Dans ce contexte continental frais, la fonte printanière de la couverture nivale provoque le drainage de ces silts dans l’ensemble du profil et leur accumulation dans les pores les cavités biologiques et les fissures de gel.

116Enfin, la phase la plus importante d’accumulation silteuse, systématiquement postérieure aux revêtements argilo-humiques, indique une phase majeure de gel saisonnier profond, de déstabilisation et de lessivage des particules fines à partir de la surface de la surface contemporaine d’une péjoration climatique postérieure au développement pédologique. Cette phase est responsable de la formation de l’horizon grisâtre 8 et des nombreuses glosses à remplissage deferrifié qui pénètrent le sol 9.

Unités 7, 6 et 5

117La base de la séquence représentée par les unités 7 à 5 se distingue nettement sur le terrain par une coloration très sombre (fig. B, C, AD, p. 17 et 22) et une structure prismatique au sommet puis polyédrique à lamellaire grossière soulignée par des fins lits de squelettanes blancs vers la base (gel saisonnier profond). Elle est séparée de la séquence précédente par un horizon gris clair hydromorphe à glosses associé à un petit cailloutis épars qui traduit une certaine érosion de la séquence précédente (unité 8).

118Le caractère colluvial du matériel des unités 7 et 6 est attesté par la présence de nombreuses papules et nodules de sol remaniés à partir des niveaux antérieurs, surtout dans la base de l’unité 7. Les taux exceptionnellement élevés de COT dans l’unité 7 (0,7 %) sont en partie à mettre en relation avec un apport de matériel contenant déjà une quantité importante de carbone, comme l’attestent les nombreux microcharbons de bois et fragments organiques humifiés observés dans cette unité (fig. L, p. 19). Il est probable que cette sédimentation ait été en partie favorisée par une ouverture du couvert végétal liée à des incendies de forêt périodiques. La présence de charbons de bois dans ce type de contexte est en effet systématique dans les pédocomplexe d’Europe de l’Ouest et semble traduire une généralisation des incendies naturels dans ces contextes continentaux frais à forêt boréale (Van Vliet-Lanoë 1988 ; Antoine obs. pers.).

119Les données palynologiques montrent en effet un cortège dominé par Betula comme à la base du sol gris forestier SS-1 de Saint-Sauflieu (Munaut in Antoine et al. 1994 ; 1998). Les unités 7 et 6 montrent les traits pédologiques d’un sol gris forestier typique (horizon Bth) corrélable avec le Sol SS-1 du stratotype régional de Saint-Sauflieu (Antoine et al. 1994 ; 1998). Ces sols se développent dans un environnement de type forêt-steppe ou sylvo-steppe à Pin et Bouleau et dans un contexte continental frais à forts contrastes saisonniers (précipitations : 400-600 mm/an ; Van Vliet-Lanoë 1990 ; Gerasimov, Glazovskaya 1960). Ils sont aussi caractérisés par une relative abondance des structures liées à l’activité des vers de terre (tubules, stratifiés, logettes d’hibernation à remplissage de pellets argileux) et aussi probablement aux insectes (coléoptères ?). À Bettencourt, les pourcentages d’argile totale (˂ 2 pm : 20 % max.), de fer et les valeurs de susceptibilité magnétique sont cependant plus faibles qu’à Saint-Sauflieu (partie plus profonde du Bth).

120D’une manière générale, les sols de Bettencourt et de Saint-Sauflieu sont caractérisés par de nombreux revêtements argilo-humiques souvent stratifiés avec alternances de lits argilo-humiques microlités et de lits silteux ou silto-humiques. Ces illuviations prennent par ailleurs souvent la forme de structures concentriques stratifiées qui correspondent à un colmatage discontinu des biopores (ø 1-3 mm). Ce caractère nettement stratifié des revêtements, comme dans le sol de l’unité sous-jacente 9, traduit une succession de phases de stabilité relative avec illuviation argilo-humique fine, séparées par des périodes de déstabilisation de la surface responsables du drainage des silts en profondeur et de leur accumulation dans la porosité. Ces phases d’illuviation grossière (siltanes) sont classiquement mises en relation avec la fonte périodique des lentilles de glace (Van Vliet-Lanoë 1988) et (ou) l’entraînement en profondeur des matériaux de l’horizon éluvié de surface lors de la fonte de la couverture nivale (Shugalei 1997).

121Cependant, elles pourraient aussi résulter de périodes de déstabilisation répétées de la surface du sol et du couvert végétal à la suite d’incendies, comme semble le montrer la présence de microcharbons entraînés dans les illuviations silto-humiques et de fragments de croûtes de battance sédimentées dans certaines grosses cavités biologiques. Ces alternances argilanes humiques/silts, qui n’apparaissent pas dans les revêtements argileux du Bt interglaciaire, sont typiques des sols gris forestiers du Début Glaciaire weichsélien.

122Par ailleurs, à Bettencourt comme à Saint-Sauflieu, il est possible de mettre en évidence une certaine évolution du couvert végétal de la base vers le sommet du sol gris forestier (développement progressif du bouleau, suivi d’une phase à pin puis de la régression de l’ensemble des AP ; Munaut in Antoine et al. 1994). Ces observations suggèrent que ces sols gris forestiers correspondent à des sols construits (sols cumuliques, « upbuilding soils », Almond, Tonkin 1999), différents des horizons Bth classiques développés à partir d’une surface stable et dans lesquels le contenu pollinique très pauvre correspond uniquement à des pollens drainés dans la porosité.

123Bien que les illuviations argilo-humiques typiques de ces sols soient surtout abondantes dans la partie supérieure de l’unité 6, et donc logiquement à relier à une phase de stabilisation finale postsédimentaire, il n’est pas exclu qu’une partie des abondantes structures concentriques à alternances argilo-humiques et silteuses ou silto-humiques soient liées à un certain développement pédologique syn-sédimentaire, en accord avec le caractère cumulique de ce sol. Dans ce cas, ces structures témoigneraient de la succession de phases de stabilité relative avec développement du couvert végétal, illuviations d’argiles humiques fines homogènes et de phases de déstabilisation du versant lors de périodes plus humides (dégel/ruissellement) avec apport colluvial peu épais à charbons et débris organiques divers ; le drainage en profondeur d’une partie de ces matériaux dans la bioporosité entraînant la formation des interlits silteux. Les nodules ferromanganiques zonés, particulièrement abondants dans ces sols, pourraient aussi traduire une alternance de périodes plus sèches (dessiccation, rétraction) et de périodes plus humides (nouvelle phase de croissance).

124Enfin, comme dans le cas de la séquence précédente (unités 10 à 9), le sol gris forestier de l’unité 6 est affecté par une phase d’hydromorphie terminale, une érosion (cailloutis), et enfin par une phase finale de gel saisonnier profond. Cette dernière, qui témoigne d’une nouvelle péjoration climatique, a une importance relative plus marquée que celle observée au sommet de l’unité 9. La profondeur de pénétration du gel indiquée par la structure polyédrique est d’au moins 1,50 m.

125Les silts lavés liés à cet épisode ont migré dans l’ensemble du profil à la faveur des fissures et surtout dans la bioporosité qui est fortement colmatée par ces enduits blancs souvent visibles à l’œil nu sur le terrain. Le processus de drainage en profondeur de produits résultant de l’érosion par ruissellement de la surface du sol est aussi clairement enregistré dans le remplissage d’une bioturbation de grande taille (terrier ; 60 x 40 cm) observée à la base de l’unité 10 en bordure de la dépression. Cette structure est en effet entièrement colmatée par une alternance de lits de silt blanc lavés et de lits sablo-argileux brun-noir à nombreux nodules et papules de sol remaniés (stratification millimétrique convexe), qui témoigne du piégeage en profondeur de produits de lessivage et d’érosion superficielle du sol de l’unité 6 (fig. AE, p. 22).

Unité 4

126Le sol de l’unité 4 possède les caractéristiques d’un sol humifere steppique : structure en boulettes (déjections, photo b), matière organique humifiée brassée dans l’ensemble de la fraction fine, absence d’illuviation d’argile (argile totale : 13- 17 %, et baisse du rapport argile ˂ 1 µm/argile totale ˂ 2 µm). Sa partie médiane se distingue aussi par un pic très net de la susceptibilité magnétique (18 unités SI). L’absence d’illuviations argileuses, systématique dans ce type d’horizons (cf. sol SS-2 de Saint-Sauflieu), et, d’une manière générale, de processus de redistribution verticale de la fraction fine dans le profil témoigne de conditions climatiques beaucoup plus arides que celles qui prévalaient dans le sol gris forestier sous-jacent. Cette interprétation est renforcée par les données palynologiques (environnement steppique à herbacées et quelques bouleaux, cf. infra Munaut § 1.3.4) et le caractère isohumique de cet horizon.

127Cet horizon est développé sur un matériel encore essentiellement colluvial, relativement riche en sable grossier (2 %). Cependant, il est nettement mieux classé que celui des unités précédentes et sa partie supérieure, plus riche en limon grossier typique des lœss, et qui montre une baisse rapide des valeurs de susceptibilité magnétique, pourrait indiquer une incorporation de plus en plus nette de matériel éolien allochtone. Bien qu’il ne soit pas calcaire, il comporte quelques traces de carbonates secondaires de type hypocoatings et des pseudomorphoses racinaires calcifiées qui sont aussi à relier à l’aridité relative du milieu (Becze-Deak et al. 1997).

128Ce sol, affecté par une hydromorphie finale relativement peu marquée et des plages irrégulières (« taches ») de décoloration de la matière organique par le mycélium, possède par ailleurs une structure lamellaire triée fine (2-3 mm) « feuilletée » de type gel-dégel en relation avec un épisode très rigoureux postérieur (permafrost pléniglaciaire). La faible rotation des agrégats indique un début de cryoreptation (Van Vliet-Lanoë 1988).

129Enfin, sa surface est fortement tronquée par un contact érosif très agressif avec structures en sapes et blocs gelés remaniés qui précède le dépôt des lœss (thermokarst, fig. AF, p. 22).

Unités 3 à 0

130Les unités supérieures sont tout d’abord représentées par des lœss calcaires typiques jaune-brun clair (unités 3 et 2b) qui tranchent fortement avec les sols humifères précédents (fig. AF). Outre leur aspect carbonaté et leur faciès, ils sont caractérisés par une augmentation importante de la fraction limon grossier (20-50 µm : 55-60 %), et une baisse du pourcentage d’argile (12-14 % ˂ 2 µm), de très faibles valeurs en fer total (1,6-1,7 %), en COT (0,12-0,13 %) et de SM (6-7 unités SM) en rapport avec leur origine allochtone (Rousseau et al. 1994 ; 1998a et b ; Antoine et al. 1999). Les unités 3 et 2b présentent par ailleurs les caractéristiques de la succession stratigraphique typique des lœss du Pléniglaciaire supérieur (lœss lité à microfentes/lœss homogène ; Antoine 1 990 ; Antoine et al. 1999). L’hiatus qui les sépare du sol humifère 4 est matérialisé par les structures d’érosion résultant d’épisodes de ruissellement intense en rapport avec des phénomènes thermokarstiques fig. AF).

131Enfin, les trois dernières unités 2a, 2 et 0 correspondent respectivement à l’horizon à doublets (horizon Bt en bandes), à l’horizon Bt et à l’horizon Ap ou LBt (Bt labouré) du sol brun lessivé de surface.

1.1.3 Synthèse

1.1.3.1 Stratigraphie et géométrie générale

132Dans la majeure partie du site, en dehors du secteur de la dépression karstique, la séquence de Bettencourt débute donc par un complexe de sols humifères de type gris forestier attribuable au Début Glaciaire weichsélien (unités 4 à 7). Ce complexe de sols repose par l’intermédiaire d’un contact érosif sur un horizon Bt tronqué complexe (unité 13, interglaciaire Éemien) dans la partie sud du site, soit plus vers le nord sur un dépôt caillouteux argileux (unité 14) ou sur un niveau graveleux calcaire à silex dérivé du substrat crayeux (érosion de la craie en place). La base de ce complexe est donc clairement discordante sur les dépôts antérieurs.

133Ce complexe de sols est ensuite fortement tronqué lors d’une phase d’érosion intense des versants (ruissellement concentré et figures de thermokarst), puis recouvert par une séquence discordante de lœss calcaires (unités 3 et 2b, fig. AD, p. 22), au sommet de laquelle s’est formé le sol de surface (unités 2a, 1 et 0).

134Cependant, indépendamment de cette séquence relativement peu dilatée et assez classique du Pléistocène supérieur régional, on observe une zone centrée autour d’une dépression localisée dans le substrat crayeux (fig. AC, p. 22), où s’exprime un bilan pédo-sédimentaire original (Sol de Bettencourt), compris entre la fin de l’Éemien et la base du complexe de sols gris forestiers de type Saint-Sauflieu (fig. 12).

FIG. 12
Corrélation des principaux complexes de sols du Début Glaciaire weichsélien dans la France du Nord-Ouest : 1 cailloutis de silex ; 2 lœss calcaire ; 3 lœss décarbonaté ; 4 horizon à doublets ; 5 horizon Bt tronqué de sol brun lessivé ; 6 horizon blanchi à glosses et nodules ferromanganiques ; 7 sol gris forestier sur colluvions limoneuses (SS-1, BSO-1, VA-1) ; 8 sol isohumique steppique (SS2-SS3a et b) ; 9 lentille de sol argileux (Bt) et de sol gris forestier soliflué ; 10 niveaux humifères lités avec passage latéral à un horizon de sol steppique homogène ; 11 colluvions limoneuses ; 12 artefacts paléolithiques ; 13 cx cailloutis de silex (érosion) ; LL lœss local brunâtre non calcaire.

135D’une manière générale, la stratigraphie du site de Bettencourt peut être subdivisée en quatre séquences pédosédimentaires principales caractérisées par leur géométrie et leurs caractéristiques sédimentologiques et pédologiques (du bas vers le haut).

136• Séquence 1

137La séquence 1, conservée au sud du profil P1, est représentée par les unités 13 et 14 qui reposent directement sur le substratum crayeux par l’intermédiaire d’un niveau d’accumulation des argiles à la base de l’unité 14. L’unité 13 correspond à un horizon Bt complexe de sol brun lessivé interglaciaire fortement tronqué et dans lequel se sont surimposés des traits pédogénétiques et des structures de ségrégation de glace hérités des unités de sols gris forestiers sus-jacents.

138• Séquence 2

139La base de la séquence 2 est marquée par une forte érosion du sommet du Bt 13 puis par la mise en place d’un colmatage colluvial dans lequel se développe un premier sol de type gris forestier (unités 12 à 9). Cette séquence est uniquement préservée dans le profil P1 à la faveur d’une dépression karstique liée à la dissolution locale du substratum crayeux (puits de dissolution) et dont le fonctionnement s’arrête avec le début de la séquence 3 (colmatage du drain ?).

140• Séquence 3

141La séquence 3, dont l’extension latérale est beaucoup plus importante que les précédentes, débute par un sol humifère cumulique de type gris forestier développé sur des dépôts d’origine colluviale remaniant les sols antérieurs (sol gris forestier 7/6) et se termine par la formation du sol steppique de l’unité 4, toujours dans un dépôt essentiellement colluvial.

142• Séquence 4

143Après une phase d’érosion intense qui décape localement la majeure partie des dépôts précédents la séquence 4 correspond à la mise en place de lœss calcaires typiques (unités 3), ultérieurement affectés par le développement de la pédogenèse de surface (unités 0 et 1).

1.1.3.2 Évolution pédosédimentaire, interprétations climatiques et chronostratigraphiques, occupations paléolithiques

144Le complexe de sols de Bettencourt débute donc par un horizon Bt tronqué dont les caractéristiques pédologiques et la position dans la séquence permettent une corrélation avec le sol de Rocourt attribuable à l’interglaciaire Éemien (Gullentops 1954). Les valeurs fortement négatives du 13C mesurées dans cette unité sont par ailleurs comparables avec celles des sols interglaciaires d’autres séquences lœssiques de l’Ouest européen (Hatté et al. 1998). Néanmoins, les données micromorphologiques montrent que l’horizon Bt interglaciaire de Bettencourt est fortement affecté par des traits pédologiques attribuables aux pédogenèses de type sols gris forestiers et par des structures de gel saisonnier profond contemporaines Début Glaciaire weichsélien.

145La première séquence de dépôts colluviaux (séquence 2, unités 12 à 9) est ensuite piégée dans une dépression karstique localisée (env. 5 m de diamètre et 2 m de profondeur), liée à une accélération ponctuelle de la dissolution du substratum crayeux. Cette structure est probablement en relation avec un puits de dissolution localisé du type de ceux que l’on peut observer fréquemment à la surface de la craie dans le bassin de la Somme. Il est possible qu’elle soit connectée à un drain karstique qui permettrait de comprendre à la fois sa forme en entonnoir et la rapidité du processus. En effet, cette structure a commencé à fonctionner d’une manière assez brutale à la fin de l’interglaciaire Éemien (sous tirage rapide) et a entraîné le glissement de « paquets » et de lentilles de sol interglaciaire soliflués vers le centre de la dépression dans la base de l’unité 10 (fig. 7 et 8). Les données palynologiques confirment cette interprétation, car la base de la séquence de la poche est relativement riche en pollens thermophiles remaniés (Quercus, Corylus, Fagus…) associés à des arbres pionniers Pinus et Betula et à un fort pourcentage d’herbacées steppiques (cf. infra Munaut § 1.3).

146Le reste du colmatage de la poche est représenté par des faciès colluviaux mieux triés et de moins en moins argileux traduisant l’érosion progressive d’horizons de plus en plus profonds du Bt interglaciaire (profil inversé de la courbe des argiles, contenu pollinique interglaciaire remanié, taux de COT important à la base). Ce processus de colluvionnement incorpore des microcharbons de bois qui pourraient indiquer, comme dans le cas de la séquence sus-jacente, une certaine influence des incendies dans la déstabilisation de l’environnement. Cette dynamique colluviale de plus en plus calme a permis la préservation d’un premier niveau paléolithique N3b représenté par quelques pièces, à la limite entre les unités 11 et 10. D’après les remontages de pièces lithiques, ce niveau est raccordé latéralement, en bordure de la poche, à un niveau paléolithique plus dense à patine blanche reposant sur les dépôts argileux à silex et blocs de grès (unité 14).

147Le fonctionnement de la dépression karstique a donc permis la conservation latérale d’un niveau paléolithique qui dans le reste du secteur est resté exposé relativement longtemps à la surface et a acquis une patine assez prononcée. Le niveau N3b est donc contemporain des premières phases de déstabilisation du milieu post-interglacaire et l’on peut aisément le situer dans le stade de Herning autour de 110 Ka (107-113, fig. 13). Il représente actuellement dans le nord de la France le seul exemple de niveau paléolithique clairement attribuable à cette phase et conservé en place sur un gisement de plein air.

FIG. 13
Bettencourt-Saint-Ouen : séquence pédosédimentaire synthétique ; interprétation chronostratigraphique et corrélations entre la stratigraphie nordique et les variations du δ180 dans la séquence de (GRIP). Cf description des unités dans le texte.

148Les traits pédologiques observés dans l’ensemble du colmatage de la poche et surtout dans l’unité 9 traduisent la formation d’un premier sol de type gris forestier dont la conservation, entre la fin de l’Éemien et la base du complexe des sols de Saint-Sauflieu, est exceptionnelle (unités 11 à 9). Ce sol de coloration brun sombre, un peu plus clair que celui des unités 6 et 7, se distingue par des illuviations argilo-humiques à silto-humiques épaisses essentiellement localisées dans la bioporosité. Le faible développement de l’illuviation de la matrice explique les valeurs d’argile totale peu élevées enregistrées dans ces niveaux. Les illuviations observées dans cet ensemble présentent de nombreuses formes de revêtements argilo-humiques à silto-humiques stratifiés à intercalations silteuses prenant souvent des formes concentriques. Ces structures sont typiques de ces pédogenèses du Début Glaciaire weichsélien et se rencontrent systématiquement dans les sols de base des complexes de sols de la Somme (Saint-Sauflieu, Fransures, Boves… : Antoine 1990 ; Antoine et al. 1999) et du Bassin parisien (Villiers-Adam : Locht et al. 1997 ; Elbeuf : Fédoroff, Goldberg 1982). Elles témoignent de conditions continentales fraîches à forts contrastes saisonniers (couverture nivale), typiques des premiers interstades du Début Glaciaire weichsélien (Brørup/Odderade).

149Compte tenu de la position stratigraphique de ce sol « de Bettencourt » en position terminale d’une accumulation colluviale attribuable au stade de Herning (stade isotopique 5d, Martinson et al. 1987), et la base du complexe de sols de Saint-Sauflieu, il est logique d’y voir la manifestation du premier interstade majeur du Début Glaciaire (Brørup) corrélé avec le stade 5c. Un sol présentant des caractéristiques très proches et localisé dans la même position stratigraphique (entre le Bt Éemien et le sol gris forestier de type SS-1) a été d’ailleurs récemment découvert à Villiers-Adam dans le Val-d’Oise (Locht et al. 1997). Cette unité observée à Bettencourt et Villiers-Adam se trouve dans la même position stratigraphique que le sol de Villers-Saint-Ghislain décrit à Harmignies en Belgique et parallélisé avec l’interstade de Saint-Germain I (stade 5c) (Haesaerts 1985 ; Van Vliet-Lanoë 1988), néanmoins ce dernier diffère de celui de Bettencourt par son faciès de sol brun lessivé.

150Les datations TL-IRSL obtenues dans la séquence 2 de Bettencourt sont partiellement en désaccord avec l’interprétation pédosédimentaire et stratigraphique. En effet, les âges obtenus sur les échantillons BSO-1 et BSO-2, localisés dans les parties médianes et supérieures de l’unité 10, culminent aux alentours de 80-93 Ka (fig. 14). Ces âges, qui représentent des âges maximaux d’après M. Frechen et A. Engelmann (cf. infra § 1.4.3) placeraient le dépôt de l’unité 10 à la limite du stade 5b.

FIG. 14
Localisation et résultats des datations TL -IRSL dans le complexe de sols de Bettencourt (données TL-IRSL, d’ap. Engelmann et al. 1999) (description des unités dans le texte).

151Cependant, les observations méso- et micromorphologiques montrent clairement que cette unité est affectée par un très fort colmatage de la porosité par des silts fins (˂ 50 µm) provenant du lessivage en profondeur de matériaux fins entraînés par la fusion des lentilles de glace lors des alternances gel-dégel et surtout de la déstabilisation finale du sol lors du stade froid ultérieur. Compte tenu du fait que les âges TL-IRSL sont effectués sur la fraction fine (5-20 µm) du sédiment (cf. infra § 1.4) il n’est pas exclu que ces âges soient légèrement sous-estimés en raison du drainage en profondeur d’un certain pourcentage de silt fin exposé à la surface (remise à zéro) vers 85 Ka environ, lors du stade de Rederstall.

152Par ailleurs, des âges TL-Silex de 103± 12 et 107± 13 Ka obtenus à Villiers-Adam par N. Debenham dans une position stratigraphique équivalente (base du sol gris forestier SS-1) (Locht et al. 1997) sembleraient confirmer l’hypothèse d’un léger rajeunissement des âges TL‑IRSL (env. 10 %) des échantillons BSO-1 et BSO-2 de Bettencourt (fig. 11, 13). Ce problème de rajeunissement apparent des âges TL-IRSL dans les sols se rencontre aussi fréquemment dans le sol interglaciaire Éemien qui donne systématiquement des âges sous-estimés (Frechen 1999 ; Gniesser 1997), qui pourraient résulter du même processus.

153Compte tenu des données palynologiques, le niveau paléolithique N3a, inclus dans le sommet de l’unité 10 (fig. 7) et qui comporte un atelier de taille en place, se situerait dans un environnement semi-forestier assez proche du niveau N3b. D’après la dynamique de remplissage de la poche, ces deux niveaux, antérieurs au développement maximal de la pédogenèse dans l’unité 9, sont probablement assez proches dans le temps et situés dans le stade 5d. Néanmoins, en raison du caractère cumulique du sol développé dans la séquence de base, il est délicat de proposer une attribution chronostratigraphique trop précise car le niveau N3a, proche de la base de l’unité 9, pourrait déjà se situer dans le début de la période d’amélioration climatique de l’interstade de Brørup (5c) vers 105 Ka (fig. 13).

154En effet, dans ce contexte bien particulier du Début Glaciaire weichsélien à forêt boréale à Pin/Bouleau en position de bas de versant, le développement progressif de sols cumuliques sur apports colluviaux traduit un bilan sédimentation/pédogenèse au sein duquel l’importance relative de la pédogenèse augmente au fur et à mesure que l’on s’approche de l’optimum climatique relatif d’un interstade. Ce type de processus, longtemps considéré comme marginal par les pédologues, est actuellement plus fréquemment mis en évidence (Almond, Tonkin 1999).

155Par ailleurs, il faut signaler que les sols cumuliques du Début Glaciaire présentent un faciès très proche (bioturbation, dynamique du fer, répartition des artefacts lithiques, charbons de bois…) de ceux des sols organiques sur colluvions de bas de versant des séquences holocènes de la Somme (Boréal entre 7,8 et 8,4 Ka 14C BP : Ducrocq et al. 1991 ; Ducrocq 1999 ; Antoine 1997). Ces observations confirment qu’une sédimentation colluviale diffuse existe localement en bas de versant au cours de périodes à couvert forestier dense. D’après les données 14C disponibles (Ducrocq 1999), le bilan sédimentaire au Boréal est de l’ordre de 4 à 5 cm par siècle.

156Sur la base de ces données il est donc possible que les niveaux N3a et N3b de Bettencourt, séparés par 1 m de dépôt au centre de la dépression, soient en fait très proches dans le temps (2-3 Ka). Néanmoins, la précision relative des datations TL-IRSL ne nous permet pas actuellement de vérifier cette interprétation.

157Enfin, la répartition des argilanes dans le profil montre que le sol gris forestier de l’unité 9 est probablement en partie tronqué. Il est par ailleurs affecté par une importante phase d’hydromorphie finale et un gel saisonnier profond qui signent une dégradation climatique assez nette que l’on peut mettre en parallèle avec le début du stade de Rederstall (5b) vers 85 Ka.

158La séquence supérieure (séquence 3, unités 7 à 4) débute ensuite par un sol gris forestier à forte structure polyédrique à lamellaire (7) puis prismatique (6) de gel saisonnier profond (unité 6), ultérieurement tronqué et affecté par une importante phase d’hydromorphie à sa partie supérieure (unité 5). Cette partie de la séquence est corrélable avec le sol inférieur SS-1 de la séquence de référence de Saint-Sauflieu (sol SS-1, fig. 12). La succession des phénomènes pédologiques de gel-dégel et d’hydromorphie y est par ailleurs identique à celle observée dans la séquence sous-jacente (séquence 2). La différence par rapport à la séquence précédente réside surtout dans le caractère plus affirmé de l’illuviation argileuse, un 13C moins négatif indiquant des conditions plus arides et des valeurs de susceptibilité magnétique plus élevées.

159Par ailleurs, on n’observe pas de parallélisme entre les courbes de susceptibilité magnétique, de COT et d’argile comme dans le sol SS-1 de Saint-Sauflieu (Antoine et al. 1998). À Bettencourt les valeurs maximales de COT (0,7 %) sont en effet observées à la base du sol gris forestier (7-6) où les valeurs de SM et d’argile sont très faibles. Il est possible que ces valeurs élevées de susceptibilité magnétiques soient localement artificiellement augmentées par l’incorporation de sédiments affectés par les incendies de forêt. Néanmoins les âges TL-IRSL obtenus à Bettencourt dans les unités 7 et 6 (BSO-5, BSO-3 et BSO-6) sont tout à fait comparables (75- 85 Ka) à ceux obtenus dans le sol SS-1 de Saint-Sauflieu et confirment la corrélation déjà proposée pour ces deux unités (Antoine et al. 1995a ; 1998).

160D’après les données palynologiques, sédimentologiques et pédologiques et les datations TL-IRSL, le niveau d’industrie principal (N2b), localisé dans la partie inférieure du sol gris forestier 6, a été conservé dans des dépôts colluviaux de dynamique faible (présence d’esquilles de taille millimétriques) contemporains du début d’un interstade forestier du Début Glaciaire forestier corrélable avec l’Odderade (5a) vers 80 Ka. Néanmoins la phase à Pin qui apparaît à Saint-Sauflieu dans le sommet du sol SS-1 (Antoine et al. 1994) n’est pas clairement enregistrée à Bettencourt où le Bouleau domine largement (cf. infra Munaut § 1.3.3).

161Des restes de grande faune ont été découverts en association avec le niveau principal N2b dans la partie nord du secteur archéologique 3, où le sol gris forestier repose sur des dépôts crayeux (dents d’Aurochs et de Cheval). Ces restes témoignent d’un environnement semi-forestier (forêt-steppe) de type tempéré continental compatible avec les données précédemment exposées (cf infra Auguste § 1.2.3). Les datations U-Th et ESR sur dents d’Aurochs provenant de ce niveau ont livré des résultats assez contradictoires (U/Th : 120-160 Ka ; ESR : 64-89 ka), en raison d’un lessivage d’uranium lors de la fossilisation (cf. infra Michel § 1.5). Néanmoins si les dates U/Th sont manifestement fortement surestimées, on remarque que les résultats de la datation ESR de l’échantillon le plus altéré Bet 17e (78±8 Ka et 89±14 Ka) sont cohérents avec les âges TL-IRSL sur sédiment et les données pédostratigraphiques (fig. 13).

162Le niveau N2a, uniquement individualisé dans le profil L1 entre + 8 et + 17 m (fig. 7), se situe à l’interface des unités 7 et 6 (dispersion verticale 10 cm), au niveau d’une petite période de stabilisation de la surface (arrêt momentané du colluvionnement). Il est globalement dans le même contexte que N2b et aucune altération particulière n’a pu être observée dans les lames minces par rapport aux niveaux sous-jacents.

163D’une manière générale, comme dans le cas de la séquence 2, le caractère cumulique du sol plaide pour une dynamique colluviale assez rapide, qui pourrait d’ailleurs avoir été accélérée par des épisodes d’incendies naturels (nombreux microcharbons). Les niveaux N2a et N2b séparés par un maximum de 50 cm de dépôt ne sont donc probablement pas très éloignés dans le temps (1 Ka ?).

164Après un épisode de dégradation climatique majeur, corrélable avec la fin du stade 5a vers 75 Ka (gel profond, fentes, érosion, hydromorphie), la partie supérieure du complexe de sols humifères de Bettencourt-Saint-Ouen est représentée par le sol isohumique steppique de l’unité 4 qui possède un faciès typique des sols de la deuxième partie du complexe de sols de Saint-Sauflieu (sol SS-2, fig. 8). Il correspond déjà à des conditions climatiques plus froides et surtout plus arides contemporaines de la fin du Début Glaciaire weichsélien (Début Glaciaire B : Antoine et al. 1994 ; 1999). Les données palynologiques confirment cette interprétation (dominance des herbacées steppiques, rares bouleaux, AP ; 4-17 %, cf. infra Munaut § 1.3.4) et les valeurs du 13C amorcent une tendance vers des valeurs moins négatives qui se rapprochent de celles observées dans les lœss (fig. 10, 11).

165D’après la signature climatique de ces sols steppiques et leur position dans la séquence, il a été proposé (Antoine 1998 ; Antoine et al. 1998 ; 1999) de les mettre en parallèle avec les oscillations rapides situées vers 67 et 72 Ka dans les séquences de glace GRIP et GISP II (interstades 19 et 20 : Dansgaard et al. 1993 ; Grootes et al. 1993). Ces oscillations rapides (durée 1 Ka), plus récemment décrites dans les carottes marines de l’Atlantique Nord (Cortijo et al. 1995), traduisent une très grande instabilité climatique qui s’exprime clairement en domaine continental où la dynamique éolienne commence à se développer (Rousseau et al. 1998 ; Antoine et al. 1999).

166D’après sa position dans le pédocomplexe, le niveau paléolithique le plus récent (N1), inclus dans la base de l’unité 4, est attribuable à la première oscillation de la phase à sols steppiques du Début Glaciaire (sol SS-2) vers 70-72 Ka et à un environnement dominé par une végétation herbacée. Cependant, d’une manière générale, les marges d’erreur des âges TL-IRSL (fig. 13) ne fournissent pas d’éléments décisifs pour caler précisément ces événements rapides dans les séquences continentales.

167La fin de la séquence de Bettencourt est marquée par une rupture brutale et le passage à une sédimentation lœssique calcaire allochtone (unités 3 et 2b). Compte tenu de leurs caractéristiques sédimentologiques, et de leur position stratigraphique, ces lœss sont corrélables avec les lœss calcaires du Pléniglaciaire supérieur du bassin de la Somme et plus largement du N-O de l’Europe (Sommé et al. 1980 ; 1986), déposés entre 30 et 15 Ka env. (Zöller et al. 1988 ; Frechen 1999 ; Engelmann, Frechen 1998 ; Antoine et al. 1999). Ils sont donc séparés du pédocomplexe humifère précédent par un hiatus minimal de l’ordre de 40 Ka. Cet hiatus est souligné par une très forte érosion qui décape localement l’ensemble du pédocomplexe et remanie une partie de l’industrie paléolithique. L’érosion liée à des processus thermokarstiques est responsable de la formation de vallons perpendiculaires au versant de la vallée sèche actuelle bien visibles dans le profil L2 où les lœss calcaires lités reposent directement sur la craie altérée (fig. 9). La formation de ces vallons est liée à un processus de thermokarst régressif développé à partir de la dégradation d’un réseau de grandes fentes à coins de glace contemporain du début du Pléniglaciaire supérieur vers 30 Ka (Antoine et al. 1999). Cependant, comme cela a été observé récemment à Villiers-Adam (Locht et al. 1997 ; obs. pers. 99), ce processus a aussi fonctionné antérieurement, au Pléniglaciaire inférieur (65-70 Ka). Il est donc possible que dans le cas de Bettencourt la création des vallons corresponde au bilan des deux phases d’érosion thermokarstique, comme semblent le montrer les restes de matériaux humifères flués dans une fente déformée à la base du vallon du profil L2 (fig. 9, + 31 m).

1.1.4 Conclusion

168L’étude stratigraphique, sédimentologique et paléopédologique de la séquence de Bettencourt, couplée à la palynologie et à une campagne de datations TL-IRSL sur sédiment et ESR-U/Th sur dents, débouche sur la mise en évidence d’un ensemble pédostratigraphique complexe intégrant une succession unique de cinq niveaux paléolithiques au cours du Début Glaciaire weichsélien.

169Les niveaux les plus anciens (N3b et N3a) sont attribuables aux phases initiales du Début Glaciaire, contemporaines du début du colmatage de la dépression karstique au stade de Herning (5d) vers 110 Ka, puis d’une certaine stabilisation de l’environnement avec développement d’un premier sol gris forestier l’interstade de Bnørup (5c) débutant vers 105 Ka.

170Après une nouvelle dégradation climatique et une déstabilisation majeure des versants lors du stade de Rederstall (5b), vers 85 Ka, les niveaux N2a et N2b sont intégrés dans une séquence de dépôts colluviaux dans laquelle se développe un deuxième sol gris forestier cumulique, corrélable avec l’unité SS-1 du complexe de Saint-Sauflieu. Ce sol se développe dans des conditions environnementales très proches de celles qui prévalaient à la fin du colmatage de la dépression. Cette phase à forêt-steppe est contemporaine d’un interstade à dominante tempérée continentale et à gel saisonnier profond corrélable avec l’interstade d’Odderade (5a), entre 75 et 85 Ka environ.

171Par contre, le niveau supérieur N1 est attribuable au début de la phase à sols steppiques du Début Glaciaire (Début Glaciaire B) et témoigne d’un environnement déjà beaucoup plus ouvert et continental que l’on peut situer vers 70- 72 Ka. Par ailleurs, cette étude amène à souligner l’originalité des pédogenèses de la phase forestière du Début Glaciaire (Début Glaciaire A). En effet, les sols gris forestiers qui caractérisent cette période possèdent des caractéristiques de sols cumuliques dont le développement est en partie contemporain de la mise en place intermittente (saisonnière ?) de sédiments colluviés, localement riches en charbons de bois. C’est cette dynamique qui a permis la conservation en place des niveaux paléolithiques et l’enregistrement des variations palynologiques dans le profil. La comparaison avec le modèle établi pour les séquences mésolithiques de bas de versant de la Somme datés par le 14C (Boréal) permet de supposer que les séquences 2 et 3 à sol gris forestier cumuliques ont pu se former durant des périodes très courtes de l’ordre de quelques millénaires, et de comprendre la faible dispersion des âges TL-IRSL.

172Enfin, le bilan original décrit à Bettencourt complète le schéma pédosédimentaire du Début Glaciaire de la France septentrionale. En effet, la séquence du colmatage de la dépression (séquence 2) représente un enregistrement des phénomènes pédosédimentaires de la première partie du Début Glaciaire (Herning/Brørup), rarement préservés en tant qu’unité stratigraphique indépendante. La corrélation des séquences de Bettencourt et de Villiers-Adam, qui présente un bilan sédimentaire analogue piégé dans un paléo-vallon, permet de compléter la restitution de la séquence pédosédimentaire du Début Glaciaire weichsélien de la France du Nord-Ouest. La corrélation des trois profils principaux (Saint-Sauflieu, Bettencourt, Villiers-Adam) fournit actuellement un bilan pédosédimentaire exceptionnellement complet du Début Glaciaire weichsélien en contexte de versant.

1.2 Les vestiges fauniques

  • 2 – La première phase de cette étude, correspondant à la participation au DES réalisé en 1996, a été (...)

173Plusieurs restes dentaires et osseux de grands mammifères ont été découverts à Bettencourt. Malgré leur assez mauvais état de conservation, ceux-ci ont pu néanmoins être attribués anatomiquement et spécifiquement et ont permis d’apporter quelques éléments concernant le cadre chronoclimatique de l’occupation humaine2. En revanche, d’un point de vue palethnographique, ces vestiges ne permettent pas de pousser très loin l’analyse.

1.2.1 Dénombrement du matériel

174La quasi-totalité du matériel provient du niveau N2b correspondant à un sol gris forestier. Au total, 86 restes ont été dénombrés. Deux espèces ont été identifiées : un Équidé de taille moyenne et un Boviné. Les pièces non attribuées avec certitude à l’un ou l’autre de ces deux taxons n’indiquent pas la présence d’une autre espèce et correspondent très probablement soit au Cheval, soit au Boviné.

175Le Cheval (Equus sp.) est représenté par 43 restes répartis comme suit :

  • séries dentaires supérieures : P2 à M3 gauches et droites ;

  • série dentaire supérieure : M1 à M3 droites ;

  • série dentaire inférieure : P2, P4, M2, M3 gauches ;

  • 1 incisive ;

  • 1 P3 ou P4 inférieure gauche ;

  • 1 fragment P supérieure ;

  • 1 fragment M ou P supérieure ;

  • 7 fragments M ou P inférieures ;

  • 1 fragment M ou P inférieure droite ;

  • 6 fragments M ou P ;

  • 2 fragments crâne ;

  • 1 fragment radius gauche ;

  • 1 fragment coxal gauche ;

  • 1 fragment métatarsien III droit.

176Le nombre minimum d’individus est de deux. Il s’agit de deux adultes, l’un peu âgé et le second dans la force de l’âge. Ces deux individus sont représentés essentiellement par des vestiges dentaires (fig. 15), des dents jugales supérieures et inférieures. Quatre séries dentaires ont en particulier été identifiées après remontage. Il s’agit de trois séries supérieures, dont deux complètes, une gauche et une droite, appartiennent à un même animal, et d’une série inférieure incomplète. Seuls trois fragments du squelette postcrânien ont pu être reconnus.

FIG. 15
Série dentaire (Cheval) retrouvée dans le secteur 3.

177Le Boviné (cf. Bos primigenius) est représenté par 23 restes :

  • série dentaire supérieure : M1 à M3 droites ;

  • M2 et M3 inférieures gauches ;

  • P4 et M2 inférieures droites ;

  • 1 fragment M3 inférieure droite ;

  • P2 inférieure droite ;

  • 1 fragment P supérieure ;

  • 1 fragment M inférieure ;

  • 2 fragments M ou P ;

  • 2 fragments M ;

  • 4 fragments vertèbre cervicale ;

  • 1 fragment côte ;

  • 1 fragment humérus ;

  • 1 fragment radio-ulna droit ;

  • 1 fragment radius droit.

178Ces os correspondent à un seul individu, un adulte relativement jeune. Comme pour le Cheval, ce sont essentiellement des dents qui sont conservées avec en particulier une partie de série jugale supérieure. 8 restes postcrâniens ont été attribués à ce Boviné.

179Les vestiges non déterminés spécifiquement (Equus ou Bos) sont au nombre de 20 :

  • 4 fragments dent ;

  • 1 fragment vertèbre ;

  • 1 fragment côte ;

  • 1 fragment diaphyse os long ;

  • 1 fragment épiphyse os long ;

  • 12 fragments os.

180Il s’agit de fragments dentaires non identifiés et de fragments des squelettes rachidien et appendiculaire.

1.2.2 Taphonomie

181Les vestiges fauniques de Bettencourt sont extrêmement mal conservés. L’altération des pièces osseuses est très importante et se caractérise par une perte de matière corticale très marquée, indiquant l’intervention de phénomènes liés à l’alternance gel/dégel et plus généralement au « weathering ». Visiblement, le matériel est resté un certain temps à l’air libre et a donc subi des effets d’ordre climatique. Par ailleurs, des marques de racine, les vermiculations, sont très largement représentées.

182Les restes dentaires sont également très mal conservés et ne comportent plus dans la plupart des cas que l’émail. Les os apparaissent peu minéralisés et la décarbonatation est importante. La position du dépôt des vestiges fauniques explique sans doute pourquoi, malgré des conditions de conservation fort peu favorables, il a été possible de retrouver des éléments. En effet, les pièces proviennent du secteur 3, à un endroit où les sols humifères reposent directement sur le substrat crayeux (cf. infra Locht § 2.1.1). La présence de la craie proche de ces vestiges a dû modérer les phénomènes de dégradation, ce type de sédiment jouant un rôle de tampon quant à la décarbonatation liée aux eaux de percolation. Cependant, quelques éléments fauniques ont été retrouvés au centre de la surface qui repose sur les dépôts éemiens.

183Il est donc difficile d’après ce constat de présupposer de la représentativité de la faune conservée par rapport au dépôt initial. Toutefois, si l’on examine le rapport dents/os, celui-ci est d’environ 65 % pour Bettencourt. À titre de comparaison, le rapport obtenu pour les niveaux lœssiques du gisement paléolithique moyen de Biache-Saint-Vaast (Pas-de-Calais), où le matériel n’est pas très bien conservé, est d’environ 40 % ; pour les niveaux fluviatiles, ce rapport passe à 20 %, les ossements étant extrêmement bien conservés (Auguste 1989). Il semble donc, d’après cette comparaison, que nous avons eu à Bettencourt une disparition très importante des restes osseux, les dents, plus résistantes car plus minéralisées, étant alors surreprésentées. Il est donc fort probable que seule une faible proportion des vestiges fauniques, déposés sur le sol au moment de l’occupation, soit parvenue jusqu’à nous. Toutefois, il est possible de modérer cette vision des choses en prenant en compte le fait que sur une surface assez conséquente, le nombre d’individus identifiés (3 au total) reste peu élevé, ce qui tendrait à indiquer un nombre initial d’animaux peu important.

184La question se pose également de savoir à quoi est due l’absence de toute autre espèce. En effet, il est courant d’observer, même dans des gisements où le nombre de restes fauniques est peu élevé, la présence de plusieurs grands mammifères, généralement des herbivores de petite ou moyenne taille avec des animaux de grande voire de très grande taille.

185À Bettencourt au contraire, les deux espèces identifiées ne sont accompagnées d’aucun autre taxon, petit ou grand herbivore. Les phénomènes de dégradation décrits ci-dessus peuvent à eux seuls expliquer l’absence d’animaux de petite taille, leurs ossements étant a priori plus fragiles. Toutefois, une autre interprétation est également envisageable, en l’occurrence l’intervention humaine. Que ce soit dans le cas d’une acquisition de type opportuniste ou bien sélectif et actif des animaux, il est possible de supposer que les hommes ont récupéré ou abattu seulement quelques individus présents dans l’environnement immédiat du site. Ce prélèvement restreint, lié soit à un choix délibéré soit à une disponibilité alimentaire réduite, pourrait ainsi expliquer l’absence d’autres espèces. Dans l’état actuel des données, il semble difficile de répondre.

1.2.3 Détermination spécifique des taxons

186Les vestiges de grands mammifères provenant de Bettencourt étaient peu nombreux ; il a été possible de les attribuer à deux taxons seulement, un Équidé de taille moyenne et un grand Bovidé. Nous avons tenté d’affiner cette détermination taxinomique afin de mieux définir ces deux espèces présentes, c’est-à-dire d’une part de diagnostiquer l’attribution à un Bison (Bison priscus) ou à un Aurochs (Bos primigenius), et d’autre part de préciser les affinités spécifiques du Cheval de Bettencourt.

1.2.3.1 Le grand Bovidé

187La distinction Bos/Bison a été réalisée à partir des pièces qui le permettaient, compte tenu de leur état de conservation, soit les dents supérieures et inférieures ainsi que l’humérus. Nous nous sommes fondés pour cette opération sur les éléments obtenus lors de l’étude de l’Aurochs de Biache-Saint-Vaast (Auguste 1995a).

Les molaires supérieures

188Plusieurs paramètres discriminants permettent de distinguer le Bison de l’Aurochs.

189Les dimensions absolues : les valeurs relevées sur la M1 et la M2 du Bovine de Bettencourt montrent que celui-ci présente des dents de taille plus réduite que l’Aurochs de Biache et le Bison de Marcamps (tabl. II, III). Ceci est probablement à mettre en relation avec l’âge de l’animal et son sexe, en l’occurrence peut-être une jeune femelle.

TABL. II
Dimensions comparées de la première molaire supérieure (M1 sup.) du Boviné de Bettencourt : n nombre d’exemplaires ; M moyenne ; min-max valeurs extrêmes. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott‑Moller 1990.

TABL. III
Dimensions comparées de la deuxième molaire supérieure (M2 sup.) du Boviné de Bettencourt : ento entostyle. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott-Moller 1990.

190La largeur des molaires : les rapports largeur/longueur des molaires du Bovine de Bettencourt sont proches de celles de l’Aurochs de Biache et s’éloignent de celles du Bison (tabl. II, III).

191La section au niveau du collet : la forme de la section des deux molaires du Boviné de Bettencourt est de type carré ou rectangulaire, comme cela s’observe de manière majoritaire chez l’Aurochs, cette forme étant trapézoïdale chez le Bison.

192La conformation du fût de la molaire : les colonnes des molaires du Boviné de Bettencourt présentent un aspect très régulier et homogène avec des bords quasi parallèles en vue mésiale ou distale, comme cela est observé chez l’Aurochs. Chez le Bison, on note presque systématiquement un renflement à la base de la couronne au-dessus du collet ; en vue mésiale ou distale, les dents apparaissent plus larges à la base en convergeant fortement vers la face occlusale.

193Le développement de l’entostyle : cet élément dentaire situé en position linguale est peu développé sur la M2 du Boviné de Bettencourt, faiblement allongé mais étroit et bien individualisé, il est en contact avec le collet. Son diamètre très faible est proche de ceux des Aurochs (tabl. III). Chez le Bison, l’entostyle est peu élevé mais très large, il apparaît comme « enterré » entre les deux cuspides et n’atteint pas le collet.

194Ces quelques éléments relevés sur les molaires supérieures du Boviné de Bettencourt indiquent donc que celui-ci présente plus d’affinités morphologiques et métriques avec l’Aurochs qu’avec le Bison.

Les dents inférieures

195La P4 du Boviné de Bettencourt possède un caractère anatomique intéressant. En effet, deux des conides linguaux, le métaconide et l’entoconide, ne sont pas soudés. Chez le Bison, la tendance à la molarisation de cette dent est plus nette avec une soudure de ces deux conides très fréquente voire systématique, tandis qu’elle est moins marquée chez l’Aurochs.

196Par ailleurs, les dimensions relevées sur cette dent sont très proches de celles de l’Aurochs de Biache, en particulier le rapport largeur/longueur ; elles diffèrent nettement de celles observées chez le Bison d’Enlène (tabl. IV).

TABL. IV
Dimensions comparées de la quatrième prémolaire inférieure (P4 inf.) du Boviné de Bettencourt. (1) Auguste 1995a ; (2) mesures Lalande in Slott-Moller 1990.

197Les deux molaires inférieures du Boviné de Bettencourt, une M2 et une M3, montrent également des caractères diagnostiques.

198Les dimensions absolues : les valeurs relevées généralement sur les molaires inférieures des Aurochs et des Bisons des steppes ne montrent pas réellement de franches différences. Toutefois, les longueur et largeur des deux molaires du Boviné de Bettencourt apparaissent plus proches de celles de l’Aurochs de Biache (tabl. V, VI).

199La largeur des molaires : l’indice largeur/longueur apparaît peu fiable pour distinguer Bos de Bison (Auguste 1995a). Les indices du Boviné de Bettencourt ne sont donc donnés qu’à titre indicatif (tabl. V, VI).

TABL. V
Dimensions comparées des deuxièmes molaires inférieures (M2 inf.) du Boviné de Bettencourt : ecto ectostylide. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott-Moller 1990.

TABL. VI
Dimensions comparées de la troisième molaire inférieure (M3 inf.) du Boviné de Bettencourt. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott‑Moller 1990.

200Le développement de l’ectostylide : cet élément situé en position vestibulaire apparaît comme un bon paramètre différentiel entre Bos et Bison. Le Boviné de Bettencourt présente sur ses M2 et M3 un ectostylide peu allongé et très étroit comparable à ce qui s’observe chez Bos où cet élément est généralement allongé mais peu large, tandis qu’il est plus trapu et épais chez Bison. Les dimensions relevées confirment cette observation, celles-ci étant proches de celles de l’Aurochs de Biache (tabl. V, VI).

201La colonnette interlobaire vestibulo-distale de la M3 : la M3 du Boviné de Bettencourt présente une petite colonne située en position vestibulaire entre l’hypoconide et l’hypoconulide. Chez Bos, cette colonnette est assez fréquente, alors qu’elle est plus rare chez Bison.

202La compression mésio-distale et la gouttière linguale : le Boviné de Bettencourt ne présente pas sur ses M2 et M3 de compression et le sillon lingual entre les deux lobes est assez large, en forme de V élargi au niveau occlusal. Cette conformation est couramment observée chez Bos, alors que chez Bison la compression mésio-distale de la dent entraîne un rapprochement des deux lobes et un sillon en U. De plus, le fond de ce sillon est concave sur la dent du Boviné de Bettencourt, comme chez Bos où il est concave ou plat alors qu’il est convexe chez Bison.

203La conformation du fût : comme pour les molaires supérieures, il n’existe aucun renflement basal de la couronne, renflement caractéristique présent chez Bison.

204La morphologie linguale de la M3 : en vue linguale, la M3 du Boviné de Bettencourt montre un hypoconulide en retrait par rapport aux deux autres lobes, comme chez Bos ; chez Bison, les trois lobes forment un tout plus cohérent. L’hypoconulide s’élargit progressivement du haut vers le bas de la dent, alors qu’il est de largeur constante chez Bison. L’entostylide présente une saillie nette, il se prolonge vers le collet en s’incurvant du côté mésial ; chez Bison, il est presque inexistant au collet et se dirige vers le bord distal.

205Comme pour les dents supérieures, les éléments décrits ci-dessus pour les dents inférieures nous incitent donc à attribuer le Boviné de Bettencourt à l’Aurochs et non au Bison.

L’humérus

206La morphologie de l’extrémité distale de l’humérus du Boviné de Bettencourt montre quelques caractères permettant de proposer une attribution spécifique.

207L’articulation présente un bourrelet médian apparemment bien saillant malgré l’état de conservation de la pièce, avec une gorge médiane bien marquée ; cette articulation est assez allongée. Cette morphologie est très souvent observée chez Bos, chez Bison le bourrelet et la gorge sont moins marqués et l’articulation moins large. Les dimensions relevées sur cet os apparaissent très proches de celles notées chez l’Aurochs de Biache (tabl. VII) et confirment les observations concernant l’allongement articulaire. D’après ces données morphologiques et métriques, cet os est donc attribué à l’Aurochs.

TABL. VII
Dimensions comparées de l’humérus du Bovine de Bettencourt : DT art dist largeur articulaire distale ; DT troc méd largeur de la trochlée médiale ; DT troc lat largeur de la trochlée latérale ; Ht troc méd hauteur de la trochlée médiale ; Ht gorge troc hauteur de la gorge trochléaire ; Ht troc lat hauteur de la trochlée latérale (Auguste 1995a).

Conclusion

208L’analyse des restes dentaires et d’un humérus du Boviné de Bettencourt montre que celui-ci présente des analogies morphologiques et biométriques plus nettes avec l’Aurochs qu’avec le Bison. Les caractéristiques anatomiques relevées sur les dents et en particulier sur la M3 apparaissent en effet suffisamment pertinentes pour permettre de trancher en faveur de l’Aurochs. Les données métriques confortent cette attribution.

1.2.3.2 L’Équidé

209L’attribution spécifique des Équidés découverts dans des gisements du Pléistocène moyen et supérieur pose, dans l’état actuel de nos connaissances, un certain nombre de problèmes. En effet, la très grande plasticité morphologique et morphométrique des différentes formes d’Équidés, corrélée avec des paramètres biologiques évolutifs et écologiques, empêche dans la plupart des cas d’affirmer avec certitude à quelle espèce appartiennent les restes de chevaux identifiés. Les propositions de création de groupes phylétiques et de typologie des chevaux quaternaires n’ont jusqu’alors pas encore fait l’unanimité.

210Toutefois, V. Eisenmann a établi une typologie de ces chevaux fondée sur les données métriques des dents jugales supérieures et des métapodiens (Eisenmann 1991). Dans le cadre de cette révision des formes caballines du Pléistocène moyen et supérieur, elle définit trois groupes : les chevaux du type I, plutôt retrouvés en contexte tempéré, qui comprennent entre autre E. taubachensis des niveaux interglaciaires saaliens et éemiens et E. germanicus du milieu du Weichsélien ; ceux du type II, comprenant E. chosaricus du Pléistocène moyen et E. arcelini de la fin du Pléistocène supérieur ; les formes du type III, parmi lesquelles on retrouve E. mosbachensis, E. achenheimensis et E. steinheimensis, tous des taxons du Pléistocène moyen de contexte climatique plutôt froid. Le propos de cette étude a donc été de replacer le cheval découvert à Bettencourt au sein de cette typologie.

Les dents supérieures

211Les caractères généraux de ces dents sont les suivants : émail épais et très peu plissé ; faces vestibulaires du paracône et du métacône concaves ; protocône bilobé dont la longueur est constante de la face occlusale jusqu’au collet ; mésostyle cannelé sur les prémolaires et les molaires, parastyle cannelé sur les prémolaires. Tous ces caractères indiquent un cheval de type caballin et excluent les chevaux de type sténonien comme E. steinheimensis par exemple. Par contre, aucun élément vraiment diagnostique ne peut être mis en évidence, excepté peut-être la longueur peu importante du protocône sur les molaires.

212Les dimensions des prémolaires et des molaires supérieures du Cheval de Bettencourt sont reportées dans le tableau VIII. Les indices protoconiques obtenus au niveau occlusal (IPo) sont peu élevés, traduisant bien le faible développement des protocônes.

TABL. VIII
Dimensions des dents jugales supérieures du Cheval de Bettencourt : Lo longueur occlusale ; lo largeur occlusale ; LPo longueur occlusale du protocône ; IPo indice protoconique occlusal.

213La comparaison de ces indices protocôniques avec ceux d’autres formes caballines du Pléistocène moyen et supérieur fournit quelques éléments d’interprétation (fig. 16, 17). Ainsi, le profil de représentation des indices du Cheval de Bettencourt est apparenté avec celui du cheval saalien de Biache qui pourrait rait être un E. taubachensis archaïque. Il y a également concordance avec celui de l’E. taubachensis type de l’Éemien. Dans les deux cas, les indices sont toutefois moins élevés, surtout pour les molaires. En revanche, le profil obtenu diffère sensiblement de celui de l’Egermanicus type du milieu du Weichsélien, et très nettement de ceux des chevaux du Pléistocène moyen E. mosbachensis et E. achenheimensis.

FIG. 16
Comparaison des indices protoconiques moyens des jugales supérieures du Cheval de Bettencourt (indices établis à partir des mesures prises au niveau occlusal) (données de base d’ap. Eisenmann 1980).

FIG. 17
Comparaison des indices protoconiques moyens des jugales supérieures du Cheval de Bettencourt (indices établis à partir des mesures prises au niveau occlusal) (données de base d’ap. Guadelli, Prat 1983).

214D’après Eisenmann (1991), il est globalement possible de séparer les chevaux du Pléistocène moyen de ceux du Pléistocène supérieur en fonction de quatre valeurs moyennes : la longueur des dents jugales supérieures (P3, P4, M1, M2) ; les longueurs des métacarpiens III et métatarsiens III, la largeur articulaire distale des métacarpiens III. Pour les dents, cette valeur moyenne de transition est de 28,5 mm, la plupart des chevaux du Pléistocène moyen ayant des valeurs supérieures, ceux du Pléistocène supérieur ayant des valeurs inférieures.

215La longueur moyenne des dents supérieures du Cheval de Bettencourt est de 27,13 mm, elle indiquerait donc a priori qu’il s’agit d’une forme contemporaine de l’Éemien ou du Weichsélien (tabl. IX) et exclurait les formes plus anciennes.

Tabl. IX
Dimensions comparées des longueurs moyennes des dents supérieures du Cheval de Bettencourt : LP3P4sup longueur occlusale des P3‑P4 supérieures ; LM1M2sup longueur occlusale des M1-M2 supérieures ; LprotP3P4sup longueur occlusale des protocônes des P3-P4 supérieures ; LprotM1M2sup longueur occlusale des protocônes des M1-M2 supérieures ; LP3M2sup longueur occlusale des P3-P4-M1-M2 supérieures ; LprotP3M2sup longueur occlusale des protocônes des P3-P4-M’-M2 supérieures, (1) Eisenmann 1991 ; (2) Auguste, Patou-Mathis 1999.

216L’examen comparatif des longueurs des dents et des protocônes entre le Cheval de Bettencourt et les formes de plusieurs gisements du Pléistocène supérieur permet de préciser ses affinités et ses spécificités (tabl. IX). Le Cheval de Bettencourt présente des prémolaires et des molaires supérieures de longueurs comparables à celles des Équidés de La Quina, de Pair-non-Pair et dans une certaine mesure de l’E. germanicus type de Remagen. La longueur des protocônes des prémolaires est également proche de celles de ces deux premiers Chevaux, alors que les molaires ont des protocônes bien plus courts. Au total, les longueurs moyennes de la série P3-M2 et de leurs protocônes sont de l’ordre de grandeur de celles de l’Équidé de Pair-non-Pair et peu éloignées de celles de l’E. germanicus de Remagen. Par contre, toutes les valeurs sont inférieures à celles d’Etaubachensis, du Cheval des niveaux 22-25 de Combe-Grenal et de celui de Beauvais.

217La comparaison du rapport des indices protocôniques des molaires sur ceux des prémolaires permet également d’apporter des éléments intéressants (tabl. X). Ainsi, le rapport obtenu pour le Cheval de Bettencourt est très proche de celui du Cheval de Taubach et diffère très nettement de ceux des Chevaux de Combe-Grenal et de Remagen.

Bettencourt Equus sp.

Taubach (1) E. taubachensis

Combe-Grenal (1) Equus sp.

Remagen (1) E. germanicus

IPoM1M2/ n
IPoP3P4
M

5 ; 4
108,42

2 ; 6
109,6

14 ; 29
118,4

1
126,3

TABL. X
Dimensions comparées des rapports des indices protoconiques des dents supérieures du Cheval de Bettencourt : IPo M1M2/IPO P3P4 rapport indice protoconique occlusal des M1-M2 supérieures sur indice protoconique occlusal des P3-P4 supérieures. (1) Eisenmann 1980.

Les dents inférieures

218Les caractères morphologiques généraux des dents inférieures de l’Équidé de Bettencourt concordent avec ceux décrits pour les dents supérieures, c’est-à-dire qu’ils caractérisent un Équidé de type caballin : bords vestibulaires du protoconide et de l’hypoconide plats ; métaconule à la forme circulaire avec une face distale concave ; métastyle subtriangulaire avec une face mésiale convexe ; sillon lingual formant une cavité en U avec une double pointe.

219Malheureusement, les jugales inférieures n’apportent pas de renseignements diagnostiques fiables. Nous donnons les mesures de ces dents à titre indicatif (tabl. XI).

TABL. XI
Dimensions des jugales inférieures du Cheval de Bettencourt : Ldb longueur de la double boucle ; Lprf longueur du préflexide ; Lpof longueur du postflexide ; Ipof indice postflexidique.

Le métatarsien III

220Une extrémité proximale de métatarsien III de Cheval a été identifiée à Bettencourt. Celle-ci indique un animal de taille moyenne, ni gracile ni robuste. Aucun caractère diagnostique d’ordre spécifique n’est utilisable sur cette pièce.

221Les dimensions relevées sur cet os montrent que l’Équidé de Bettencourt présente des valeurs tout à fait comparables à celles de l’E. germanicus de Pair-non-Pair, assez voisines de celles de l’Equus sp. de Mauran, forme intermédiaire entre E. taubachensis et E. germanicus (Eisenmann, David 1994), mais légèrement inférieures à celles de l’E. taubachensis (tabl. XII).

TABL. XII
Dimensions comparées du métatarsien III du Cheval de Bettencourt : DT min dia diamètre transverse médian de la diaphyse ; DDP min dia diamètre dorsoplantaire médian de la diaphyse ; DT art prox diamètre transverse de l’articulation proximale ; DDP prox diamètre dorsoplantaire de l’extrémité proximale ; DTmax art grand cunéiforme longueur de la surface articulaire pour le grand cunéiforme ; L art cuboïde longueur de la surface articulaire pour le cuboïde. (1) Musil 1977 ; (2) Eisenmann, David 1994.

Conclusion

222Les analyses morphologique et morphométrique des vestiges dentaires et osseux du Cheval de Bettencourt permettent de préciser sa position phylétique et en partie chronologique au sein des Équidés pléistocènes. En effet, ses dimensions le placent parmi les chevaux du Pléistocène supérieur et excluent son rattachement à une forme du Pléistocène moyen, même final. Par contre, une distinction spécifique est plus difficile à proposer, le Cheval de Betten court présentant des caractéristiques métriques qui en font un intermédiaire entre le Cheval éemien de Taubach, E. taubachensis, et le cheval du milieu du Weichsélien, E. germanicus. Ce problème est souligné en particulier par Eisenmann (Eisenmann, David 1994), qui, lors de l’étude du Cheval de Mauran, a été confrontée au même type d’interrogation. Celle-ci ne donne pas de nom spécifique à la forme de Mauran, qui est un intermédiaire probable entre E. taubachensis et E. germanicus. Son attitude nous semblant justifiée, le Cheval de Bettencourt ayant apparemment lui aussi une position de transition entre ces deux taxons, il ne peut donc dans l’état actuel de nos données recevoir d’appellation spécifique et doit rester en nomenclature ouverte Equus sp.

1.2.4 Interprétations chronoclimatiques

223L’étude qui précède apporte un certain nombre d’éléments qui permettent de proposer une hypothèse concernant le cadre climatique et la position chronologique approximative de l’occupation humaine à Bettencourt, ceci à l’aide des grands mammifères. Deux taxons ont donc été identifiés, un Boviné qui d’après sa morphologie et ses dimensions est un Aurochs, et un Cheval qui semble être une forme intermédiaire entre l’E. taubachensis éemien et l’E. germanicus du milieu du Weichsélien.

224L’Aurochs de Bettencourt, très similaire à celui de Biache par exemple, caractérise la forme présente au Pléistocène moyen et supérieur en Europe. D’un point de vue chronologique, il ne peut donc permettre de conclure sur la date du dépôt de Bettencourt. Par contre, ses affinités écologiques en font un animal plutôt adapté à un climat tempéré, assez humide, dans un cadre de forêts claires entrecoupées de pâturages et de buissons, de prairies arbustives au bord des cours d’eau ou bien de régions marécageuses (Stuart 1982 ; Auguste 1995a). Il ne semble être présent au cours du Pléistocène que durant les périodes interglaciaires ou interstadiaires (Brugal 1992 ; Auguste, Patou-Mathis 1994 ; Auguste 1995a).

225L’Équidé de Bettencourt, qui pose un certain nombre de problèmes d’identification, révèle un contexte chronoclimatique plus précis correspondant avec les adaptations fonctionnelles et le stade évolutif de ce Cheval. En effet, les dents jugales supérieures montrent des protocônes peu larges par rapport à la longueur des dents, phénomène bien marqué sur les molaires. Il semblerait qu’une telle conformation témoigne plutôt d’une adaptation à un contexte climatique relativement tempéré car les protocônes sont plus développés chez les formes caballines des steppes herbacées présentes sous climat froid (Eisenmann, David 1990).

226Cette observation est confirmée si l’on replace le Cheval de Bettencourt par rapport aux trois types établis par Eisenmann (1991) : les types III et II plutôt en contexte froid, le type I caractérisant des Chevaux de contexte tempéré (fig. 18). Il apparaît bien ainsi que le Cheval de Bettencourt est très proche du type I et nettement différent des types II et III, seule la longueur des protocônes des molaires différant des proportions observables pour le type I.

FIG. 18
Comparaison des proportions des dents supérieures du Cheval de Bettencourt : type III E. mosbachensis ; type II E. chosaricus : type I E. germanicus ; P long longueur moyenne des P3-P4 ; M long longueur moyenne des M1-M2 ; P prot longueur moyenne des protocônes des P3-P4 ; M prot longueur moyenne des protocônes des M1-M2. Ratio-diagramme basé sur la comparaison des données converties en logarithmes décimaux, la référence étant E. przewalskii, établi à partir des données de Eisenmann et David (1994).

227D’après l’étude comparative, il apparaît que le Cheval de Bettencourt diffère sensiblement des Chevaux de Mauran, de Combe-Grenal (22-25) et de Beauvais, toutes trois des formes contemporaines de phases froides du Weichsélien. Ces divergences, indépendamment de l’âge précis du niveau concerné, sont donc interprétables en fonction de spécialisations écologiques distinctes, le Cheval de Bettencourt, tout comme E. taubachensis et E. germanicus étant adapté à un contexte tempéré. Sa position intermédiaire entre ces deux espèces et son caractère tempéré permettent donc de proposer une attribution chronologique relative, correspondant à un épisode interstadiaire du Weichsélien ancien, contemporain du sous-stade isotopique 5c ou du 5a.

228La présence de l’Aurochs avec ce Cheval « tempéré » est donc tout à fait cohérente. Une telle association rapportée soit au stade 5c ou au 5a n’est pas unique en France septentrionale ou en Belgique par exemple, même si les gisements concernés sont rares. Au Rozel (Manche), on retrouve ainsi un Equus cf. germanicus associé à un Aurochs, accompagnés d’un petit Équidé, du Mégalocéros, du Cerf et du Lapin (Scuvée, Verague 1984), au sein de dépôts humifères incorporés à un podzol attribué au stade 5c (Van Vliet-Lanoé et al. 1993). Dans la grotte Scladina à Sclayn (Belgique), l’Aurochs est associé à un Cheval en particulier dans la couche 4, celle-ci étant mise en contemporanéité avec le stade 5a et la palynozone Saint-Germain II (= Odderade) (Simonet 1992).

229Au contraire, à Saint-Sauveur (Somme), un Cheval, un Boviné et un Loup ont été identifiés dans des limons fluviatiles (Auguste 1995a), attribués initialement à une phase interglaciaire dans un milieu mi-forestier mi‑ouvert (Antoine 1990), et qui s’avèrent en fait correspondre à une phase froide du début Weichsélien en contexte nettement déboisé et datée aux environs de 95 500 ans BP (Laurent et al. 1994). Cette faune serait contemporaine du premier stade froid post-éemien, le stade 5d mis en corrélation avec le stade de Herning (Antoine et al. 1995b). La très riche faune du Mont-Dol (Ille-et-Vilaine) comprend également un Boviné et un grand Équidé, mais c’est surtout le Bison qui est représenté au sein d’une association faunique évoquant un milieu complexe assez découvert sous un climat froid (Simonet, Monnier 1991). Cette faune est mise en corrélation avec le stade Méliscy II et le stade 5b.

230Il est intéressant de noter que, malgré le caractère tempéré des occupations mis en évidence dans les trois premiers gisements, nous n’avons pas l’expression d’une association animale traduisant un couvert végétal forestier très développé comme nous aurions pu nous y attendre. Ceci s’expliquerait à notre avis par la prise en compte du modèle de la « steppe à Mammouth » défini par Guthrie (1990), écosystème des périodes froides qui durant les phases tempérées du Pléistocène subsisterait sous la forme d’une sylvo-steppe caractérisée en particulier par les données palynologiques (Munaut 1988a ; 1988b) et par la grande faune (Auguste 1995a ; 1995b).

231En conclusion, la présence d’un Aurochs et d’un Cheval du début Weichsélien adapté à un climat tempéré amène à proposer un âge pour le dépôt archéologique de Bettencourt, soit la phase contemporaine de l’interstade Brørup (sous-stade isotopique 5c), soit celle de l’interstade Odderade (sous-stade 5a). Cette interprétation est totalement en accord avec les données chronostratigraphiques (cf. supra Antoine § 1.1) qui placent la formation du niveau N2b correspondant à un sol gris forestier au cours d’un épisode bien tempéré du début du Weichsélien corrélé en partie avec le stade 5a. Par ailleurs, les datations obtenues (cf. infra Freichen et Engelmann § 1.4) fournissent un âge compris entre 80 000 et 85 000 ans BP compatible avec ces interprétations.

1.3 Analyses palynologiques

1.3.1 Méthodologie

232Trois prélèvements palynologiques (PI, P2, P3) ont été effectués durant la fouille. Ceux-ci ont été choisis de telle manière qu’ils recoupent la plupart des unités stratigraphiques qui constituent le sol de Bettencourt et les sols SS-1 et SS-2 de Saint-Sauflieu dans lesquels les industries N3b et N3a, N2b et N2a, ainsi que N1 étaient préservés (cf supra Antoine § 1.1).

233Ces sédiments étaient extrêmement pauvres en pollens et aucun des niveaux n’en contenait un nombre suffisant pour calculer des pourcentages polliniques stables. Aussi, pour mettre en évidence les grands traits de la végétation correspondant à chaque unité lithostratigraphique, des pourcentages moyens ont été calculés basés sur la totalité des pollens identifiés dans l’ensemble des échantillons qui y ont été prélevés.

1.3.2 Le profil 2

234Douze échantillons superposés (tabl. XIII) proviennent du colmatage colluvial de la dépression d’origine karstique où s’est marqué un premier sol gris forestier, dit de Bettencourt.

TABL. XIII
Résultats des analyses palynologiques réalisées sur le profil P2-karst. Les colonnes en gris sont stériles.

Unité 12

235Cette lentille de limon gris-brun localisée à la base du comblement est considérée comme le premier dépôt postérieur à l’interglaciaire éemien (cf. supra Antoine § 1.1). L’échantillon ne contenait que 25 grains de pollen dont 9 pins (Pinus) et 11 graminées (Poaceae), ce qui incite à y voir un paysage mélangé de steppes parsemées de pins correspondant à un climat continental relativement froid (absence d’arbres tempérés).

Unité 11

236À la base du sol de Bettencourt, l’environnement végétal se modifie nettement. Le milieu est boisé (NAP : 82,1 %), principalement en pins (48,4 %) et en bouleaux (13,7 %) essences de la forêt boréale. S’y mêlent quelques charmes (Carpinus), noisetiers (Corylus), frênes (Fraxinus) et des quantités non négligeables d’aulnes (Alnus 5,3 %) et de chênes (Quercus 11,6 %). Ces arbres ont davantage d’exigence thermique que le pin et le bouleau et leur présence est l’indice d’un climat de type boréal tempéré. Les plantes herbacées de type steppique donnent une note continentale à cet assemblage.

Unité 10

237Dans la partie supérieure du sol de Bettencourt où sont conservées les industries N3b et N3a, le pourcentage des arbres décroît (44,7 %), quoique leurs proportions relatives restent sensiblement égales. Cette diminution se fait surtout au profit des graminées (Poaceae 35,2 %). En outre, elle est accentuée par la plus grande diversité des autres herbacées, biais introduit par le nombre plus élevé de pollens comptés. Le paysage est plus clair que durant la formation de l’unité 11 et est constitué d’une mosaïque de surfaces forestières et steppiques.

Unité 9

238Les neuf pollens recensés dans cette unité ne permettent pas de conclusions concernant la végétation correspondant au sommet de la formation du sol.

Unité 8

239Stérile.

Unité 6

240Un seul échantillon y a été prélevé. À l’inverse des unités 10 et 11, le paysage semble fort déboisé, ce qui ne s’accorde pas avec les résultats obtenus dans le profil 3 pour la même unité.

1.3.3 Profil 3

241Ce profil de 120 cm s’étend du sommet de l’unité 10 jusqu’à la limite des unités 6 et 5 (tabl. XIV). L’industrie paléolithique N2b a été observée à la base de l’unité 7 et N2a à celle de l’unité 6. Ces deux dernières unités brun-noir correspondent au sol SS-1 du complexe de Saint-Sauflieu (cf. supra Antoine § 1.1).

TABL. XIV
Résultats des analyses palynologiques réalisées sur le profil P3. La colonne en gris est stérile.

Unité 10

242Le seul échantillon de l’unité 10 présente une nette prédominance des arbres et principalement du bouleau (22,6 %) et du pin (15,1 %). En revanche, le hêtre (Fagus) est relativement abondant (15,1 %) et, avec les autres arbres tempérés, totalise 34,1 %, soit pratiquement la moitié de la somme des arbres (71,4 %). Ces valeurs sont nettement plus élevées que celles obtenues dans l’unité 10 du profil 2. Mais elles se rapprochent de celles obtenues dans l’unité 7 sus-jacente et il n’est pas impossible qu’un problème de limite entre unités soit la cause de cette discordance pollinique.

Unité 7

243La somme des arbres (73,8 %), parmi lesquels le pin (26,5 %) et des plantes de steppe, donne un spectre de forêt boréale relativement dense, tandis que la somme des taxons tempérés (parmi lesquels le noisetier atteint 9,1 %) représente au total 23,4 %. Un tel pourcentage traduit un climat relativement clément.

Unité 6

244Les niveaux étudiés dans la partie supérieure du sol gris forestier fournissent des chiffres très proches des valeurs obtenues dans l’unité inférieure. Les pins et bouleaux voient néanmoins leurs pourcentages baisser au profit des arbres tempérés (total : 39,8 %). Les proportions relatives sont sensiblement les mêmes si ce n’est le hêtre qui, absent en 7, atteint 7,4 % en 6. Dans la strate herbacée où l’emportent les graminées (15,3 %) persistent des plantes steppiques, notamment l’armoise (Artemisia), des composées (Asteraceae), des chenopodiacées, des cistacées, le plantain (Plantago lanceolata). Cet assemblage traduit un milieu forestier de transition entre la forêt boréale et la forêt mixte à feuillus avec une tonalité continentale.

1.3.4 Le Profil 4

Unité 4

245Elle est constituée de limon humifère homogène. Cette unité contient le niveau d’industrie N1 et correspond au sol isohumique SS-2 de Saint-Sauflieu (cf. supra Antoine § 1.1).

246Les taxons les plus abondants (tabl. XV) sont les graminées qui représentent 40,0 % du total. Les plantes fréquentes dans les steppes, telles que l’armoise (Artemisia), les composées (Asteraceae), les chenopodiacées, les cistacées et le plantain, totalisent 7 %, tandis que les plantes herbacées à écologie plus diverse atteignent 14,1 %. La somme des arbres est nettement inférieure (39,1 %) à celle des herbacées (61,8 %) indiquant un paysage diversifié où s’étendent des steppes parsemées d’arbres. Par rapport au sol précédent, on peut en déduire une nette continentalisation qui s’accorde avec la pédogenèse isohumique qui affecte ces sédiments.

TABL. XV
Résultats des analyses palynologiques réalisées sur le profil P4.

1.3.5 Discussion

247L’utilisation conjointe de plusieurs méthodes a permis de décrire et de dater une succession pédostratigraphique du Début Glaciaire weichsélien au sein de laquelle cinq niveaux paléolithiques ont été reconnus.

248Les analyses palynologiques ne peuvent être utilisées pour dater les épisodes interstadiaires, en revanche, malgré certaines difficultés, elles fournissent une image du paysage correspondant aux différents stades d’agradation des sédiments et à l’environnement des industries humaines. Ces paysages s’accordent avec le type du milieu décrit par ailleurs (cf. supra Antoine § 1.1). Ainsi, le stade de Herning peu boisé, sans arbre tempéré, pourrait être représenté dans l’unité 12. Le premier sol gris forestier de Bettencourt (industries N3b et N3a) correspond à un milieu des sylvosteppes où à la base au moins domine largement le pin. C’est donc la première fois que la couverture végétale de l’interstade de Brørup est décrite dans les pédo-complexes de bas de versant. Le stade de Rederstall n’est pas mis en évidence palynologiquement. Le second sol corrélable avec le sol de Odderade et l’unité SS-1 du complexe de Saint-Sauflieu montre, comme dans le site éponyme, des sylvosteppes assez comparables à celles du sol de Bettencourt. Il y a donc peu de différence entre le cadre de vie des industries N3b, N3a et N2b, N2a. Au contraire, le sol isohumique N1 comparable à l’unité SS-2 de Saint-Sauflieu était couvert de façon prédominante par une steppe encore partiellement arborée.

1.3.6 Conclusions

249L’étude palynologique de la séquence de Bettencourt permet d’évoquer les paysages qui s’y sont succédé au début du Weichselien. Malgré la pauvreté en pollen, les résultats s’accordent avec ceux obtenus par l’étude des péripéties qui ont contribué à sa mise en place et par les méthodes de datation.

250Les assemblages polliniques conduisent à reconnaître après un premier coup de froid (Herning) la présence de deux périodes plus tempérées enregistrées dans des sols gris forestiers et une extension de la steppe dans un sol isohumique. La présence parfois bien marquée d’arbres tempérés de la forêt mixte tendrait à indiquer la persistance de ces éléments au cours du Début Glaciaire.

251Cependant, les sédiments colluvionnaires dans lesquels se sont formés ces sols étant le produit du démantèlement du sol interglaciaire de Rocourt, il se pourrait également qu’une partie de ces pollens soient issus de ce sol et après remaniement se retrouvent incorporés à des pollens plus typiquement interstadiaires. Dans ce cas, le caractère encore tempéré des assemblages palynologiques devrait être atténué. Des études ultérieures permettront progressivement de résoudre ce problème.

1.4 Datations par luminescence des sédiments

1.4.1 Introduction

252Dans le nord de la France, de nombreuses séquences de lœss sont connues le long de la vallée de la Somme et de ses affluents (cf. supra Antoine § 1.1). À Bettencourt-Saint-Ouen, six échantillons destinés à la datation TL-IRSL ont été prélevés dans les différents profils lors de l’opération archéologique (Engelmann et al. 1999).

253Le but de l’étude a été de bâtir un cadre géochronologique fiable pour l’étude de la séquence de dépôts colluviaux et de sols de Bettencourt afin de compléter les interprétations pédostratigraphiques et archéologiques.

254Dans la région considérée (Europe du Nord-Ouest), des estimations d’âge TL ont été effectuées précédemment par Wintle et al. (1984), Wintle (1985), Balescu et al. (1986 ; 1988), et des études de datation IRSL et TL combinées par Frechen (1997), Engelmann et Frechen (1998) et Engelmann et al. (1999). Le contexte géologique du gisement de Bettencourt a été décrit précédemment dans ce volume (cf. supra Antoine § 1.1)

1.4.2 Estimations d’âge par les méthodes de luminescence

255Depuis la fin des années 70, la datation par thermoluminescence représente un moyen de datation indépendant pour la détermination de l’âge de dépôt des sédiments éoliens (Wintle, Huntley 1980 ; 1982). Les estimations d’âge obtenues sur les lœss et les sables dunaires vont de quelques dizaines d’années (Ollerhead et al. 1994), jusqu’à au moins 1 million d’années (Berger 1994 ; Berger et al. 1992 ; Huntley et al. 1993). Plus récemment, les approches combinant les méthodes de datation TL (thermoluminescence) et IRSL (Infra Red Stimulated Luminescence) ont été systématiquement appliquées pour les lœss et leurs dérivés (colluvions) des 130 derniers millénaires (Frechen et al. 1995 ; 1997 ; Musson, Wintle 1994).

256Les techniques de la thermoluminescence et de l’OSL (Optical Stimulated Luminescence) sont basées sur la mesure de la lumière émise par des cristaux comme le quartz, le feldspath ou le zircon, quand ils sont stimulés par la chaleur ou la lumière après avoir reçu une dose de radiation naturelle ou artificielle. Le nombre des électrons migrant dans les pièges (impuretés et défauts du cristal), sous l’effet de la radioactivité naturelle du sédiment, augmente avec le temps et la dose naturelle. La dose équivalente (ED) est une mesure du bilan de la radiation absorbée dans le passé et qui, en fonction du débit de dose, fournit le temps passé depuis la dernière exposition à la lumière. La radioactivité naturelle provient de la décroissance radioactive des isotopes dans la chaîne de décroissance de l’U 235 et 238, du Th 232 et de la décroissance du K 40, et de quelques isotopes mineurs comme le Rb87, ainsi que du rayonnement cosmique. L’âge thermoluminescence équivaut à la dose équivalente (ED) divisée par le débit de dose.

257Une des hypothèses de base pour la datation TL et IRSL est que le signal de luminescence des grains minéraux a été blanchi et remis à zéro par l’exposition à la lumière solaire avant le dépôt. La poussière éolienne de la fraction 4-11 µm est supposée avoir voyagé sur de longues distances (transport éolien) et donc avoir été exposée à la lumière avant le dépôt. Ce processus de transport est supposé provoquer un blanchiment total du sédiment, un niveau négligeable de TL et une remise à 0 complète pour l’IRSL.

258En Asie centrale et en Chine, les lœss résultent principalement de l’accumulation de grains minéraux qui ont été transportés sur de longues distances à partir de sources comme les déserts environnants. Par contre, les sources de poussières localisées en bordure des fronts glaciaires, comme celles présentes dans le nord-ouest et l’est de l’Europe, en Sibérie et dans le centre des États-Unis, ont fourni des grains qui ont pu être dérivés de sources plus locales comme par exemple des lacs asséchés (Richardson et al. 1997) ou des grandes vallées périglaciaires comme le Rhin, le Danube ou le Mississippi. En Europe, des différences significatives dans la détermination des doses équivalentes TL et IRSL sur le même échantillon ont été décrites pour des lœss et des sédiments dérivés des lœss (Frechen et al. 1995 ; 1997 ; Musson, Wintle 1994). Des différences significatives dans l’histoire du transport et dans les processus de sédimentation des particules avant leur sédimentation pourraient être responsables des différents niveaux d’affaiblissement du signal accumulé dans les minéraux avant leur dépôt. Boenigk et Frechen (1994, 1995), Lang (1994) et Lang et Wagner (1996 ; 1997) ont suggéré que l’IRSL était plus adaptée pour la datation des lœss remaniés tardiglaciaires et des colluvions holocènes.

259Dans cette étude, toutes les mesures ont été effectuées sur la fraction granulométrique 4-1µm en utilisant la technique décrite par Frechen et al. (1996 ; 1997). Un exemple de courbes de régression est présenté dans la figure 19. Les débits de dose ont été obtenus d’après les contenus en potassium, uranium et thorium des sédiments, déterminés par spectrométrie gamma en laboratoire en supposant un équilibre radioactif de l’échantillon. L’humidité supposée du sédiment est de 25±5 %.

1.4.3 Résultats et discussion

260Les résultats de la dosimétrie et de la détermination de la dose équivalente (ED) sont donnés dans le tableau XVI. Les âges moyens TL et IRSL sont calculés à partir des quatre âges TL et IRSL disponibles pour chaque échantillon. En effet, il semble préférable de comparer les âges moyens que de discuter chaque résultat particulier pour chaque méthode. En ce qui concerne les six échantillons de Bettencourt-Saint-Ouen, il n’existe pas de différence significative entre les âges TL et IRSL et entre les estimations utilisant les méthodes de la dose additive (ADD) ou de la régénération (Regen). Cependant, les données originelles sont disponibles dans le tableau XVI et dans les figures 7 et 13. Les échantillons BSO1 et BSO2 qui ont été prélevés dans les lœss remaniés (colluvions, unité 10) donnent un âge moyen luminescence de 81,6±5,1 et de 93,8+6,1 Ka (tabl. XVII). L’échantillon BSO3, prélevé dans la partie supérieure du sol gris forestier sur colluvions (unité 6), donne un âge moyen de 85,1 ±4,7 Ka. Les échantillons BSO5 et BSO6 ont été prélevés dans les parties inférieures (unité 7) et supérieures (unité 6) du sol gris forestier et donnent respectivement des âges de 81,3±2,9 et 83,7±3,6 Ka. Enfin, l’échantillon BSO4 est localisé dans le sol steppique de l’unité 4.

FIG. 19
Analyse par régression et détermination des paléodoses pour BSO1.

TABL. XVI
Résultats de la spectrométrie Gamma et dose équivalente en Gray.

TABL. XVII
Âges luminescence en milliers d’années (ka).

261Par ailleurs, aucune augmentation significative de l’âge en fonction de la profondeur n’a été observée, ce qui semble montrer que la différence d’âge entre les différentes unités pédostratigraphiques est comprise dans la déviation standard des estimations TL et IRSL.

262Les âges estimés par luminescence ne montrent pas de différences significatives en fonction de la profondeur ni en fonction des différentes méthodes de calcul d’âge utilisées. Ces résultats pourraient résulter de plusieurs facteurs physiques :

2631 – Si le processus de colluvionnement a été rapide ou s’est produit durant la nuit, il est probable que l’horloge radiométrique n’ait pas été remise à zéro par la lumière du soleil avant le dépôt, entraînant ainsi une surestimation des âges pour toutes les méthodes.

2642 – Si l’exposition à la lumière solaire a été assez longue avant la mise en place du sédiment, les âges TL et IRSL devraient être équivalents.

265Malheureusement les deux scénarios sont plausibles. Cependant, d’après l’ensemble des résultats, il est probable que les dépôts colluviaux du complexe de sols de Bettencourt se soient déposés au cours du Début Glaciaire weichsélien (70-110 Ka). Cette interprétation géologique et géochronologique est en accord avec les résultats des datations obtenues sur le site de Saint-Sauflieu dans la Somme (Engelmann, Frechen 1998). Compte tenu des âges obtenus il n’est pas évident de dire si le sol steppique (unité 4) appartient toujours au Début Glaciaire ou fait déjà partie du Pléniglaciaire inférieur.

266Des résultats semblables ont été publiés à partir de coupes d’Alsace (Achenheim), par Rousseau et al. (1998a et b), et dans la moyenne vallée du Rhin, par Boenigk et Frechen (1999).

1.5 Datation U-Th et ESR de dents de Boviné3

1.5.1 Introduction

267Deux dents de boviné découvertes dans le niveau paléolithique N2b ont été analysées par la méthode du déséquilibre de la famille de l’uranium (U-Th) et par la méthode de la résonance de spin électronique (ESR) afin de tenter de donner un âge à ce niveau moustérien. Le matériel est altéré mais conduit cependant à un essai méthodologique intéressant en datation.

1.5.2 Matériel et méthode

268Les deux dents de Boviné (Aurochs) proviennent du niveau principal N2b, localisé dans les premiers centimètres de l’unité 7 (cf. supra Antoine § 1.1). Les dents ont été nettoyées à l’aide d’une fraiseuse de dentiste ; l’émail et la dentine ont été prélevés et mis en poudre.

269Les procédures analytiques utilisées dans cette étude, en datation U-Th et ESR, sont les mêmes que celles qui ont été effectuées pour les échantillons du site de Beauvais (Michel et al. 1999). Les analyses U-Th des échantillons d’émail et de dentine ont été réalisées par spectrométrie alpha. Afin de déterminer la dose équivalente DE, les échantillons d’émail ont été irradiés par une source 60Co à des doses croissantes de 50, 100, 200, 300, 400, 600, 900, 1 500 et 2 500 Gy (LMRI, CEA, Saclay). Les signaux ESR à g = 2,0018 ont été mesurés par un spectromètre ESR EMX Brucker (X-band) (LMRI, CEA, Saclay) (fig. 20). La dose équivalente a été déterminée par la méthode des doses additives (Yokoyama et al. 1985) (fig. 21). Pour la détermination de la dose annuelle externe du sédiment environnant, les teneurs en U, Ra, Rn, Th et K ont été mesurées par spectrométrie gamma (IPH, MNHN, Paris) (tabl. XVIII). La dose annuelle totale a été déterminée d’après Yokoyama et al. (1985) et Grün (1989). Les calculs d’âge ont été réalisés à l’aide des programmes informatiques de Y. Yokoyama modifiés.

FIG. 20
Croissance du signal ESR naturel de l’émail dentaire fossile de boviné (à g = 2,0018) en fonction de la dose d’irradiation y reçue (Gy).

FIG. 21
Détermination de la dose équivalente DE des échantillons d’émail Bet 17e et Bet 1e, par extrapolation de la courbe de croissance de la hauteur du signal ESR, en fonction de la dose d’irradiation Dy.

TABL. XVIII
Teneur en U, Ra, Rn, Th (dpm.g-1) et K(%) (spectométrie y) du sédiment humifère environnant.

1.5.3 État de conservation des dents

270Les dents d’Aurochs Bet 1 et Bet 17 présentent un état d’altération de degré différent (fig. 22). La dent Bet 1 porte de nombreux vermicules qui correspondent à des empreintes de racines végétales, ce qui témoigne de la présence importante de végétaux dans ce niveau humifère N2b. Les vermicules sont nettement moins visibles sur l’émail de la dent Bet 17. D’autre part, la dent Bet 17 est nettement plus altérée que la dent Bet 1 . Elle ne contient plus de dentine et l’émail est plus fragile que celui de la dent Bet 1. Les échantillons d’émail ont tous deux été faciles à réduire en poudre. L’examen préliminaire des spectres de diffraction aux RX et des spectres à infrarouge des deux échantillons d’émail indique une recristallisation significative de l’apatite. On note également des changements chimiques plus marqués pour l’émail Bet 17e.

FIG. 22
Dents d’aurochs de Bettencourt (Bet 1 et Bet 17), analysées pour les datations U-Th et ESR.

1.5.4 Résultats et discussion

271L’émail Bet 1e contient 0,5 ppm d’uranium, plus de 20 fois moins que sa dentine respective (Bet 1e = 11,6 ppm) et plus de deux fois moins que l’émail de l’autre dent Bet 17e (1,3 ppm). Les âges U-Th apparents des échantillons d’émail et de la dentine sont compris entre 120 et 160 Ka (tabl. XIX). Les rapports d’activité 230Th/232Th sont supérieurs à 20 et n’indiquent pas de contamination par du thorium exogène.

TABL. XIX
Données U-Th des dents de boviné de Bettencourt : * e émail, d dentine.

272Les doses équivalentes DE des deux échantillons d’émail sont déterminées en figure 21 et présentées dans le tableau XX. Les doses externes et internes ainsi que toutes les données ESR obtenues et les âges ESR déterminés figurent aussi dans ce tableau. Les âges ESR apparents (EU : early uptake) et (LU : linear uptake) des échantillons d’émail sont compris entre (64 ± 6) ka (EU, Bet 1e) et (89 ± 14) ka (LU, Bet 17e).

FIG. 23
(A) Équation d’âge ESR avec DE = dose équivalente, Da = dose annuelle. Conséquence (A) d’une altération de (B) l’émail dentaire ou (B) d’une perte d’uranium sur la détermination de l’âge ESR.

et al.

TABL. XX
Données ESR des dents de boviné de Bettencourt : * e émail (d = 3,2 g.cm3) ; d dentine ; épaisseur d’émail après élimination de la couche irradiée par les rayons α. Teneur en eau (% massique) : sédiment = 20, dentine = 15, émail = 2 ; kα = 0,15 (Grün 1989) ; profondeur sédimentaire = 3 m, dose cosmique : Dcos = 101 µGy. a1 (Yokoyama et al. 1982) pour un sédiment de densité apparente d = 2 g.cm3 déterminée à partir d’une densité réelle de 2,6 (mesurée par pycnométrie). Environnement de l’émail Bet 1e : sed‑e-d, de l’émail Bet 17e : sed-e-sed, l’âge ESR de l’émail Bet 17e est déterminé en supposant l’absence de dentine depuis l’enfouissement. D. exst.sed. = dose externe déterminée à partir des teneurs en U, Ra, Rn, Th et K du sédiment humifère environnant (tabl. XVIII). EU = early uptake (Ikeya 1993). **Datation ESR/U‑Th combinée (Grün et al. 1988).

273La non-cohérence des âges entre les deux méthodes de datation U-Th et ESR ne permet pas d’apporter une datation précise du niveau archéologique. En effet, cette différence d’âge rend l’interprétation des résultats difficile. Elle laisse supposer que les âges U-Th apparents ont pu être vieillis par une perte d’uranium peut-être liée à un lessivage. Celle-ci conduirait alors à une sous-estimation de la teneur en uranium mesurée par rapport à la teneur réelle, de la dose annuelle et enfin à une surestimation de l’âge ESR (tabl. XIX, fig. 23).

274Mais dans ce cas précis, une altération de l’émail doit être prise en compte. En effet, les processus de dissolution et de recristallisation de l’apatite, observés, suggèrent la destruction de pièges ESR. Ainsi, il pourrait y avoir une perte du signal ESR, en amplitude, avec une allure de spectre néanmoins indemne (fig. 20). Ceci conduirait à une sous-estimation de la dose équivalente DE et donc de l’âge ESR déterminé en tableau XX (fig. 23). La recristallisation de l’apatite peut également être associée à une perte d’uranium dont la conséquence sur la détermination de l’âge, citée au-dessus, serait dans ce cas mineure.

1.5.5 Comparaison avec les autres méthodes de datation

275Les datations TL-ISRL sur sédiment (cf. supra Frechen, Engelmann § 1.4) et les données pédostratigraphiques (cf. supra Antoine § 1.1) situent le niveau N2b à 75-85 ka (fig. 24). L’écart observé avec les âges U-Th déterminés sur les dents Bet 1 et Bet 17 (tabl. XIX) confirme l’hypothèse du vieillissement de l’âge U-Th par une perte d’uranium. Le domaine d’âge obtenu par la méthode ESR pour les deux dents se situe entre 60 et 100 ka (fig. 24), et il est plutôt large. On peut considérer une sous-estimation de l’âge ESR associée à un processus d’altération dominant.

FIG. 24
(A) Courbe Specmap (Imbrie et al. 1984). (B) Age ESR apparent (EU) et (LU) de l’émail des dents Bet 17e et Bet 1e du niveau N2b. Comparaison avec les datations TL-ISRL et les données pédostratigraphiques.

1.5.6 Conclusion

276Dans le cas du site de Bettencourt, les échantillons d’émail sont particulièrement altérés ; leur état montre des signes de dissolution et de recristallisation de l’apatite au cours de la fossilisation. On peut penser que les processus d’altération, s’ils sont postérieurs à l’enfouissement, conduisent à une dispersion des âges ESR et augmentent l’incertitude sur la fiabilité de l’âge obtenu.

277Le niveau humifère gris forestier (unité 7) qui contenait les dents n’a pas été favorable à une bonne conservation du matériel archéologique. Des processus d’altération rendent également la datation de l’émail dentaire difficile et ne permettent pas de valider d’une manière définitive les âges ESR. Les résultats suggèrent cependant que l’âge des fossiles est plus ancien que 60 ka.

278Enfin, cette étude montre qu’il est préférable de réaliser des datations de type U-Th et ESR sur des fossiles relativement bien conservés afin de s’affranchir d’un éventuel problème de perte d’uranium (lessivage ou dissolution) ou d’altération de l’apatite qui compliquent l’interprétation des résultats.

Notes

1 – L’auteur tient à remercier : D.D. Rousseau (Univ. Montpellier II) qui a effectué les mesures de susceptibilité magnétique, Dominique Marie (Centre de Géomorphologie du CNRS, Caen) pour la fabrication des lames minces, C. Hatté (LSCE, CEA-CNRS, Gif sur Yvette) pour les mesures de δ13C du carbone organique, et tout particulièrement N. Fédoroff (INA Paris-Grignon) pour son aide et ses nombreux conseils lors de l’étude micromorphologique.

2 – La première phase de cette étude, correspondant à la participation au DES réalisé en 1996, a été effectuée en collaboration avec Marylène Patou-Mathis. Nous tenons à la remercier par ailleurs pour ses suggestions concernant cette présente contribution.

3 – L’auteur tient à remercier J.-M. Dolo (LMRI, CEA, Saclay) pour l’irradiation des échantillons, la détermination des doses d’irradiation artificielle et pour l’accès au spectromètre ESR ; et Y. Yokoyama.

Table des illustrations

Légende FIG. A Vue aérienne du site montrant l’opposition entre le versant crayeux et le versant en pente douce avec couverture limoneuse et sols humifères (cf. § 1.1.1.1, p. 16).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 25k
Légende FIG. B Séquence d’échantillonnage pour la susceptibilité magnétique (cf. § 1.1.1.2, p. 16) (fig. 7 et 8, P3).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 34k
Légende FIG. C Série de blocs non perturbés pour la fabrication de lames minces (cf. § 1.1.1.2, p. 16) (fig. 7 et 8, P3).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 33k
Légende Abréviations : LP : lumière polarisée LPA : lumière polarisée analysée FIG. D Unité 4, MM‑21 : structure granulaire à coiffes silteuses (taille de la vue : 5 mm), LP (cf. § 1.1.2.1, p. 26).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 54k
Légende FIG. E Unité 4, MM-21 : imprégnation micritique péri-racinaire (hypocoating) (taille de la vue : 2,5 mm), LPA (cf. §1.1.2.1, p. 26).
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Légende FIG. F Unité 6, MM-7 : revêtement argilo-humique sur biopore et colmatage silteux d’un biopore (gauche de la vue) (taille de la vue : 2,5 mm), LP.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 45k
Légende FIG. G Unité 6, MM-9 : revêtements argilo-humiques à silto-humiques stratifiés avec phase silteuse (siltane) finale (taille de la vue : 5 mm), LP.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 45k
Légende FIG. H Unité 6, MM-9 : détail d’un lit argilo-humique du revêtement argilo-humique stratifié précédent (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-8.jpg
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Légende FIG. I Unité 6, MM-8 : revêtements argilo-humiques à silto-humique stratifiés concentriques (taille de la vue : 2,5 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 47k
Légende FIG. J Unité 6, MM-8 : détail de la vue précédente (taille de la vue : 0,6 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-10.jpg
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Légende FIG. K Unité 6, MM-9 : nodule organo-ferrique zoné (taille de la vue : 1,2 mm), LP.
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Fichier image/jpeg, 34k
Légende FIG. L Unité 6, MM-7 : micro-charbon (taille de la vue : 0,6 mm), LP.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 45k
Légende FIG. M Unité 7, MM-4 : revêtement argilo-humique avec micrograins opaques (charbons-cendres ?) en phase finale (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 31k
Légende FIG. N Unité 7, MM-5 : concentration de grains organo-ferriques (bactériens ?), (taille de la vue : 0,6 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 46k
Légende FIG. O Unité 7, MM-2 : accumulation de grains organo-ferriques dans la porosité (origine bactérienne ?) (taille de la vue : 0,6 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 44k
Légende FIG. P Unité 7, MM-4 : coupe d’un fragment végétal ligneux ferruginisé (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 45k
Légende FIG. Q Unité 7, MM-4 : bioturbation à remplissage papulisé (insectes ?) (taille de la vue : 5 mm), LP.
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Légende FIG. R Unité 9, MM-10 : revêtements argilo-humiques à silto-humiques stratifiés fracturés (gel) et recouvert par une phase silteuse (translucide) finale (taille de la vue : 5 mm), LP.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-18.jpg
Fichier image/jpeg, 45k
Légende FIG. S Unité 9, MM-10 : détail d’un revêtement argilo-humique sur biopore (taille de la vue : 1,2 mm), LP.
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Légende FIG. T Unité, 9 MM-10 : détail d’un micro-charbon (taille de la vue : 1,2 mm), LPA.
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Légende FIG. U Unité 9, MM-10 : bioturbation ± concentrique à remplissage papulisé (taille de la vue : 5 mm), LP.
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Légende FIG. V Unité 10, MM-11 : revêtements argilo-humiques et silto-humiques stratifiées concentriques (taille de la vue : 2,5 mm), LPA.
URL http://books.openedition.org/editionsmsh/docannexe/image/21073/img-22.jpg
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Légende FIG. W Unité 10, MM-11 : bioturbation à remplissage stratifié convexe (coléoptères ?) (taille de la vue : 5 mm), LPA.
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Légende FIG. X Unité 11, MM-16 – Débris ligneux humifié (taille de la vue : 0,6 mm), LP.
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Légende FIG. Y Unité 13, MM-18 ferriargilanes jaunes et argilanes organiques microlités (brun-rouge) (taille de la vue : 2,5 mm), LP.
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Légende FIG. Z Unité 13, MM-18 – Revêtement argilo-humique à silto-humique stratifié concentrique (taille de la vue : 2,5 mm), LP.
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Légende FIG. AA Unité 13, MM-18 remplissage papulisé dans une bioturbation (taille de la vue : 2,5 mm), LPA.
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Légende FIG. AB Unité 13, MM-18 : pellets argileux (déjections de vers) à revêtements organiques (taille de la vue : 5 mm), LP.
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Légende FIG. AC Vue générale de la grande poche karstique du profil L1 (fig. 7 : + 4 à + 12 m).
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Légende FIG. AD Vue générale de l’extrémité nord du profil L1 (fig. 7 : + 15 à + 30 m) montrant le plongement et la troncature des sols humifères sous le contact érosif à la base des lœss.
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Légende FIG. AE Grande cavité creusée dans l’unité 10 (terrier), et colmatée par des produits de d’érosion des sols gris-forestiers 6-7 drainés en profondeur.
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Légende FIG. AF L1 + 27,5 m : contact érosif et discordance à la base des lœss avec cailloutis basal.
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Légende FIG. 7 Levé détaillé du profil L1, localisation des niveaux archéologiques et des échantillons TL-IRSL (d’ap. Antoine et al. 1995). Cf. description des unités dans le texte.
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Légende FIG. 8 Localisation des différents échantillons et profils d’échantillonnage dans le profil L1 (P1 à P4). Cf. description des unités dans le texte.
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Légende FIG. 9 Levé détaillé du profil L2. Cf. description des unités dans le texte.
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Légende FIG. 10 Variations des teneurs en argile, en Fer total, en carbone organique total et des valeurs du δ 13C (mesures : C. Hatté, LSCE-Gif) dans le complexe de sols de Bettencourt. Cf. description des unités dans le texte.
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Légende FIG. 11 Variations des teneurs en limon fin, limon grossier, sable fin, sable grossier et des valeurs du δ 13C (mesures : C. Hatté, LSCE-Gif) dans le complexe de sols de Bettencourt. Cf.description des unités dans le texte).
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Légende FIG. 12 Corrélation des principaux complexes de sols du Début Glaciaire weichsélien dans la France du Nord-Ouest : 1 cailloutis de silex ; 2 lœss calcaire ; 3 lœss décarbonaté ; 4 horizon à doublets ; 5 horizon Bt tronqué de sol brun lessivé ; 6 horizon blanchi à glosses et nodules ferromanganiques ; 7 sol gris forestier sur colluvions limoneuses (SS-1, BSO-1, VA-1) ; 8 sol isohumique steppique (SS2-SS3a et b) ; 9 lentille de sol argileux (Bt) et de sol gris forestier soliflué ; 10 niveaux humifères lités avec passage latéral à un horizon de sol steppique homogène ; 11 colluvions limoneuses ; 12 artefacts paléolithiques ; 13 cx cailloutis de silex (érosion) ; LL lœss local brunâtre non calcaire.
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Légende FIG. 13 Bettencourt-Saint-Ouen : séquence pédosédimentaire synthétique ; interprétation chronostratigraphique et corrélations entre la stratigraphie nordique et les variations du δ180 dans la séquence de (GRIP). Cf description des unités dans le texte.
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Légende FIG. 14 Localisation et résultats des datations TL -IRSL dans le complexe de sols de Bettencourt (données TL-IRSL, d’ap. Engelmann et al. 1999) (description des unités dans le texte).
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Légende FIG. 15 Série dentaire (Cheval) retrouvée dans le secteur 3.
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Légende TABL. II Dimensions comparées de la première molaire supérieure (M1 sup.) du Boviné de Bettencourt : n nombre d’exemplaires ; M moyenne ; min-max valeurs extrêmes. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott‑Moller 1990.
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Légende TABL. III Dimensions comparées de la deuxième molaire supérieure (M2 sup.) du Boviné de Bettencourt : ento entostyle. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott-Moller 1990.
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Légende TABL. IV Dimensions comparées de la quatrième prémolaire inférieure (P4 inf.) du Boviné de Bettencourt. (1) Auguste 1995a ; (2) mesures Lalande in Slott-Moller 1990.
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Légende TABL. V Dimensions comparées des deuxièmes molaires inférieures (M2 inf.) du Boviné de Bettencourt : ecto ectostylide. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott-Moller 1990.
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Légende TABL. VI Dimensions comparées de la troisième molaire inférieure (M3 inf.) du Boviné de Bettencourt. (1) Auguste 1995a ; (2) Slott‑Moller 1990.
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Légende TABL. VII Dimensions comparées de l’humérus du Bovine de Bettencourt : DT art dist largeur articulaire distale ; DT troc méd largeur de la trochlée médiale ; DT troc lat largeur de la trochlée latérale ; Ht troc méd hauteur de la trochlée médiale ; Ht gorge troc hauteur de la gorge trochléaire ; Ht troc lat hauteur de la trochlée latérale (Auguste 1995a).
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Légende TABL. VIII Dimensions des dents jugales supérieures du Cheval de Bettencourt : Lo longueur occlusale ; lo largeur occlusale ; LPo longueur occlusale du protocône ; IPo indice protoconique occlusal.
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Légende FIG. 16 Comparaison des indices protoconiques moyens des jugales supérieures du Cheval de Bettencourt (indices établis à partir des mesures prises au niveau occlusal) (données de base d’ap. Eisenmann 1980).
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Légende FIG. 17 Comparaison des indices protoconiques moyens des jugales supérieures du Cheval de Bettencourt (indices établis à partir des mesures prises au niveau occlusal) (données de base d’ap. Guadelli, Prat 1983).
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Légende Tabl. IX Dimensions comparées des longueurs moyennes des dents supérieures du Cheval de Bettencourt : LP3P4sup longueur occlusale des P3‑P4 supérieures ; LM1M2sup longueur occlusale des M1-M2 supérieures ; LprotP3P4sup longueur occlusale des protocônes des P3-P4 supérieures ; LprotM1M2sup longueur occlusale des protocônes des M1-M2 supérieures ; LP3M2sup longueur occlusale des P3-P4-M1-M2 supérieures ; LprotP3M2sup longueur occlusale des protocônes des P3-P4-M’-M2 supérieures, (1) Eisenmann 1991 ; (2) Auguste, Patou-Mathis 1999.
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Légende TABL. XI Dimensions des jugales inférieures du Cheval de Bettencourt : Ldb longueur de la double boucle ; Lprf longueur du préflexide ; Lpof longueur du postflexide ; Ipof indice postflexidique.
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Légende TABL. XII Dimensions comparées du métatarsien III du Cheval de Bettencourt : DT min dia diamètre transverse médian de la diaphyse ; DDP min dia diamètre dorsoplantaire médian de la diaphyse ; DT art prox diamètre transverse de l’articulation proximale ; DDP prox diamètre dorsoplantaire de l’extrémité proximale ; DTmax art grand cunéiforme longueur de la surface articulaire pour le grand cunéiforme ; L art cuboïde longueur de la surface articulaire pour le cuboïde. (1) Musil 1977 ; (2) Eisenmann, David 1994.
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Légende FIG. 18 Comparaison des proportions des dents supérieures du Cheval de Bettencourt : type III E. mosbachensis ; type II E. chosaricus : type I E. germanicus ; P long longueur moyenne des P3-P4 ; M long longueur moyenne des M1-M2 ; P prot longueur moyenne des protocônes des P3-P4 ; M prot longueur moyenne des protocônes des M1-M2. Ratio-diagramme basé sur la comparaison des données converties en logarithmes décimaux, la référence étant E. przewalskii, établi à partir des données de Eisenmann et David (1994).
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Légende TABL. XIII Résultats des analyses palynologiques réalisées sur le profil P2-karst. Les colonnes en gris sont stériles.
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Légende TABL. XIV Résultats des analyses palynologiques réalisées sur le profil P3. La colonne en gris est stérile.
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Légende TABL. XV Résultats des analyses palynologiques réalisées sur le profil P4.
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Légende FIG. 19 Analyse par régression et détermination des paléodoses pour BSO1.
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Légende TABL. XVI Résultats de la spectrométrie Gamma et dose équivalente en Gray.
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Légende TABL. XVII Âges luminescence en milliers d’années (ka).
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Légende FIG. 20 Croissance du signal ESR naturel de l’émail dentaire fossile de boviné (à g = 2,0018) en fonction de la dose d’irradiation y reçue (Gy).
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Légende FIG. 21 Détermination de la dose équivalente DE des échantillons d’émail Bet 17e et Bet 1e, par extrapolation de la courbe de croissance de la hauteur du signal ESR, en fonction de la dose d’irradiation Dy.
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Légende TABL. XVIII Teneur en U, Ra, Rn, Th (dpm.g-1) et K(%) (spectométrie y) du sédiment humifère environnant.
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Légende FIG. 22 Dents d’aurochs de Bettencourt (Bet 1 et Bet 17), analysées pour les datations U-Th et ESR.
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Légende TABL. XIX Données U-Th des dents de boviné de Bettencourt : * e émail, d dentine.
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Légende FIG. 23 (A) Équation d’âge ESR avec DE = dose équivalente, Da = dose annuelle. Conséquence (A) d’une altération de (B) l’émail dentaire ou (B) d’une perte d’uranium sur la détermination de l’âge ESR.
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Légende TABL. XX Données ESR des dents de boviné de Bettencourt : * e émail (d = 3,2 g.cm3) ; d dentine ; épaisseur d’émail après élimination de la couche irradiée par les rayons α. Teneur en eau (% massique) : sédiment = 20, dentine = 15, émail = 2 ; kα = 0,15 (Grün 1989) ; profondeur sédimentaire = 3 m, dose cosmique : Dcos = 101 µGy. a1 (Yokoyama et al. 1982) pour un sédiment de densité apparente d = 2 g.cm3 déterminée à partir d’une densité réelle de 2,6 (mesurée par pycnométrie). Environnement de l’émail Bet 1e : sed‑e-d, de l’émail Bet 17e : sed-e-sed, l’âge ESR de l’émail Bet 17e est déterminé en supposant l’absence de dentine depuis l’enfouissement. D. exst.sed. = dose externe déterminée à partir des teneurs en U, Ra, Rn, Th et K du sédiment humifère environnant (tabl. XVIII). EU = early uptake (Ikeya 1993). **Datation ESR/U‑Th combinée (Grün et al. 1988).
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Légende FIG. 24 (A) Courbe Specmap (Imbrie et al. 1984). (B) Age ESR apparent (EU) et (LU) de l’émail des dents Bet 17e et Bet 1e du niveau N2b. Comparaison avec les datations TL-ISRL et les données pédostratigraphiques.
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Auteurs

Laboratoire de palynologie et de dendrochronologie, Université de Louvain-la-Neuve.

Institut für Geowissenschafthiche Gemeinschaftsaufgaben, Hannover.

Centre for Environmental Change and Quaternary Research, GEMRU, University of Cheltenham.

CNRS, UMR 6130, Centre d’études de la Préhistoire, de l’Antiquité et du Moyen Âge, Sophia Antipolis.

© Éditions de la Maison des sciences de l’homme, 2002

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