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Campements mésolithiques en Bresse jurassienne

 | 
Frédéric Séara
, 
Sylvain Rotillon
, 
Christophe Cupillard

Chapitre 3. Étude paléoenvironnementale

3. The palaeo-environmental study

Sylvain Rotillon, Dominique Sordoillet et Nicole Limondin-Lozouet

Résumé

À Choisey, la première séquence sédimentaire, du Dryas récent au Subatlantique, correspond à un alluvionnement lent de la fin du Tardiglaciaire au Boréal ; les dépôts évoluent par pédogenèse jusqu’au Subatlantique, sans relation avec la rivière. La seconde séquence relève d’un épisode bref de reprise de la sédimentation en relation avec l’aménagement d’une villa au Ier s.

À Ruffey, la première séquence couvre la fin du Pléniglaciaire et le début du Tardiglaciaire. La deuxième débute par une reprise de l’alluvionnement au Dryas récent. Au Préboréal et au Boréal, les débordements se raréfient, les chenaux multiples de la rivière deviennent un chenal unique, stable, tandis que se développe le couvert végétal. Une phase de pédogenèse affecte les dépôts de débordement. Au Boréal, la topographie du Pléniglaciaire est nivelée. Les débordements reprennent pendant l’Atlantique ancien, ce qui marque le début de la troisième séquence qui s’achève par une nouvelle phase de pédogenèse à l’Atlantique récent. La dernière séquence débute au Subboréal par une reprise de l’activité fluviale. Après une incision majeure à la fin de cette période, le site se trouve à l’écart du champ d’activité de la rivière.

Les stratigraphies de ces deux sites ne sont comparables que pour la fin du Tardiglaciaire et le début de l’Holocène. Après le refroidissement du Dryas récent, le Préboréal et le Boréal correspondent à une période d’ajustement des systèmes fluviaux, liée au développement du couvert végétal. La dégradation du Boréal n’apparaît presque pas dans l’enregistrement sédimentaire. Le signal climatique redevient perceptible dès l’Atlantique récent ; il semble lié à la pression croissante de l’homme sur son milieu.

Texte intégral

3.1 La dynamique de colmatage des fonds de vallée

S.R., avec la coll. de D.S. et de N.L.-L.

3.1.1 Le site de Choisey/ Aux Champins

1L’interprétation des données sédimentaires permet de distinguer deux séquences principales dans le remplissage alluvial sur le site de Choisey/Aux Champins. Chaque séquence se caractérise par une phase d’alluvionnement suivie par une période de stabilité au cours de laquelle les dépôts sont affectés par la pédogenèse. Ces deux séquences sont très différentes, de durée et d’importance très inégales.

2La première est la principale ; elle débute au Dryas récent, peut-être même dès l’Allerød, et ne prend fin qu’au Subatlantique. Elle se décompose en deux phases de mise en place : du Tardiglaciaire à la fin du Boréal (voire au début de l’Atlantique), le site connaît un exhaussement grâce à des apports alluviaux ; de l’Atlantique au Subatlantique, cet alluvionnement cesse et un paléosol peut se développer. La pédogenèse a cependant pu débuter dès le Boréal compte tenu de la faiblesse des apports sédimentaires dès cette période.

3La seconde séquence est brève. Vers le début de l’ère chrétienne, un nouvel apport sédimentaire pelliculaire recouvre le sol formé précédemment. Cet alluvionnement est de courte durée et la pédogenèse est ralentie mais ne s’interrompt pas. Sans apport sédimentaire notable durant toute la période historique, le site évolue alors selon le rythme de la mise en valeur par l’Homme.

4L’ensemble 1, constitué par les dépôts du Pléniglaciaire, ne s’intègre pas dans ce découpage. Nos données sur ces alluvions grossières sont très limitées. Il existe un hiatus important entre leur mise en place et le dépôt de la couverture fine qui les recouvre. Le Doubs s’est déplacé et ne reviendra plus sillonner ce secteur, sauf occasionnellement et partiellement. Le passage de l’ensemble 1 à l’ensemble 2, origine de la séquence 1, marque un changement radical pour le site de Choisey/Aux Champins qui passe d’une localisation dans la bande active du Doubs à une position marginale dans la plaine alluviale.

3.1.1.1 Séquence 1 : du Dryas récent au Subatlantique

5Pendant cette longue période, des dépôts très peu différenciés sur le plan textural se mettent en place. Cette sédimentation débute au Tardiglaciaire, lors du Dryas récent, ou peut-être avant, lors de l’Allerød. Elle se poursuit à un rythme lent, mais sans interruption majeure, jusqu’à la fin du Boréal. Les malacofaunes nous permettent de dater la base de la séquence puis les vestiges archéologiques prennent le relais. Il existe un hiatus de sédimentation important entre les derniers dépôts, mis en place lors du Boréal, et la reprise de la sédimentation, postérieure à des occupations de la Tène. Cette longue période de stabilité explique l’importance de la pédogenèse qui affecte les ensembles les plus superficiels. Les limites observées sur le terrain ne correspondent pas toujours à des limites primaires de sédimentation mais sans doute parfois à des limites pédologiques, notamment vers le sommet du remplissage.

Le Tardiglaciaire : l’éloignement du cours actif du Doubs

6Alors que durant le dernier pléniglaciaire le Doubs divaguait largement sur la plaine du Finage et déposait les graviers et galets qui constituent la base de nos coupes, les dépôts du Tardiglaciaire témoignent de l’éloignement de la rivière. Dans les ensembles 2 et 3, la prédominance des argiles et l’absence de figures de stratification sont caractéristiques du lithofaciès Fl (tabl. VI) qui correspond à des dépôts de débordements dans la plaine alluviale. Le passage abrupt de formations grossières de chenal actif (ensemble 1) à des fines dominées par les argiles (ensembles 2 et 3) implique un changement radical des conditions de sédimentation et donc une évolution majeure de l’environnement.

Code

Lithofaciès

Structures sédimentaires

Interprétation

Gt

Graviers stratifiés

Stratifications entrecroisées en cuvettes

Remplissage de chenaux secondaires

Sp

Sables moyens à très
grossiers, avec parfois des éléments plus grossiers (graviers, galets)

Stratifications entrecroisées planes isolées (alpha)
ou groupées (omikron)

Bancs transverses ou en forme de langue
(linguoids), vagues sableuses (écoulements de faible énergie)

Sh

Sables très fins à très
grossiers, avec parfois des éléments plus grossiers (graviers, galets)

Laminations horizontales

Écoulement sur lits à topographie plane (régime de haute ou de basse énergie)

fi

Sables, limons

Fines laminations, ondulations très petites

Dépôt de débordement, décantation des eaux de crue

TABL. VI
Code et description des principaux faciès constituant le colmatage de la plaine de la Seille (d’après Miall 1978, table 1).

7Le transport des galets et des graviers nécessite des écoulements puissants (Richards 1982) ; cette charge solide se dépose au sein d’un chenal actif, plus ou moins bien défini topographiquement. Entre les mises en place des ensembles 1 et 2, le site passe d’une localisation dans la bande d’activité du Doubs à une position marginale de plaine d’inondation. Le cours de la rivière s’est donc déplacé, lors d’un ou de plusieurs événements assez brutaux puisque le passage d’un ensemble à l’autre est abrupt. Il importe alors de savoir s’il existe une interruption de la sédimentation consécutive à cette évolution ou s’il n’y a pas d’hiatus temporel entre le dépôt des ensembles 1 et 2.

8Différents auteurs ont signalé qu’à la fin de l’accumulation de la nappe grossière, au cours du dernier pléniglaciaire (ce qui correspond a priori à notre ensemble 1), succède un épisode érosif de courte durée lors du retrait glaciaire (Campy 1984a ; Starkel 1990). Au début du réchauffement, la végétation commence à fixer les sols, mais l’évapotranspiration est encore faible, ce qui favorise des débits encore soutenus. L’association de berges mieux stabilisées, de débits soutenus et de la réduction de la fourniture en sédiments aux cours d’eau entraîne une phase d’incision importante, observée sur de nombreuses rivières d’Europe (Vandenberghe 1993). Cette configuration se traduirait ici par une fixation du cours du Doubs au S-E du site. La contraction de la bande active, ou une avulsion, serait alors contemporaine de la fin du Pléniglaciaire ou du début du Tardiglaciaire et serait accompagnée d’une incision ; les dépressions dans lesquelles des dépôts attribués au Dryas récent ont été reconnus (cf. supra § 2.2.3.1) pourraient en être la marque. Cet épisode est cependant difficile à caler précisément, en partie en raison des dimensions de la plaine, qui rendent délicates les corrélations, et de l’absence de repère chronologique précis. Nous pouvons néanmoins retenir à titre d’hypothèse et de base de travail pour de futures interventions le schéma d’une concentration des écoulements sur un nombre limité de bras, ce qui entraîne une contraction de la bande active à l’écart du site et une incision de la plaine au début du Tardiglaciaire ; le cours du Doubs se trouve alors décalé au S-E du site de Choisey/Aux Champins.

9Il ressort des analyses malacologiques que la sédimentation ne reprend au plus tôt qu’à partir de l’Allerød (cf. infra Limondin-Lozouet, annexe 1). Nous avons donc une interruption de la sédimentation consécutive à l’éloignement du cours actif du Doubs au début du Tardiglaciaire. Cette interruption peut s’expliquer par un éloignement important du Doubs, par une incision marquée dans la plaine ou par une charge sédimentaire fine peu abondante. Les trois explications ne s’excluent pas les unes les autres, mais nous ne disposons pas de données suffisantes pour trancher. On peut par contre essayer de préciser le moment de reprise de l’alluvionnement sur le site et apporter ainsi des éléments pour affiner l’interprétation chronologique des malacofaunes.

10La base des dépôts attribués au Dryas récent identifiés dans les sondages et dans la tranchée du Saumoduc est à une altitude qui varie d’environ 192 m à l’amont à moins de 189 m à l’aval. Sur le site de Choisey, la base de l’ensemble 2 est à environ 193,5 m. Cette différence d’altitude était a priori plus importante à l’Allerød, ainsi que la figure 23 le laisse supposer. Seules de très fortes crues auraient alors été capables de recouvrir un secteur éloigné et surélevé, recouvrement plus probable lorsque la dénivelée est moins importante.

11L’absence d’hiatus entre les ensembles 2, 3 et 4 permet de penser que ces formations se mettent en place sans interruption durable. Si l’âge de l’ensemble 2 est l’Allerød, cela implique que tout le Dryas récent est condensé dans l’ensemble 3. Les données climatiques fournies par la malacofaune ne sont alors pas cohérentes avec celles en provenance des lacs jurassiens, et tout particulièrement du lac Onoz dans le bassin de l’Ain (Magny, Ruffaldi 1995) : les auteurs distinguent trois phases dans le Dryas récent, caractérisées par une longue période sèche encadrée par deux épisodes humides. Seule une de ces deux phases serait représentée à Choisey si la datation de l’Allerød était retenue, ce qui impliquerait une interruption durant plusieurs siècles de la sédimentation, hypothèse difficilement compatible avec la structure des corps sédimentaires.

12En revanche, un âge du Dryas récent pour les deux ensembles paraît plus cohérent. La base de la stratigraphie se met en place lors de la phase sèche du Dryas récent (phase régressive 3 du lac Onoz ; Magny, Ruffaldi 1995). La sédimentation ne débute pas nécessairement dès le début de cette phase. Ensuite, les malacofaunes nous indiquent que le milieu est plus humide, ce qui correspondrait à la fin du Dryas récent, à l’épisode transgressif Onoz 3 (Magny, Ruffaldi 1995). L’épaisseur assez importante de ces dépôts peut alors s’expliquer par le retour de conditions plus humides alors que le climat reste froid. L’évapotranspiration demeure limitée, ce qui accroît la puissance des écoulements. En parallèle, le couvert végétal demeure discret et protège mal les sols ; la fourniture de sédiments au Doubs est importante.

13La variation de texture de la base vers le sommet, même si elle est limitée, paraît en contradiction avec l’occurrence vraisemblable d’écoulements plus puissants à la fin du Dryas récent. Nous avons suivi la méthode proposée par M. J. Guccione (1993) afin d’analyser les dépôts de débordement (fig. 30) : la variation de texture est utilisée pour déterminer la distance du chenal par rapport au secteur étudié. Les changements texturaux graduels sont interprétés comme une migration du chenal alors que les changements brutaux reflètent une avulsion. Les pourcentages de sable et de limon sont calculés en éliminant l’argile pour supprimer les effets de la pédogenèse (Guccione 1993). Dans le cas de Choisey/Aux Champins, nous nous situons assez loin de la position supposée du cours d’eau, un peu moins d’1 km, ce qui réduit l’intérêt de la méthode. Nous prenons les résultats comme une indication qui devra être confirmée ultérieurement par des analyses complémentaires (échantillonnage plus proche du cours supposé, analyses granulométriques plus détaillées).

FIG. 30
Choisey/Aux Champins. Évolution du rapport entre la part des sables et la part des sables et limons dans les dépôts de débordement en fonction de la profondeur.

14Nous pouvons constater sur la figure 30 que la part des sables diminue progressivement depuis la base de la colonne stratigraphique jusqu’au sommet de l’ensemble 8. Pour le Dryas récent, nous avons signalé que cette variation ne pouvait a priori pas s’expliquer par une diminution de la compétence du Doubs, il semble donc que ce dernier se déplace progressivement vers le S-E du site.

Le Préboréal : ralentissement de la sédimentation

15Lors du Préboréal, la sédimentation décroît. Les sédiments attribués à cette période paraissent légèrement plus organiques à la base (ensemble 4), ce qui tranche avec les ensembles précédents, plus nettement détritiques. Cette augmentation, qu’il faudrait pouvoir quantifier lors d’interventions futures, est cohérente avec ce qui peut être observé ailleurs dans les dépôts fluviatiles du Préboréal, comme dans la Somme (Antoine 1997) ou en Europe centrale (Schirmer 1995). Cet enrichissement se manifeste de façon assez discrète sur le site de Choisey/Aux Champins en raison de l’éloignement du cours d’eau, ce qui limite les apports sédimentaires. On peut en effet noter (fig. 30) que le processus de migration du cours du Doubs, amorcé lors du Dryas récent, semble se poursuivre.

16À la fin de la période, la texture varie légèrement. Cette variation paraît significative puisqu’elle se retrouve sur les deux profils sédimentologiques réalisés (fig. 16). Le sédiment est plus clair, sans doute moins riche en matière organique. De par ses caractéristiques pédologiques et sa position stratigraphique, l’ensemble 4 apparaît comme un horizon de transition entre un horizon structural décarbonaté et la roche mère, constituée ici par les alluvions peu évoluées du Dryas récent et du début du Préboréal. Les traits pédologiques observés peuvent être nettement postérieurs aux occupations mésolithiques qui prennent place au sommet de cet ensemble (Sordoillet 1999).

17Les recouvrements sont encore relativement fréquents lors du Préboréal, même si le rythme s’est considérablement ralenti par rapport au Dryas récent. Vers la fin de la période, il semble que l’on ait une petite phase d’alluvionnement plus marquée qui se traduit par des dépôts un peu plus grossiers. L’ensemble ainsi mis en place est un peu plus épais, mais, comme nous ne pouvons préciser la durée de chaque phase de sédimentation, cette différence n’est pas forcément représentative. Sur la Meuse, l’évolution est assez similaire, du moins pour le début du Préboréal, avec une sédimentation à dominante biotique entrecoupée par une période détritique (Lefevre et al. 1993). Cette tripartition a été observée sur les lacs du Jura, en particulier à Onoz et à Remoray, et témoigne d’un épisode de refroidissement de courte amplitude (Magny, Ruffaldi 1995). Ici le Préboréal ne peut être dissocié qu’en deux parties, l’une plus organique, l’autre plus minérale qui prend fin dans la seconde moitié de la chronozone. L’absence de la troisième phase peut s’expliquer par l’éloignement du cours d’eau, ce qui aurait limité les débordements pendant cet épisode plus sec. Ceci n’est cependant pas en accord avec les données de terrain, qui ne repèrent pas d’hiatus sédimentaire marqué entre les ensembles 6 et 8, les analyses granulométriques indiquent même plutôt un rapprochement du cours de la rivière sur cet intervalle de temps. La distance par rapport au Doubs ainsi que la longue évolution pédologique brouillent un peu l’information. En l’état, nous ne pouvons que souligner la cohérence de nos résultats avec ceux des lacs du Jura pour le début du Préboréal, mais compte tenu de l’ambiguïté sur la datation de l’ensemble 6 (cf. supra § 2.2.1.2), il convient de rester prudent sur cette analogie.

18Les chenaux qui sillonnent le site sont très peu dynamiques. Ils n’incisent que faiblement les dépôts de débordement et sont comblés par des fines qui se distinguent à peine du matériel encaissant. Leurs dimensions sont réduites, il ne s’agit que de petits paléochenaux, sans commune mesure avec le gabarit du Doubs. Ils sont par contre bien inscrits dans la plaine, avec un rapport largeur/profondeur moyen : ce ne sont donc pas des bras divaguants. Leur orientation est peu compatible avec une origine en provenance du Doubs. Si c’était le cas, en suivant la pente actuelle, qui ne semble pas différente de celle de l’époque, ces chenaux auraient eu tendance à remonter la pente (sommet du chenal un peu inférieur à 194,5 m sur la coupe 3, un peu supérieur sur la coupe 1). Ces différents éléments nous incitent à considérer que nous ne sommes pas en présence de paléochenaux du Doubs mais de la Blaine (cf. supra § 2.2.3.2). Dans le premier cas, il devrait s’agir de chenaux de crue, creusés lors d’un événement majeur puisque nous sommes assez éloignés du lit mineur, or, rien dans leur morphologie et leur remplissage ne renvoie à un tel fonctionnement.

19Nous retiendrons donc l’hypothèse que la Blaine s’écoulait en direction du Doubs au Préboréal (fig. 31). Il s’agit sans doute de la totalité du cours d’eau car les dimensions des paléochenaux observés sont parfaitement cohérentes avec celles de la Blaine actuelle. Ce cours d’eau était alors a priori à méandres comme le profil en travers observé sur la coupe 1 permet de le penser (profil très dissymétrique pouvant suggérer un recul de berge concave). Les changements de tracé existaient, à moins qu’il y ait eu des tronçons avec plusieurs bras, comme l’indique la proximité des chenaux 5 et 6 sur la coupe 3.

FIG. 31
La plaine du Finage. Les chenaux de crue et les changements de tracé de la Blaine et du Doubs lors du Préboréal et du Boréal.

20Les hommes qui se sont installés alors sur le site se trouvaient à proximité d’un point d’eau, sans avoir à redouter une dynamique trop active. Le milieu était plus favorable qu’à proximité du Doubs. Le développement du couvert végétal était favorisé dans ce secteur d’assez grande stabilité. Les données malacologiques dans ce contexte ne sont donc pas forcément représentatives de l’ensemble du Finage.

Le Boréal : des crues plus fréquentes et plus fortes ?

21Les dépôts de débordement du Boréal (ensemble 8) ont subi une longue pédogenèse avant d’être affectés par la mise en culture ultérieure du site, ce qui a entraîné le mélange des horizons pédologiques (Sordoillet 1999). Nous pouvons cependant constater sur la figure 30 qu’il y a une rupture dans l’évolution constatée depuis le Dryas récent : le Doubs semble brutalement plus proche, même s’il reste encore à une certaine distance du site ; il est probable qu’une avulsion en soit la cause (Guccione 1993). La sédimentation lors du Boréal apparaît limitée mais se poursuit malgré tout. L’épaisseur de l’ensemble 8 est à peu près équivalente à celle des ensembles 4 et 6, attribués au Préboréal. Cependant, entre les deux périodes, le Doubs s’est rapproché du site ; on pourrait penser que l’accrétion a été alors plus importante puisque le rapprochement du cours d’eau augmente la probabilité des débordements. Même si le sommet de l’ensemble 8 est peut-être tronqué par les évolutions ultérieures, il n’y a pas a priori de différence majeure entre la granulométrie des dépôts du Préboréal et de ceux du Boréal ; ces derniers ne sont pas significativement plus grossiers, ils restent dominés par les argiles. On observerait donc plutôt une atténuation des débordements puisque la plus grande proximité du Doubs n’aboutit pas à la mise en place de dépôts plus grossiers et/ou plus abondants que précédemment. Il faut cependant rester prudent en raison du manque de précision de nos calages chronologiques.

22Le site est parcouru par des chenaux très différents de ceux attribués au Préboréal (paléochenaux 1, 3 et 7 ; tabl. V). Leur rapport largeur profondeur est plus grand, compris entre 15 et 20, leur colmatage est grossier, dominé par les graviers. Ils sont orientés différemment et proviennent certainement du Doubs. Il s’agit de bras de crue qui fonctionnent sur des temps assez courts. Seul le chenal 3 pourrait avoir eu une durée de vie supérieure à celle de l’événement formateur responsable de sa création. Ce dernier présente un assemblage de figures de stratification qui indique qu’il a eu au moins deux phases de fonctionnement (sous-ensembles 7a et 7b) ; la première correspond à l’ouverture du chenal. Compte tenu de la grossièreté du remplissage alluvial et de l’éloignement du cours principal du Doubs, il est probable que le comblement succède rapidement au creusement : l’énergie nécessaire à la mise en mouvement des graviers est importante et les déplacements ne se produisent que lors des crues. Ces événements peuvent se produire plusieurs fois par an dans le lit mineur d’une rivière (Bravard, Petit 1997), mais sans doute moins souvent dans un bras de crue éloigné du cours principal. La seconde phase se caractérise par le creusement d’un bras dans le comblement du bras antérieur, ce qui indique une reprise d’érosion. L’événement formateur est de plus faible amplitude, les dimensions de l’ensemble 7b sont très nettement inférieures à celles de 7a et le remplissage est moins grossier. Il est difficile de caler chronologiquement cet épisode par rapport au précédent : il peut s’agir soit de deux crues séparées par un intervalle de temps plus ou moins long, soit de la même crue.

23Les deux autres chenaux ne paraissent pas en relation avec le paléochenal 3 : ils témoignent de l’existence d’autres crues en provenance du Doubs (fig. 31). On ne peut pas affirmer que le chenal 4 n’a pas fonctionné lors du Boréal : postérieur au paléochenal 3, il se met donc en place à partir de la seconde moitié du Boréal, mais nous ne pouvons pas être beaucoup plus précis car trop de structures archéologiques ont empêché de lire clairement les relations géométriques entre cet ensemble et les autres.

24Le passage de bras de crue du Doubs dans cette partie de la plaine a sans doute provoqué le changement de tracé de la Blaine. On ne retrouve plus de chenaux susceptibles de témoigner de la présence de la Blaine sur le site après le Préboréal. Les bras de crue, et en particulier le paléochenal 3, ont pu par leur énergie chasser la Blaine par un effet de barrage en direction du Doubs et par un entraînement dans l’axe de leur écoulement, c’est-à-dire vers le N-O ; les graviers qui constituent le remplissage de ces chenaux forment ensuite un obstacle pour un cours d’eau peu dynamique comme la Blaine.

25Le nombre des chenaux de crue du Doubs, compte tenu de l’éloignement de cette rivière, et le fait qu’ils ne puissent être rapportés à la même phase de fonctionnement esquissent l’image d’un renforcement des crues importantes lors du Boréal. On n’observe rien de comparable sur le site pour les autres périodes et ceci est en accord avec les hypothèses concernant les dépôts de débordement. Il faut cependant rester prudent avant de tirer des conclusions définitives car quelques fortes crues ne suffisent pas pour affirmer qu’il y a un renforcement de l’activité fluviale. Cependant, la recrudescence de l’activité fluviale correspondrait à la péjoration climatique qui marque le Boréal ; l’avulsion possible du cours principal du Doubs se situerait dans ce cadre. Cette période connaîtrait, si cette hypothèse devait être confirmée, un alluvionnement un peu plus faible que prévu compte tenu du rapprochement du Doubs. Les conséquences les plus sensibles de la péjoration climatique consisteraient surtout en une instabilité un peu plus grande du tracé de la rivière, aussi bien du cours principal que des chenaux de crue.

De l’Atlantique au Subatlantique : stabilité du milieu

26La fin de l’alluvionnement est difficile à préciser compte tenu de l’évolution pédologique des dépôts : nous situons pour l’essentiel cette phase au Boréal, mais il est possible qu’elle déborde légèrement sur l’Atlantique ; elle ne peut de toute façon se poursuivre longtemps étant donné la faiblesse de la sédimentation. La caractéristique de la longue période qui s’étend de l’Atlantique au Subatlantique est le fait que le secteur de Choisey est totalement sorti du champ d’inondation du Doubs. Il est possible qu’un chenal de crue se soit ponctuellement perdu sur le site (paléochenal 4 en particulier), mais il s’agit d’une exception et non de la règle.

27On peut alors se demander pourquoi le site est à l’écart de l’influence du Doubs alors qu’au début de la mise en place de l’ensemble 8 ce dernier s’était rapproché. La sédimentation était limitée mais non nulle. Il est possible que les débordements soient devenus encore plus rares et d’extension plus limitée ; ils n’atteindraient plus le site. Il serait cependant surprenant que si le Doubs avait conservé cette position il n’y ait pas sur plusieurs millénaires de nouvelle incursion des eaux de crue sur ce secteur comme cela s’est produit lors du Boréal. Une autre explication peut être liée à un nouveau changement du cours du Doubs. Après la mise en place de l’ensemble 8, la rivière aurait connu une nouvelle avulsion qui l’aurait écartée du secteur de Choisey/Aux Champins : cette hypothèse permet de mieux comprendre pourquoi la sédimentation cesse à partir de la fin du Boréal.

28Les dépôts de débordement subissent une évolution assez poussée (fig. 32 et 33). Les installations ultérieures prennent place à la surface des dépôts du Boréal. L’ensemble 8 se caractérise par le mélange, sous l’effet des mises en culture successives, de différents horizons pédologiques, dont certains témoignent d’une assez longue évolution (Sordoillet 1999). La pédogenèse atlantique puis les perturbations agricoles et l’érosion des horizons pédologiques expliquent la difficulté à replacer en stratigraphie les niveaux d’occupation du Mésolithique moyen à la Protohistoire.

FIG. 32
Expression relative des principaux caractères micromorphologiques observés à Choisey/Aux Champins. Sur la coupe étudiée à Choisey, le faible taux de sédimentation enregistré de l’Atlantique au Subboréal n’a pas permis d’isoler clairement plusieurs paléosols. Néanmoins, les dépôts contenant les vestiges du Mésolithique moyen (ensemble 6) apparaissent modérément affectés par la pédogenèse comparativement au paléosol boréal de Ruffey-sur-Seille (décarbonatation incomplète, brunification et illuviation modérées). Le sol contenant les vestiges du Bronze final apparaît plus évolué (décarbonatation et brunification partielles, revêtements nombreux). Comme à Ruffey-sur-Seille, l’abondance des microcharbons à partir de cet ensemble plaide pour des incendies en relation probable avec l’anthropisation du milieu.
Couleur de la matrice
bgj : brun-gris / gris-jaune jbj : jaune / brun-jaune bj : brun-jaune brn : brun-rouge / brun-noir Fg : fraction grossière A/µ : rapport argile sr micrite
Constituants organiques
lom : déjection sparitique de lombric gas : coquille de gasteropode µch : microcharbons
Traits pédologiques
arg : argilane car : revêtements et nodules carbonatés oxy : imprégnations ferro-manganiques pap : papule

FIG. 33
Choisey/Aux Champins. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 8. a cliché en lumière polarisée non analysée, grossissement x100, barre = 100 µm ; b schéma interprétatif du cliché. À Choisey, l’évolution pédologique de l’ensemble 8 est suffisamment avancée pour entraîner la décarbonatation quasi complète de la matrice. Quelques grains calcaires subsistent encore dans le squelette. L’abondance des charbons dans la fraction fine (particules noires) témoigne d’incendies en relation probable avec l’exploitation agricole du sol.

3.1.1.2 Séquence 2 : le Subatlantique

29La seconde séquence est sans commune mesure avec la première, aussi bien en ce qui concerne le volume des dépôts que la durée de la sédimentation. La reprise de l’alluvionnement se lit très bien sur le profil sédimentaire (fig. 16). Même si les variations sont d’ampleur limitée, la part des sables fait plus que doubler entre le sommet de l’ensemble 8 et la base de l’ensemble 11 (10,25 contre 20,9 %). Le sédiment de ce dernier ne présente pas le même degré d’évolution pédologique que celui de l’ensemble 8.

30Cet épisode, qui se situe à la fin du second âge du Fer ou au début de la période historique, ne concerne qu’une partie du site mais ne semble pas se retrouver sur les autres sites étudiés du Finage, en particulier ceux plus proches du Doubs (cfi supra § 2.2.3.1). Cette faible extension et cette répartition géographique des dépôts nous incitent à penser que ces alluvions ne proviennent pas du Doubs, mais ont une origine locale, c’est-à-dire du bassin-versant de la Blaine. Il a fallu un événement marquant pour que se produise cet alluvionnement notable alors que l’incidence de la Blaine était restée passablement discrète depuis le Préboréal. À l’échelle de ce cours d’eau, il s’agit d’une décharge sédimentaire majeure. Il est difficile d’expliquer ce phénomène par des fluctuations climatiques : la période était plutôt favorable et aucune conséquence de fluctuations à cette période n’a été relevée dans d’autres secteurs du Finage. Il est plus vraisemblable que nous ayons ici l’impact de l’action anthropique sur le bassin-versant de la Blaine ; or, dans l’intervalle de temps considéré, un aménagement majeur prend place à moins d’1 km du site d’Aux Champins.

31Au cours du premier siècle de notre ère (Vaxelaire, Labeaune 1996), la villa de Parthey est aménagée sur une colline qui domine la vallée de la Blaine à l’est et le Finage proprement dit au sud (fig. 34). Avant de la construire, il a été nécessaire de procéder à une mise à nu du terrain. De nombreuses études sur des constructions modernes ont montré que, durant cette étape, l’absence de protection du sol associée à la circulation sur le chantier et aux travaux de terrassement pouvaient produire en une année l’équivalent de plusieurs décennies d’érosion naturelle (Goudie 1994). C’est pourquoi la construction d’une villa de l’importance de celle de Parthey est susceptible d’avoir provoqué une érosion accélérée des sols, sur un temps bref mais de façon intense. Il nous paraît s’agir là de l’hypothèse la plus crédible pour expliquer la reprise de l’alluvionnement sur le site de Choisey/Aux Champins.

FIG. 34
La plaine du Finage. L’évolution lors du Subatlantique. Les flèches indiquent les axes d’écoulement supposés.

3.1.1.3 Conclusion

32L’histoire sédimentaire tardiglaciaire et holocène du site de Choisey/Aux Champins se révèle assez courte. Après la mise en place de la grave de fond, épisode non daté mais vraisemblablement situé lors du dernier Pléniglaciaire, le secteur étudié se retrouve en position marginale par rapport au Doubs. La sédimentation reprend lors du Dryas récent sous la forme de dépôts de débordement. Jusqu’au Préboréal, le cours du Doubs tend à s’éloigner progressivement du site et l’accrétion verticale à diminuer corrélativement. Malgré une avulsion qui rapproche le Doubs de Choisey/Aux Champins, la décroissance des apports sédimentaires se poursuit. À la fin du Boréal ou au début de l’Atlantique, une nouvelle défluviation place définitivement ce secteur hors du champ d’inondation du Doubs (du moins jusqu’à aujourd’hui). Il faut ensuite attendre le début de la période historique pour que de nouveaux apports sédimentaires soient notables : ils sont alors la conséquence de l’activité humaine.

33Cette évolution paraît en partie dépendante des fluctuations climatiques. Celles-ci sont particulièrement sensibles pour le début de la première séquence sédimentaire. Les malacofaunes nous restituent probablement les deux derniers épisodes du Dryas récent qui se traduisent par des dépôts corrélés : légèrement plus grossiers pour la phase sèche la plus froide, plus fins, mais assez épais pour la phase plus humide terminale. On perçoit, pour le début du Préboréal, une évolution des dépôts qui paraît en accord avec les données climatiques. La séparation en deux ensembles correspond assez bien aux deux premières phases du Préboréal, perçues aussi bien dans les sédiments lacustres (Magny, Ruffaldi 1995) que dans les variations du couvert végétal en Bresse (Richard 1996). Cependant la corrélation est plus faible, pas forcément pertinente, et disparaît de toute façon pour la dernière phase du Préboréal ; elle ne se retrouve pas au Boréal. La dégradation climatique de cette chronozone ne se retrouve au mieux que dans des chenaux de crue plus nombreux et plus importants que précédemment. Cette atténuation du signal climatique dans les dépôts est sans doute la conséquence du développement du couvert végétal qui joue un rôle de filtre de plus en plus grand en assurant une protection de plus en plus importante des versants. La production sédimentaire à l’échelle du bassin-versant paraît diminuer pendant tout le début de l’Holocène.

34La fin du Tardiglaciaire et le début de l’Holocène semblent marqués par une phase d’ajustement des systèmes fluviaux à l’échelle de la plaine dans son ensemble. Lors du Dryas récent, l’organisation du drainage paraît très différente de ce que l’on connaît actuellement, mais elle est encore difficile à préciser. Au Préboréal, les cours d’eau cherchent encore leur voie dans la vaste plaine du Finage : la Blaine s’écoule vers le Doubs, ce dernier n’est pas stable latéralement. Le Boréal apporte confirmation de cette instabilité de la rivière avec a priori deux avulsions et des chenaux de crue qui se dispersent assez largement. À cette occasion, la Blaine est détournée vers son tracé actuel. Après cette phase de réorganisation, les divagations latérales du Doubs paraissent plus limitées puisqu’elles ne concernent plus le secteur d’étude. Que se soit à l’occasion de débordements ou par des chenaux de crues, le site de Choisey/Aux Champins est à l’écart de l’activité du cours d’eau. Le Doubs connaît peut-être des modifications importantes de son tracé, mais elles se localisent alors dans une autre partie de la plaine. Il semble qu’après la phase d’ajustement postglaciaire la mobilité du Doubs ait diminué, ou ait au moins changé d’échelle.

3.1.2 La plaine de la Seille à Ruffey-sur-Seille/ À Daupharde

35L’interprétation des données sédimentaires permet de distinguer quatre séquences de colmatage de la vallée de la Seille au droit du site. Chaque séquence se caractérise par une série sédimentaire à granulométrie globalement décroissante vers le haut : à une période d’aggradation qui débute par un alluvionnement plus ou moins grossier allant en s’affinant succède une période de relative stabilité, marquée par une absence de dépôt pratiquement totale. Le changement de séquence est matérialisé par une discontinuité nette dans l’enregistrement stratigraphique.

36Les durées respectives de ces séquences ne sont pas comparables. La première est la moins bien documentée ; elle s’étend de la fin du Pléniglaciaire au début du Dryas récent. Les lacunes de l’enregistrement stratigraphique ne nous permettent pas d’affiner cette séquence, plus hétérogène que le découpage retenu ne le laisse paraître. La seconde séquence débute par un important épisode d’alluvionnement, rattaché au Dryas récent, qui contribue à un premier nivellement des topographies issues du Pléniwürm. Elle se poursuit sans discontinuité alors que l’alluvionnement ralentit et s’affine, ce qui permet le développement d’un paléosol lors du Préboréal et de la première moitié du Boréal. À ce stade, les topographies sont régularisées, les derniers îlots graveleux qui pointaient encore çà et là dans la plaine holocène ont été recouverts par une couverture argilo-limoneuse. La troisième séquence commence au début de l’Atlantique par une reprise de l’alluvionnement ; elle prend fin avec le développement d’un nouveau paléosol, lors de l’Atlantique récent. La période de stabilité est plus courte que la précédente. Dès le début du Subboréal, une dernière séquence se met en place, caractérisée par une reprise plus importante de l’alluvionnement. Au cours de cette séquence, la Seille se stabilise à son emplacement actuel après avoir entaillé les dépôts antérieurs vers la fin du Subboréal. Le site, hors d’atteinte des crues ordinaires, évolue alors sans apport sédimentaire notable lors du Subatlantique.

37Les principales étapes du colmatage sont illustrées par une reconstitution schématique utilisant les données de la coupe centre (fig. 20).

3.1.2.1 Séquence 1 : la fin du Würm et le début du Tardiglaciaire

38Nous faisons débuter cette séquence par la mise en place de la grave würmienne qui constitue la base des sondages. Nous présenterons rapidement ces dépôts dans la mesure où ils guident l’organisation ultérieure de la sédimentation. La part du Tardiglaciaire peut être précisée grâce à une date 14C obtenue sur tuf dans un paléochenal de la Seille. La datation nous donne 9735 ± 66 BP (Ly-7364), soit 9042 à 8653 av. J.-C. Le chenal était donc en eau dès le Préboréal. Les ensembles sédimentaires recoupés se situent, pour l’essentiel, dans le Tardiglaciaire ou le début de l’Holocène. Cette première séquence présente à son sommet une discontinuité texturale nette entre les dépôts fins stratifiés et pédogénéisés qui la caractérisent et les dépôts sableux sus-jacents, d’extension latérale importante. C’est cette discontinuité qui matérialise la limite haute de la séquence ; les dépôts fins sont attribués à l’Allerød, les sables au Dryas récent.

39L’enregistrement stratigraphique de cette longue période paraît mal conservé : les premiers dépôts du Tardiglaciaire sont érodés ou conservés dans une autre partie de la plaine. L’hiatus couvre ici la période allant de la fin du Pléniglaciaire à l’Allerød. L’absence d’éléments de datation pour le Tardiglaciaire impose cependant la prudence pour les attributions chronologiques.

L’ossature de la plaine : les dépôts du Pléniwürm (ensemble 1)

FIG. 35

40La grave de fond (sous-ensemble la) a été mise en place par un cours d’eau à forte énergie capable de transporter les gélifracts issus des reculées de la Seille. Les écoulements sont concentrés dans l’année sur une courte période de temps, lors de la fonte des neiges, ce qui accroît leur compétence. Des chenaux en tresse au tracé très instable traversent la plaine. Ils édifient un cône alluvial par divagation latérale à l’aval d’Arlay. On en retrouve la trace dans la topographie actuelle, comme on peut l’observer d’après les courbes de niveau de la plaine organisées en arc de cercle à concavité tournée vers l’amont. Ces chenaux peuvent être observés sur les photographies aériennes de la région.

FIG. 35
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution à la fin du Pléniwürm. Incision de la nappe basale de graviers.

41Cette nappe a ensuite été incisée sur les marges du cône : la partie étudiée correspond à une entaille majeure, une entaille mineure se trouvant à la limite nord de la plaine (site d’Arlay/Les Savelles, fouille réalisée sous la direction de R. Labeaune). Cet épisode d’érosion succède immédiatement à la phase d’accumulation des graviers (Campy 1984a ; Starkel 1990). Celui-ci est court et doit chronologiquement se placer lors du retrait glaciaire. Nous sommes alors à la fin du Pléniwürm ou au tout début du Tardiglaciaire.

42Les irrégularités dans le toit de la grave que l’on observe sur la coupe centre sont vraisemblablement dues à une contraction de la bande active de la Seille. Nous avons ici un bras fossilisé de tressage (sous-ensemble 1b), chaque irrégularité étant la trace d’un ancien banc de graviers (Church, Jones 1982).

43Ces bancs se développent quand l’apport de matériel décroît ou lorsque l’on se situe assez loin vers l’aval. Ceci témoigne d’un environnement moins actif, d’une atténuation de la dynamique fluviale. Le chenal est mieux défini, avec des berges plus développées.

44La conservation de ces formes alluviales peut s’expliquer par une défluviation, qui préserve ainsi ce paléochenal des bras actifs, et par une modification de la dynamique : les écoulements ultérieurs ne sont pas assez puissants pour détruire ces formes. De dimensions importantes, elles subsisteront plusieurs millénaires dans la topographie locale. Les premiers dépôts fins vont se mettre en place entre ces bancs fossiles. Les vestiges du Mésolithique ancien ou du Sauveterrien proches de la grave correspondent à des installations au sommet de ces dépôts partiellement recouverts.

45La topographie héritée de cette phase froide est donc contrastée et ne sera plus retouchée que ponctuellement par des chenaux qui vont parfois l’atteindre mais sans vraiment modifier sa structure d’ensemble.

Le colmatage des dépressions et le développement de sols hydromorphes (ensemble 2) : l’Allerød

FIG. 36

46L’attribution à l’Allerød reste imprécise et n’est confirmée par aucun élément de datation. On peut noter cependant que ces dépôts sont antérieurs à ceux attribués au Dryas récent et présentent des analogies avec des niveaux datés de l’Allerød de la vallée de la Somme (Limondin 1995). On retrouve une série hydromorphe assez semblable dans la vallée de la Scarpe (Munaut et al. 1995) dont la base est datée de 11700 ± 200 BP (G1F-5744). Par ailleurs, l’étude des sols lœssiques d’Europe montre que les principales traces d’hydromorphie datent de l’Allerød ou du Préboréal (Vliet-Lanoë 1991) ; une attribution au Préboréal est impossible ici. Faute de mieux, nous utilisons ces points de repère comme calage chronologique pour cet ensemble. Nous ne distinguons pas le Bølling dans cette série. Il est possible que les dépôts qui se rattachent à cette période soient localisés dans un autre secteur de la plaine, vers le versant nord par exemple, ou bien que les dépôts observés se mettent en place lors du Bølling et évoluent par pédogenèse lors de l’Allerød. Sans élément de datation, il est difficile de trancher entre ces hypothèses et nous retiendrons une attribution des formations à l’Allerød.

FIG. 36
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution durant l’Allerød. Colmatage de dépressions marginales et évolution pédologique, hydromorphie très marquée.

47La mise en place des dépôts est guidée par la topographie de la grave. Les écoulements les plus dynamiques l’entaillent légèrement (sous-ensemble 2b), alors que les dépressions à l’écart des écoulements fonctionnent en cuvettes de décantation (sous-ensemble 2a).

48Le début du colmatage de la cuvette sur la coupe centre est assez grossier, constitué par des passées sableuses. Les écoulements responsables de la sédimentation sont plus compétents, soit parce que le chenal principal est plus proche et mieux relié à cette dépression, soit parce que les crues sont plus fortes. Ces premiers dépôts apparaissent grossièrement chenalisés, ce qui se traduit par une grande variabilité des corps sédimentaires à la base.

49Un niveau avec des empreintes de feuilles, très proche de la base, montrait une très fine stratification horizontale (faciès Fl ; tabl. VI), preuve du fonctionnement de la cuvette en tant que bassin de décantation. La végétation s’est développée dans cette dépression et les feuilles tombées ont été régulièrement recouvertes par la sédimentation des fines en suspension. La nature des terrains nous incite à penser qu’il s’agit ici de plantes hygrophiles. La partie supérieure ne présente plus de laminations, celles-ci sont oblitérées par la bioturbation et par la pénétration des racines observables grâce aux taches d’oxydation parsemant ces dépôts.

50Nous sommes ici en présence d’un sol hydromorphe caractéristique. Ce type d’horizon, appelé rédoxique (AFES 1995) –qualifié aussi de pseudogley–, n’est pas saturé par l’eau de façon permanente. On peut envisager un milieu humide qui s’assèche temporairement, lors de la période estivale par exemple.

51Le reste de la vallée est alors occupé par les dépôts grossiers de la phase 1 et par un ou plusieurs chenaux actifs. Sur le site, l’espace doit être encore dominé par les galets et graviers car la colonisation de ces sédiments grossiers par la végétation est lente. Seul le cœur de la plaine, non touché par l’incision finiwürmienne, commence à présenter un couvert végétal développé.

52La texture assez grossière du sous-ensemble 2b et l’absence de structure laminaire nous montrent qu’il ne s’agit pas de simples dépôts de décantation. Ce secteur de la plaine est plus actif, le petit chenal responsable du dépôt du sous-ensemble 2b a été capable de retoucher légèrement la grave. Ce sous-ensemble est marqué par un tarissement des sources sédimentaires ou un déclin de la compétence de la Seille, dont témoigne l’affinement des dépôts vers le haut : ceci favorise la pédogenèse qui affecte le sommet du remplissage sédimentaire. Le sous-ensemble suivant (2c) correspond à la fin du colmatage de ces dépressions par des fines.

53Avec le sous-ensemble 2c nous restons dans un contexte hydromorphe. La fraction organique est affectée par des conditions d’anaérobiose qui expliquent sa faible dégradation. La saturation n’est pas permanente, comme en témoignent les concrétions de manganèse et les traces d’oxydation le long des rhizomes (Gerrard 1992). Il s’agit d’un horizon rappelant un horizon de surface temporairement saturé en eau de type hydromoder (AFES 1995). Il est difficile d’en tirer des conclusions de type climatique. Il faut cependant noter que la mauvaise dégradation de la matière organique dépend de la saturation en eau, mais que ce caractère est aussi lié à un facteur thermique : les fortes températures favorisent l’activité biologique (AFES 1995). La saturation en eau n’est pas rare dans ces milieux de plaines d’inondation ; cependant, elle doit être assez limitée ici car le substrat graveleux favorise une bonne circulation des eaux. L’engorgement régulier ne peut s’expliquer que par une imperméabilisation de ces dépôts, donc peut-être par un gel temporaire du sol. On retrouve dans cette grave des galets présentant des craquelures qui délimitent un réseau de structures polyédriques. Ce type de galets a été interprété comme lié à des manifestations gélives (Moulin 1991). Ces fractures paraissent postérieures au transport puisqu’elles affectent des éléments roulés : il pourrait s’agir alors de traits postdépositionnels indiquant des phénomènes de gel dans la masse même des alluvions. Par ailleurs, l’étude des coléoptères en Grande-Bretagne montre que l’Allerød aurait connu une baisse des températures, principalement l’hiver, après l’épisode tempéré du Bølling (Atkinson et al. 1987). Le rafraîchissement du climat, associé à des conditions topographiques particulières, peut expliquer la nature de ces dépôts.

54Le fond de vallée doit présenter un couvert végétal très contrasté, avec de la végétation lorsque le sol est développé, dans des bassins de décantation à l’écart de la paléo-Seille, et des espaces où la grave affleure avec un couvert végétal plus ras et plus ouvert. L’absence d’hiatus entre les sous-ensembles 2a, 2b et 2c donne l’image d’une évolution continue sans changement brutal.

55Cette séquence prend fin alors que le climat semble s’être dégradé. Ce froid plus marqué ne s’est pas traduit par une sédimentation accrue, les secteurs de sédimentation étant limités spatialement et dominés par des dépôts de décantation. Peut-être faut-il voir là les conséquences du réchauffement antérieur qui a permis une stabilisation des versants par la végétation, limitant en retour la production sédimentaire. Les écoulements sont de toute façon peu compétents, la grave étant à peine retouchée. Il est aussi possible que le climat soit alors plutôt sec, entraînant des débits moins soutenus. Le colmatage du fond de vallée est légèrement positif à la fin de cette séquence, même si d’importantes phases érosives sont envisageables au début du Tardiglaciaire.

3.1.2.2 Séquence 2 : du Dryas récent au début de l’Atlantique

56Contrairement au découpage classique basé sur les données climatiques, nous englobons dans cette séquence la fin du Tardiglaciaire et le début de l’Holocène car il n’existe pas de vrai hiatus entre les dépôts attribués à ces deux périodes. La limite entre ces deux ensembles est diffuse, elle résulte plus d’une évolution pédologique que d’un changement sédimentaire. Malgré quelques nuances, le contexte sédimentologique des premières phases du Mésolithique est remarquablement constant. En revanche, celui du Mésolithique récent est nettement différent et marque le changement de séquence. Plusieurs paléochenaux bien identifiés entaillent les dépôts massifs de plaine. Ces chenaux posent une question majeure : a-t-on affaire à un système à bras multiple ou bien s’agit-il de chenaux ayant fonctionné de façon diachronique ?

57Les secteurs de sédimentation s’étendent spatialement au fur et à mesure de la mise en place de cette séquence. Ils sont d’abord localisés dans les dépressions correspondant aux espaces entre les bancs de galets du sous-ensemble lb. Puis, ces dômes sont progressivement recouverts et la topographie se régularise.

Le Dryas récent : un climat froid et sec

FIG. 37

58Cette séquence débute par un épisode majeur sur le plan hydrodynamique mais marginal sur le plan de l’histoire sédimentaire de la plaine, le sous-ensemble 3a, correspondant au chenal 3 (le tableau VII récapitule les principales informations concernant les paléochenaux). Cet épisode est mal calé dans le temps, mais il est directement suivi par le sous-ensemble 3b ; il témoigne d’une activité fluviale importante, nous le rattachons donc au début de cette séquence et non à la précédente. L’irrégularité du toit des dépôts de ce sous-ensemble ainsi qu’un rapport largeur/profondeur élevé du chenal (supérieur à 50) renvoient à un fonctionnement de type torrentiel.

FIG. 37
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution durant le Dryas récent. Reprise de l’alluvionnement.

Chenal

Incision

Fin du colmatage

Nature du chenal

Ensemble

1

Transition Atlantique récent – Subboréal (2000 av. J.-C. environ)

Avant les installations de l’Épicampaniforme

Lit unique à méandres

14

2

Début Subboréal contemporain du NMB)

Début Subboréal (contemporain du NMB)

Bras de crue

12

3

Tardiglaciaire

Tardiglaciaire

Écoulement torrentiel

3a

4

Début Subboréal (post NMB)

Début Subboréal (post NMB)

Bras de crue

13

5

Boréal (post
Sauveterrien moyen)

Fin du Boréal

Bras principal ou unique d’un lit à méandres

7

6

Début Atlantique ancien

Fin Atlantique ancien

Lit unique faiblement sinueux

9b

7

Fin Subboréal*

Fin Subboréal*

Bras de crue

16a

8

Atlantique récent

Atlantique récent

Bras de crue

11

9

Fin Subboréal*

Fin Subboréal*

Bras de crue

16a

10

?

Boréal

?

11

Début Préboréal
Atlantique

Transition Boréal – au sein d’un système à bras multiples

Bras plus ou moins actif

4

12

Fin Subboréal*

Fin Subboréal*

Bras de crue ?

16a

TABL VII
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Calage chronologique et type de fonctionnement des principaux paléochenaux.
* post Épicampaniforme ; NMB Néolithique moyen bourguignon.

59Ce chenal correspond à une rivière de type proximal, proche des sources de sédiments, caractéristique des cônes alluviaux. Sa faible profondeur et l’irrégularité de sa forme en travers renforcent son aspect de cours d’eau de forte énergie et faible durée de vie. Cet enregistrement est la trace d’un événement hydrologique majeur, témoin d’un milieu non encore stabilisé qui peut fournir des sédiments grossiers. Comme ces derniers voyagent sur de courtes distances, la charge provient de sources sédimentaires proches, probablement dans la plaine d’Arlay ou en amont, dans le Vignoble. Il est cependant difficile de dire si cet événement constitue les prémices d’une dégradation climatique ou bien s’il s’agit d’un épisode isolé. Des crues exceptionnelles peuvent se produire lors des phases de stabilité du système fluvial. On pencherait ici plutôt vers le signe d’une dégradation, ce chenal assurant la transition entre 2c, phase de stabilité relative, et 3b, phase d’instabilité importante.

60La variabilité latérale des dépôts du sous-ensemble 3b et l’assemblage de faciès de type Sp et Sh (tabl. VI) permettent de penser que les sables ont été mis en place par des chenaux en tresse. Nous distinguons plusieurs chenaux, matérialisés par de vastes cuvettes entrecroisées, aux limites peu lisibles, ce qui évoque des déplacements latéraux. Il est cependant difficile de trancher entre des dépôts de rivière en tresse ou de rivière à méandres (Rust 1978 ; Miall 1978).

61Lors de cette phase de sédimentation, la rareté des sédiments grossiers peut venir de l’absence d’apport de matériel grossier au système fluvial ou d’une bande active située en dehors de la zone étudiée. Les amples stratifications à la base de cet ensemble et l’affinement granulométrique vers le haut nous paraissant plus révélateurs du colmatage de chenaux en tresse que de dépôts de débordement, nous retiendrons donc plutôt la première hypothèse. La sédimentation domine sur le site, la grave n’est pas incisée et ses irrégularités tendent à se colmater. Les formations plus fines (2a et 2c) sont simplement recouvertes. La fourniture de sédiments à partir de l’amont était limitée puisque seules les fractions fines aboutissaient dans la plaine. Ceci peut être lié à une faible production de matériel grossier : la gélifraction aurait été alors peu importante, ce qui serait surprenant compte tenu des conditions climatiques. Les stocks sédimentaires mobilisables par la rivière ne se sont sans doute pas reconstitués depuis le Pléniglaciaire qui correspond à un destockage massif. De plus, les écoulements étaient peut-être moins compétents et seuls les éléments fins se déposaient dans la plaine d’Arlay. Ceci serait alors la conséquence de débits moins soutenus en raison de la faiblesse des précipitations. Cette dernière hypothèse semble bien s’accorder avec nos observations.

62L’accrétion est importante et correspond à des divagations de chenaux fortement chargés en sables et limons. Cet ensemble témoigne du passage d’un cours d’eau à chenal unique, ou du moins à chenal principal bien délimité, à des chenaux à bras multiples instables. Ce type de changement se retrouve largement en Europe à la même époque (Starkel 1991 ; 1995).

63Les variations du couvert végétal jouent un rôle capital dans l’évolution des systèmes fluviaux (Brown 1995). Un sol mal protégé par une végétation rase et discontinue est plus facilement érodé. Cette plus faible résistance se traduit aussi par une instabilité plus grande des berges et donc du chenal, conduisant à son élargissement et à la réduction de sa sinuosité (Friedman et al. 1996). On passe de cours d’eau méandriformes à des chenaux en tresse, sans modification des autres paramètres environnementaux. Le couvert végétal pour le Dryas récent est dominé par les herbacées ; les pollens d’arbres ne commencent à croître que vers la fin de la période. Comme l’évolution du couvert végétal n’est alors dépendante que de critères climatiques, cette tendance, que l’on constate sur le site du Miroir, en Saône-et-Loire (Richard 1996), doit s’appliquer à la plaine de la Seille. Cette dégradation est liée à un retour du froid, ou à son intensification, phénomène bien attesté en particulier sur le massif du Jura (Richard 1983 ; Magny, Ruffaldi 1995). Le couvert végétal est ouvert, de type steppique.

64Le Dryas récent semble principalement connaître un climat sec, comme on a pu l’observer dans le Jura (Magny, Ruffaldi 1995), dans le sud de la France (Guiot 1987), mais aussi dans le sud des Pays-Bas (Bohncke, Vandenberghe 1991). Le lac de Neuchâtel, par exemple, est marqué alors par une régression, conséquence probable d’une relative sécheresse (Moulin 1991). La dégradation climatique provoque un déclin du couvert forestier et induit un passage à des chenaux en tresse. La sécheresse du climat se traduit par une diminution de la compétence de la rivière qui est une fonction du débit.

65Le milieu est alors instable, ouvert. La présence d’écoulement dans une phase sèche peut être un élément important pour la faune et par conséquent pour des chasseurs. La probabilité de découvrir des sites reste cependant faible dans ce contexte. Les secteurs de sédimentation correspondent à des milieux dynamiques défavorables à une occupation, en raison du risque lié à l’activité fluviatile et à la conservation d’éventuels vestiges. Le reste de la plaine est constitué essentiellement par les dépôts graveleux de la fin du Pléniwürm, ce qui rend aléatoire la détection de sites dans ce domaine minéral.

66À la fin de cette phase de sédimentation, la majorité des irrégularités de la plaine sont gommées (fig. 37). Il existe une dénivellation importante avec la partie centrale de la plaine d’Arlay, mais l’entaille de la fin du Pléniwürm semble en partie cicatrisée. L’affinement des dépôts crée des conditions plus favorables à l’installation du couvert végétal que celles fournies par le matériel grossier qu’ils recouvrent. À la fin du Tardiglaciaire, les conditions sont réunies pour une colonisation rapide du fond de vallée par une végétation haute. Des dômes de galets pointent encore ça et là, correspondant aux sommets de bancs du sous-ensemble 1b. Cette structure guide les écoulements mais n’est plus modifiée par eux.

Le complexe du paléochenal 11 (ensemble 4)

67Le chenal 11 est en fait un assemblage complexe de bras se recoupant les uns les autres. Le terme de bande active est ici à préférer à celui de chenal. Nous en préciserons le fonctionnement en détaillant plusieurs sous-ensembles. Ce paléochenal n’est pas présent sur la coupe est en raison de l’obliquité de son tracé.

68Par rapport à l’ensemble précédent, le changement est manifeste. Même s’il est tronqué, un chenal est individualisable et son colmatage est différent, bien plus grossier. La grave würmienne est incisée verticalement, ce qui forme le sous-ensemble 4a. Le chenal semble mieux défini, mais sa forme est difficile à préciser car il est recoupé des deux côtés par des chenaux plus récents (sous-ensembles 4b et 4c).

69Les écoulements sont plus compétents, capables d’éroder la grave et de transporter du matériel grossier. Il n’y a pas pour autant de métamorphose fluviale au sens de passage abrupt d’un style fluvial à un autre : ce type d’écoulement est toujours caractéristique de cours d’eau en tresse mais avec un chenal mieux délimité.

70Cette évolution peut s’expliquer par un retour à un climat plus humide qui génère des écoulements plus soutenus. Les nombreux fragments de silex roulés dans les alluvions sont peut-être l’indice d’une érosion des versants couverts par les argiles à silex, érosion consécutive à leur faible couverture et à des précipitations rendues plus agressives par la sécheresse relative précédente.

71Cet ensemble marque l’amorce d’un changement majeur : un retour à des conditions climatiques plus humides qui pourrait correspondre à l’extrême fin du Dryas récent, période où l’on observe une augmentation de l’humidité (Magny, Ruffaldi 1995). Cet ensemble ne peut être mis en relation avec les ensembles fins de débordement, les relations géométriques n’étant pas directes. On peut cependant penser que de vrais dépôts de débordement commencent à se mettre en place avec ce chenal mieux défini. Le début du sous-ensemble 5a pourrait ainsi lui être contemporain.

72Le deuxième chenal individualisé de ce complexe est attribué à la première moitié du Préboréal (sous-ensemble 4b). Il s’agit à nouveau d’un chenal en tresse. Le rapport largeur/profondeur est élevé, supérieur à 25, ce qui pourrait renvoyer à un chenal transportant sa charge en partie en suspension et en partie sur le fond (mixed load). Ceci permet une accrétion verticale dans la plaine, lors de débordements, et des érosions de berge (Richards 1982). À partir de ce seul indice, il est cependant difficile d’être trop catégorique.

73Le troisième chenal est dans la continuité du sous-ensemble 4b, le bras de ce paléochenal s’étant légèrement déporté vers le sud. La dynamique est un peu plus vive, ainsi qu’en témoignent la largeur des cuvettes et la taille du matériel. Le faciès est de type Gt (tabl. VI) et renvoie à des remplissages de chenaux peu importants : il s’agit ici soit d’un chenal secondaire (bras d’un chenal principal se situant ailleurs sur la plaine, en dehors de l’emprise), soit du bras principal d’un cours d’eau moins abondant que la Seille actuelle. Dans le premier cas, on aurait eu un système avec plusieurs bras, chacun étant bien individualisé et ayant un développement assez important. On serait en présence d’un cours d’eau à anabranches (anabranching river) où chaque bras individualise une île plus ou moins stable.

74La distinction n’est pas un problème purement théorique, elle se traduit en termes de milieux et de dynamiques différents. Dans le premier cas, les écoulements pourraient avoir été assez soutenus. Le cours d’eau aurait eu une mobilité certaine, un bras pouvant être le plus important puis devenir secondaire. Ainsi dans une même branche, sans modification de dynamique, on peut passer d’écoulements moyennement actifs, avec une charge solide moins grossière comme 4b, à d’autres plus actifs, avec une charge solide plus grossière comme 4c. La faiblesse des écoulements évaluée à travers le profil du paléochenal 11 s’explique par une répartition sur plusieurs bras. Cette instabilité, associée à une charge solide mixte, implique une mise en place de ces bras multiples par des avulsions (Nanson, Knighton 1996).

75On se trouve alors en présence d’un milieu encore instable, avec des berges mal fixées (donc assez peu végétalisées) et des îles qui créent des microenvironnements différenciés. Cette dynamique est transitoire, les fines déposées finissent par accroître la stabilité des berges et par limiter l’activité latérale du chenal. On serait dans une phase intermédiaire, vers une stabilisation du milieu.

76Dans le second cas, la taille du chenal correspond à des écoulements de plus faible amplitude. Les débits sont en moyenne moins soutenus, avec malgré tout des pointes de crue marquées, capables de mettre en mouvement un matériel assez grossier. On peut alors noter une augmentation de la dynamique au début de l’Holocène : la compétence des écoulements responsables de la mise en place de 4c est plus grande que celle de 4b. On a un petit bras de tressage, ce qui s’explique par des écoulements moins réguliers avec une charge sédimentaire dépassant la capacité de transport habituelle. Le milieu est plus sec, avec un couvert végétal peu développé à proximité du chenal qui laisse la possibilité à la Seille de divaguer. On trouverait ainsi la marque de la sécheresse signalée par Magny et Ruffaldi (1995) pour le Préboréal du Jura.

77En l’absence d’une vision plus large de la morphostratigraphie de la plaine, il paraît difficile de trancher entre les hypothèses de lit unique et de chenaux à anabranches. Les sous-ensembles 4b et 4c sont encadrés par des chenaux les recoupant, il n’est donc pas possible de mettre en relation ces formations et les dépôts de plaine leur correspondant. La mobilité de ces bras reste importante ; on peut noter que les chenaux de l’ensemble 6 semblent s’y rattacher par leur position stratigraphique et leurs dimensions. La présence de ces deux chenaux renforce l’idée d’une paléo-Seille à anabranches.

78Les dépôts du sous-ensemble 4d correspondent à la fin du colmatage d’une partie du paléochenal 11. La partie active du chenal est en 4c et, alors que la plaine commence à se développer verticalement (comme on peut le noter en marge de ce sous-ensemble), on assiste au comblement du premier bras. Les apports arrivent régulièrement dans ces bras, mais ils sont de taille décroissante et témoignent d’un tarissement des sources de sédiments, donc d’un éloignement des secteurs actifs. L’absence de structures sédimentaires est caractéristique d’un colmatage de fin de fonctionnement d’un chenal (Zwolinski 1992). On passe progressivement vers le haut à des sédiments présentant des traces de pédogenèse. Celle-ci est moins intense que dans le reste de la plaine pour la même période, ce qui est dû en grande partie à la nature sédimentologique de ces colmatages. La transition est graduelle, montrant une évolution lente.

79Le bras le plus récent du paléochenal 11 (sous-ensemble 4e) présente une nette évolution par rapport aux plus anciens. Il est plus étroit, plus profond, avec un profil en travers mieux défini. Le type de colmatage, avec en particulier les stratifications epsilon, le rapport largeur/profondeur et la nature des berges renvoient sans conteste à un cours d’eau méandriforme. La charge solide d’un tel chenal est essentiellement mixte, transportée en suspension et par charriage. L’érosion concerne surtout le fond du lit, qui tend à s’approfondir, et moins les berges (Richards 1982) : la dynamique fluviale est alors plus calme, le chenal décrit des sinuosités sans évolution latérale rapide.

80Le changement de style fluvial est à rapprocher de l’évolution du couvert forestier. Depuis le Préboréal, les pollens d’arbre croissent dans le spectre pollinique, avec au Boréal une nette dominance de Corylus et dans une moindre mesure d’Ulm us et de Quercus (Richard 1996). Le couvert forestier, en fixant les berges, limite l’érosion latérale du chenal et réduit la fourniture sédimentaire. Les flux sédimentaires vers le chenal sont moins importants, la charge diminue. L’énergie disponible est dépensée sur le fond du chenal car les berges sont plus résistantes, fixées par la végétation et enrichies en fines (Friedman et al. 1996).

81La largeur du chenal n’est pas très importante, un peu inférieure à celle de la Seille actuelle, ce qui implique soit des débits moins importants, soit la présence de plusieurs chenaux fonctionnant en parallèle. Cette réduction de la capacité du chenal, ainsi que des rapports largeur/profondeur supérieurs à ceux actuels, est notée par ailleurs en Grande-Bretagne ; les conclusions s’orientent vers une séparation des écoulements en plusieurs bras (Brown 1995).

82La dernière phase de colmatage implique des chenaux sableux comparables à ceux du sous-ensemble 4d. Ce dernier est antérieur aux dépôts qui forment le contexte du Mésolithique récent. On assiste comme précédemment à une phase de comblement par des alluvions de plus en plus fines, témoignant d’une réduction des apports solides.

Synthèse

83Le complexe du chenal 11 se révèle être une forme à longue durée de vie, courant du Préboréal au début de l’Atlantique. Pendant cette période, la tendance est à une atténuation de la dynamique (pas nécessairement de façon linéaire suivant les hypothèses, cf. Rotillon 2000). On passe de chenaux larges et peu profonds, avec une instabilité latérale marquée, à des chenaux dont le rapport largeur/profondeur est plus faible et dont la stabilité est plus grande. Tous ces chenaux ont une capacité nettement inférieure à celle de la Seille actuelle, ce qui pose l’alternative de la répartition des écoulements sur des bras multiples ou de débits moins soutenus. Cette évolution du style fluvial est accompagnée par une densification du couvert végétal et par le développement d’un sol : la forêt permet de limiter les divagations incessantes du chenal en stabilisant les terrains sur lesquels elle se fixe (Limbrey 1978).

84Ces changements de dynamique sont aussi perceptibles par la contraction de la bande d’activité du paléochenal. Au Préboréal (sous-ensembles 4b et 4c), la totalité de la forme est occupée par la rivière. À la fin de son fonctionnement, le bras actif n’occupe plus que la moitié environ de cet espace. Cette remarque vient renforcer le constat précédent d’atténuation de la dynamique.

85Les dépôts de colmatage présentent tous un affinement granulométrique vers le haut, mais on n’observe jamais d’évolution vers des formations tourbeuses ou marécageuses. Les dépôts ne sont pas très fins, plutôt de type limons sableux. Ceci traduit des changements de tracé plutôt abrupts, rapides, qui ne laissent pas de bras morts en place, mais des dépressions se comblant lors de crues importantes par des apports grossiers.

86Dans la topographie de détail, ce mode de fonctionnement laisse des surfaces hétérogènes. Ces différences se traduisent aussi par des natures de surface différentes, les dépressions n’ont ni le même couvert végétal, ni la même texture granulométrique. La vision du milieu de ce fond de vallée apparaît ainsi, sous l’éclairage des données de ce chenal, comme une association d’unités différenciées, comme une mosaïque complexe de milieux.

Du Préboréal au Boréal : la mise en place du paléosol boréal (ensemble 5)

87Nous distinguons trois sous-ensembles dans ces dépôts, qui nous renseignent sur l’aspect diachronique de leur mise en place. Malgré ces subdivisions, c’est la grande homogénéité d’ensemble qui domine et justifie le regroupement.

88Le premier sous-ensemble, 5a, a été qualifié de paléosol inférieur dans la mesure où il est topographiquement plus bas et stratigraphiquement recouvert par le sous-ensemble 5c. Dans le secteur où il a été observé, il se met donc en place avant ce dernier, avant l’installation des hommes du Sauveterrien moyen.

L’origine des sédiments (sous-ensemble 5a)

89L’analyse micromorphologique a pu établir la nature sédimentaire de ce corps (fig. 38, 39). L’étude du squelette minéral met en évidence deux principaux stocks sédimentaires :

90 – le premier est caractérisé par une population de grains arrondis à très arrondis, parmi lesquels s’observent de nombreux quartz. Ces grains ont manifestement été transportés et façonnés par l’eau depuis une source éloignée ;

91– le second, formé de grains anguleux, comprend de fréquents fragments de calcaire et de chaille. L’origine de ce deuxième stock, moins marqué par le transport fluviatile, est à rechercher à proximité du site. Il est probablement issu des argiles à chailles qui forment de vastes placages à quelque 500 m à l’est. Ces particules ont été entraînées vers la plaine alluviale sous l’effet des ruissellements, puis ont été reprises par la rivière.

FIG. 38
Expression relative des principaux caractères micromorphologiques observés à Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. La représentation variable des constituants et des traits pédologiques ou sédimentaires des dépôts de Ruffey-sur-Seille reflète les conditions de sédimentation et d’évolution postsédimentaire propres à chaque ensemble. Parmi les principaux critères de différenciation des ensembles 5 et 10, on note :
– pour le premier, l’importance de la décarbonatation (peu de micrite, pas de coquilles de gastéropodes), de la brunification (nombreuses unités brun-rouge à brunâtres) et des illuviations argilo-limoneuses (revêtements épais et nombreux). Ces caractères illustrent le développement d’un FLUVIOSOL brunifié, corrélatif à la stabilisation du milieu et au développement du couvert végétal ;
– pour le second, une décarbonatation moindre (plus de micrite, conservation des coquilles de gastéropodes), une brunification à peine amorcée (peu d’unités brun-rouge) et des illuviations également moins importantes (moins de revêtements). L’évolution pédologique apparaît ainsi modérée, associée à une végétation plus clairsemée. Des phases d’alluvionnement et/ou la mise en culture du terrain ont pu rajeunir le sol et expliqueraient cette évolution pédologique modérée. L’abondance des microcharbons dans cet ensemble plaide pour des incendies en relation possible avec l’exploitation du milieu par l’homme.

FIG. 39
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 5a. a cliché en lumière polarisée analysée, grossissement x25, barre = 400 µm ; b schéma interprétatif du cliché. En lame mince, la pédogenèse avancée de l’ensemble 5a se traduit par une décarbonatation et une brunification importantes du sédiment. Le squelette minéral n’est plus constitué que par des grains siliceux (quartz, feldspaths, granité ; en blanc) et la matrice par des argiles brun-jaune décarbonatées (en gris clair).

92L’origine de la matrice est aussi en partie alluviale, ce qui est attesté par la présence de lentilles microlitées. Ces lentilles sont formées par la superposition, dans un ordre variable, de lits d’argile limoneuse à limono-sableuse, de lits limoneux à matrice micritique et de lits d’oxydes. Elles résultent de décharges sédimentaires successives, liées aux battements d’une faible tranche d’eau, et sont probablement en relation avec des épisodes de débordement du paléochenal adjacent (chenal 13).

93La mise en évidence d’apports locaux d’une partie du squelette (grains anguleux de calcaire et de chaille) implique qu’une partie de la matrice a également une origine locale (argiles à chailles). Cet apport local explique la richesse en argile des dépôts étudiés et par conséquent l’aspect évolué de ce sol jeune.

Les processus postsédimentaires (sous-ensemble 5a)

94Les processus postsédimentaires concernent d’une part l’évolution pédologique, d’autre part l’évolution mécanique liée à des facteurs externes.

95La présence de nombreuses unités argileuses décarbonatées et brunâtres témoigne d’une pédogenèse avancée. La teinte brune de ces unités est liée au processus de brunification des sols (précipitation des oxydes de fer), qui succède à la décarbonatation. Les nombreux chenaux biologiques qui s’entrecroisent et les abondantes déjections sparitiques de lombrics, présentes à différents stades d’altération, confirment cette importante évolution pédologique et semblent indiquer l’existence de plusieurs phases de développement de la flore et de la faune.

96Nous sommes en présence d’un FLUVIOSOL brunifié (AFES 1995). L’évolution pédologique est en fait moins poussée qu’il n’y paraît. En effet, ce type de sol ne se développe pas sur des matériaux primaires mais sur des matériaux provenant de l’érosion des sols du bassin-versant. Comme ces matériaux sont décarbonatés, le processus de brunification est accéléré et peut débuter dès le dépôt de ces alluvions. Le rapport entre l’illite et la smectite et les interstratifiés, inférieur à 1, permet par ailleurs de penser que les matériaux déposés proviennent de l’érosion de sols (Campy et al. 1994 ; Reynier 1995). La présence de goethite renvoie à des conditions de pédoclimat peu contrastées : l’acidité du milieu et des températures modérées sont des facteurs favorables à sa formation (Duchaufour 1991). Le climat dans ce fond de vallée serait ainsi plutôt frais.

97Certaines transformations sont liées à des facteurs externes comme le climat. L’alternance humectation/dessiccation ou gel/dégel (il s’agit alors de phénomènes d’ampleur limitée qui n’impliquent pas un gel total du sol) provoque des mouvements de particules qui se traduisent par des assemblages de biréfringence bien différenciés (par exemple réticulé ou unistrié). Des fentes de dessiccation peuvent également apparaître dans les dépôts. Ces processus mécaniques de remaniement sont en partie à l’origine de la fragmentation des unités argileuses brunâtres.

98Les crues des paléochenaux 13 et 14 ont probablement participé au remaniement de cet horizon brunâtre. Les remplissages de certains pores par des sables et des limons fluviatiles marquent ces dépôts de débordement. Leur mise en place semble ainsi résulter de plusieurs processus sédimentaires et postdépositionnels dont les effets se traduisent par une composition et une organisation structurale complexes. Quatre types d’unités pédosédimentaires (grises, brun-jaune carbonatées, brun-jaune argileuses et brunâtres) apparaissent étroitement imbriqués. L’association quelconque de ces différentes unités résulte de remaniements mécaniques (gel/dégel, humectation/dessiccation et érosion fluviatile) et biologiques (chenaux racinaires, brassage par les vers).

99Le nombre des phases sédimentaires et pédologiques ne peut être déterminé avec précision, mais trois épisodes principaux semblent se distinguer :

  • le premier est caractérisé par l’abondance des unités argileuses brunâtres qui témoigne d’une pédogenèse avancée en relation avec un couvert végétal bien développé. Il est possible que le paléochenal 13 n’était pas encore actif ;

  • dans un second temps, les alternances de gel/dégel ou d’humectation/dessiccation, ainsi que les crues de la rivière, ont provoqué le remaniement partiel du sol. Des phases de sédimentation sont marquées par les unités sablo-limoneuses grises et par des lentilles microlitées, sableuses à argileuses, et parfois oxydées. Cette période d’activité de la rivière a des effets sédimentogènes et érosifs limités ; elle n’a pas conduit à d’importants recouvrements du sol par des limons d’inondation. Il est possible qu’elle soit approximativement contemporaine de la pédogenèse brunifiante ;

  • une nouvelle période de stabilité permet aux processus pédologiques de reprendre leur cours sur un matériau enrichi en limons sableux à argileux, à matrice carbonatée.

100L’évolution de ce paléosol est ainsi perturbée par les paléochenaux 13 et 14 qui n’ont pas eu une durée de fonctionnement très longue (cf. infra) mais ont modifié la physionomie du sous-ensemble 5a. On peut ainsi envisager une durée de submersion plus importante pour ce sous-ensemble que pour les suivants, durée qui expliquerait cette coloration sombre plus soutenue (hydromorphie ?). Une fois les chenaux colmatés, le développement du sol a repris, jusqu’au changement de dynamique du milieu intervenant dans le courant de l’Atlantique.

Le contexte environnemental

101En terme de milieu, cet espace est plutôt répulsif pour l’Homme. La présence des paléochenaux et l’existence de débordements, même s’ils sont limités, ne favorisent pas les implantations à proximité. Le couvert végétal est un obstacle à la pénétration du milieu : la ripisylve naturelle est une formation dense, buissonnante, difficile à franchir. La présence des deux chenaux (13 et 14) à des altitudes comparables laisse penser que leur période de fonctionnement est très proche dans le temps, voire synchrone.

102L’extension de ce paléosol est sans doute limitée aux secteurs de dépression. La mise en place précoce de dépôts fins a permis une pédogenèse alors que les autres parties de la plaine, constituées par un substrat plus grossier, évoluent à un rythme plus lent.

103En limite nord du paléochenal 11, on peut observer des dépôts d’aspect légèrement différent. C’est directement sur la grave, à proximité d’un chenal actif, que ce sous-ensemble 5b se situe. La marge du chenal évolue lentement, l’activité de la rivière remettant en question la colonisation des berges. Ce milieu se fixe plus tardivement ; la végétation s’implante plus durablement et fait évoluer cet espace de la même façon que dans les autres secteurs de la plaine lorsque le chenal s’est déplacé vers le sud. La physionomie différente de ce corps est ainsi liée à des conditions locales de topographie et de dynamique fluviale.

104Le paléosol boréal, sous-ensemble 5c, est un vaste ensemble dont toutes les parties ne sont pas exactement synchrones ainsi que les sous-ensembles 5a et 5b permettent de le penser. L’analyse micromorphologique permet de mieux comprendre ses caractéristiques tout en l’opposant à l’ensemble 8.

Les données micromorphologiques (sous-ensemble 5c)

FIG. 38

105Le squelette et la matrice ont la même origine que pour 5a. L’évolution pédologique est similaire, le paléosol est de type FLUVIOSOL brunifié, mais il n’a pas subi dans ce secteur l’influence de débordements proches.

106La prédominance des unités argileuses brunâtres sur les autres types témoigne d’une période de stabilité. Le matériau sur lequel se développe cette pédogenèse comprend des grains de sables et de limons arrondis, caractéristiques de son origine fluviatile. L’activité biologique a partiellement homogénéisé le dépôt et effacé la limite entre les deux ensembles pédosédimentaires.

107L’histoire pédosédimentaire de 5c peut être décrite en deux étapes :

  • une période d’alluvionnement, comprenant plusieurs phases de dépôts avec des granulométries variant en fonction du débit et de la position de la rivière ;

  • une période de stabilité, pendant laquelle se développe un FLUVIOSOL brunifié, associé à un couvert végétal bien développé.

108Une nouvelle période d’alluvionnement (ensemble 8) explique la plus grande richesse en micrite au sommet de l’échantillon étudié. Elle est suivie par une nouvelle pédogenèse, dont les effets se traduisent au niveau du FLUVIOSOL brunifié par l’infiltration d’argiles jaunes dans les pores créés par l’activité biologique et par les alternances gel/dégel ou humectation/dessiccation.

109L’épaisseur du sous-ensemble 5c ne correspond pas exactement aux dépôts mis en place par les chenaux durant cette période. Les dépôts plus anciens sont modifiés et intégrés au sol par la pédogenèse. L’orientation verticale des oxydations au sommet des ensembles précédents et l’absence de séparations nettes montrent que la migration de matière est effective. La frontière entre les différents ensembles n’est donc ni une limite chronologique ni une limite de dépôt, mais une limite d’origine pédologique. La limite basse du sol, lorsque ce paléosol recouvre l’ensemble 3b, ne correspond pas strictement à celle de l’alluvionnement pour cette période.

Les données malacologiques

110La malacologie ne permet pas de distinguer entre les différentes phases du Mésolithique de changements environnementaux marqués (cf. infra Limondin-Lozouet, annexe 2). Le groupe des mollusques forestiers et semi-forestiers est dominant pour cette malacozone, définissant un milieu de forêt claire. Les espèces de terrain découvert sont peu nombreuses, ce qui implique une continuité de la formation forestière, qui couvrait l’essentiel de ce fond de vallée. Si on trouve des espèces hygrophiles, toujours bien représentées dans les humus forestiers, les taxons de milieux aquatiques et palustres sont très peu fréquents. Ceci renforce l’impression d’un milieu épargné par des débordements périodiques.

L’incidence du couvert forestier sur la dynamique fluviale

111Le couvert forestier était sans doute variable d’un point à un autre de la plaine. À proximité du lit, il devait être plus développé et constitué d’espèces plus buissonnantes, plus denses, et former la ripisylve. Pour la partie plus en retrait de la plaine, le couvert devait être plus variable et présenter des clairières. Des traces de chablis témoignent de la présence de grands arbres et de leur affaissement, formant ainsi des trouées dans la forêt. La présence d’aurochs, attestée avec toutes les occupations mésolithiques de l’ensemble 5, témoignerait plutôt d’un milieu de forêt claire en général (cf. infra Lena, § 4.2). Si la nature du sol paraît assez homogène, la physionomie d’ensemble du milieu physique pouvait être assez contrastée. Sur le plan régional, la forêt doit dominer. Les pollens d’arbres constituent l’essentiel du spectre pollinique pour toute la période. Le Préboréal est ainsi dominé par Pinus et Betula, alors que Corylus est le taxon dominant du Boréal, les pollens d’Ulmus et de Quercus étant assez nombreux. Les Poaceae sont les seules herbacées bien représentées (Richard 1996).

112Ce couvert forestier influe en grande partie sur la dynamique du milieu. Ainsi que nous l’avons signalé pour l’ensemble 4, on observe une atténuation de la dynamique fluviale en relation avec la fixation des sols et des berges. Le milieu n’est pas figé pour autant. La dynamique paraît évoluer en fonction d’avulsions. Celles-ci sont favorisées par des embâcles consécutifs au transport de troncs et de bois morts lors des crues. Les castors, dont la présence est attestée sur le site pour tout le Mésolithique (cf. infra Lena, § 4.2), peuvent jouer un rôle similaire en édifiant leurs « barrages ». Le castor européen construit des édifices plus limités que ceux de son cousin américain (Gurnell 1998), mais ils pouvaient obstruer les bras de la Seille, d’une faible largeur. Le grand nombre de paléochenaux raccordés à cet ensemble et à des altitudes comparables renforce ce modèle de fonctionnement par avulsion.

Évaluation du taux d’aggradation de la plaine

113La plaine connaît une évolution lente. Le développement d’un paléosol, même s’il s’agit d’un sol jeune, moins évolué qu’il n’y paraît, montre que le milieu est stabilisé. Les débordements du cours d’eau ne concernent jamais l’intégralité de cette large plaine ; l’épaisseur de l’ensemble 5 est donc assez variable. On peut s’attendre à ce que son épaisseur soit maximale à proximité d’un paléochenal actif lors de cette phase, ce dernier déposant sa charge sédimentaire dans la plaine, très schématiquement, selon une fonction décroissante de la distance.

114L’évaluation du taux d’aggradation est toujours délicate et ne doit être considérée que comme un ordre de grandeur. Pour le sous-ensemble 5a, qui se met en place entre le début de l’Holocène et les installations du Sauveterrien moyen, la sédimentation se développe sur environ 1 000 ans, entre 10000 et 9000 BP environ (cette fourchette est très imprécise, la base de la couche n’étant pas datée). L’épaisseur du sous-ensemble 5a est proche d’1 m lorsque l’on peut l’observer en continuité entre les sous-ensembles 3b et 5c ; cette épaisseur varie en fait selon la topographie de la grave. Le taux d’aggradation pour cet ensemble dans le secteur le plus complet peut ainsi être évalué à 1 mm an-1.

115Il est possible d’évaluer ailleurs le taux de sédimentation grâce à la superposition des niveaux archéologiques R4 et R2 (fig. 40, 41). Il n’y a a priori pas de discontinuité dans l’ensemble 5 entre ces deux périodes d’occupation, calées dans le temps par le 14C. Les dates disponibles pour ce secteur sont de 9200 BP environ pour le Mésolithique ancien (R4) et de 8600 BP environ pour le Sauveterrien moyen (R2) : nous avons un écart d’environ 600 ans alors que, stratigraphiquement, 10 cm à peine séparent les deux niveaux archéologiques. Nous avons donc ici un taux de sédimentation moyen de 0,16 mm an-1 environ. Nous ne tenons pas compte de la compaction dans ces estimations, celle-ci doit être assez négligeable pour des temps courts comme ceux envisagés ici.

FIG. 40
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Localisation des projections verticales du matériel mésolithique.

FIG. 41
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Projection verticale du matériel des occupations des niveaux R4 et R2.

116La différence entre ces deux taux nous semble intéressante malgré l’imprécision de leur évaluation. L’ordre de grandeur n’est pas le même, ce qui est à notre sens le plus significatif. Cette différence ne doit pas nous surprendre. Dans le premier cas, la sédimentation est contenue dans un espace confiné, ce sont donc à peu près toujours les mêmes secteurs qui sont concernés par les débordements. Dans le second cas, le nivellement de la topographie est en grande partie achevé et l’ensemble de la plaine connaît les débordements avec des intensités variables en fonction de l’éloignement du chenal et de l’importance de la crue. Au total, un même secteur est moins souvent inondé et le bilan de sédimentation est plus faible.

117Les comparaisons avec d’autres artères ne sont pas simples. Le taux moyen d’accrétion tend à diminuer avec le temps et l’élévation de la plaine (Wright, Marriott 1993). Brown donne un taux moyen de 1,4 mm an-1 pour la Severn (Grande-Bretagne) à l’Holocène. Il signale aussi que le taux moyen évalué par Bridge et Leeder pour des périodes de plus de 500 ans est compris entre 10 et 0,2 mm an-1 avec une valeur moyenne de 3,4 mm an-1 (Brown 1987). Avec un taux d’environ 1 mm an-1 nous avons une valeur moyenne plutôt basse. Avec un taux de 0,16 mm an-1 nous avons une valeur extrêmement basse qui indique un arrêt quasi total de la sédimentation dans ce secteur, sans doute lié à l’éloignement du cours d’eau.

118Il semble qu’il y ait corrélation entre la proximité d’un chenal actif et de fortes épaisseurs de sédiments. Cette relation doit être nuancée par les particularités topographiques, comme celle de la dépression entre les chenaux 7.2 et 8 qui a joué un rôle de piège sédimentaire. L’état de conservation de la faune renforce ce lien. Les restes de faune du niveau archéologique R4 ont connu généralement une assez longue évolution à l’air libre avant d’être enfouis, ils sont dans des secteurs de faible sédimentation car relativement éloignés des bras actifs de la rivière. En revanche, les restes du niveau R3 apparaissent nettement mieux conservés suite à un enfouissement plus rapide (cf. infra § 4.2). Cette rapidité s’explique par la proximité du chenal 5 qui fonctionne peu après les installations et a pu ainsi recouvrir rapidement ces restes. Le taux d’aggradation ayant été estimé à l’écart des paléochenaux, et loin de secteurs privilégiés de sédimentation, on peut considérer que la valeur obtenue est représentative des secteurs de plaine éloignés de chenaux actifs alors que ce taux pouvait être supérieur pour les secteurs proximaux (berges, dépressions).

119Le très faible taux de sédimentation explique l’aspect continu de ce corps. L’apport en matière nouvelle est suffisamment faible pour ne pas perturber la pédogenèse.

120Les installations du Sauveterrien moyen se situent à une dizaine de centimètres sous le sommet de cet ensemble. Si la sédimentation s’était poursuivie au même rythme, ce sommet aurait environ 600 ans de plus que le niveau R2. L’arrêt de la mise en place de ces dépôts dans ce secteur serait ainsi fixé aux environs de 8000 BP ; il faut bien évidemment être très prudent avec de telles estimations qui ne représentent au mieux qu’un ordre de grandeur. Une datation 14C a été réalisée sur des restes de faune, prélevés hors contexte archéologique dans la partie sud du site, 30 à 40 cm sous le sommet du paléosol. Elle donne une date de 7500 BP. L’ensemble 8 ne recouvrant cependant pas cette partie de la plaine, cette information n’est pas extrapolable pour dater le sommet du paléosol. Ce secteur de la plaine a pu évoluer sans connaître la reprise des débordements lors de l’Atlantique ancien. Les apports restant très limités, il n’y a pas d’hiatus apparent dans la stratigraphie, ce qui montre bien que la mise en place de cet ensemble est largement diachronique : la reprise de l’alluvionnement se placerait alors à la fin du Boréal, lors de la transition avec l’Atlantique. Le niveau archéologique R1 est contenu dans cet ensemble, à 30 cm environ au-dessus du paléosol.

121La plaine lors du Préboréal était ainsi moins étendue, plus cloisonnée, les débordements concernaient des surfaces plus limitées et, à volume sédimentaire déposé équivalent, l’accrétion de la plaine était plus importante. On peut ainsi comprendre que le taux d’aggradation paraisse plus important avant le niveau R4 qu’après, sans faire intervenir de changements dans le fonctionnement du bassin-versant.

122L’extension de la plaine s’observe à l’intérieur même de la plaine alluviale holocène, mais aussi sur ses marges. Les travaux de terrassement de la piste autoroutière nous ont permis de noter que les dépôts de l’ensemble 5 reposaient directement sur la grave et non sur l’ensemble 3b vers le centre de la plaine d’Arlay : les dépôts du Préboréal-Boréal s’étendent donc au-delà de ceux du Dryas récent. La plaine connaît une aggradation au total limitée mais une extension notable lors de la première partie de l’Holocène.

Le complexe du chenal 5 (ensemble 7)

123Un nouvel épisode de type torrentiel (sous-ensemble 7a) entaille l’ensemble 5. Le processus n’est pas identique à celui du sous-ensemble 3a, la forme du chenal est plus régulière et le rapport largeur/profondeur plus faible. Il pourrait s’agir plutôt d’une forte crue, creusant et colmatant rapidement un chenal. La physionomie différente de ce chenal implique un événement hydrologique dont l’ampleur a pu être limitée par l’existence d’un couvert forestier important. Chronologiquement, cette phase d’écoulement vient recouper la base du paléosol inférieur. Sa position par rapport au paléosol boréal n’est pas claire : on peut la placer dans une période proche de celle des paléochenaux 13 et 14, avec une marge d’erreur assez grande malgré tout. Sa durée de vie ayant été très brève, ce chenal n’apporte qu’une information anecdotique pour la mise en place du site ; il montre cependant que la stabilité mise en évidence pour cette période n’est que relative, des événements extrêmes peuvent se produire et venir perturber le milieu.

124Le chenal 7b, à colmatage sablo-limoneux, vient recouper le chenal grossier 7a. Il entaille aussi nettement l’ensemble 5 sur toute son épaisseur ou presque. La forme de ce chenal sableux est bien définie. L’énergie de l’événement formateur devait être assez élevée car la base de ce chenal entaille les dépôts torrentiels du sous-ensemble 7a. Le colmatage fait penser à des écoulements moins compétents qui évoquent un tarissement des apports sédimentaires ou une réduction de la capacité de transport. Le rapport largeur/profondeur, inférieur à 10, en fait un chenal plus profond que large et permet de le placer vers la fin du Préboréal en raison de son analogie morphologique avec les chenaux de cette période.

125Le chenal correspondant au sous-ensemble 7c a pu être suivi en plan sur le terrain. La lecture était perturbée par des recoupements de chenaux plus récents, ce qui nous a conduit à le dater en plusieurs points de son cours pour s’assurer de sa continuité réelle. La forme de ce chenal est proche de celle du bras du sous-ensemble 4e, avec un rapport largeur/profondeur du même ordre de grandeur. Le tracé en plan évoque nettement celui d’un cours d’eau sinueux.

126Trois dates cohérentes ont été obtenues sur tuf (fig. 21). Ce chenal était fonctionnel peu après 9000 BP, lors du Boréal. Il a pu être en eau lors de l’installation des hommes du Sauveterrien moyen. Il faut rester prudent dans les conclusions, les dates sur tufs ayant généralement tendance à vieillir le matériel daté. Le chenal pourrait ainsi être postérieur aux occupations le bordant. Les dates obtenues pour celles-ci sont très cohérentes, autour de 8750 BP, et très proches de celles obtenues pour le chenal. Contrairement aux occupations, qui sont brèves, ce chenal a pu fonctionner sur un temps assez long (échelle séculaire ?). L’installation des hommes en bordure du chenal n’est pas à exclure.

127Lors d’une défluviation, les eaux vont emprunter un nouveau chemin passant par des points bas et donc par des secteurs de dépression (Farrell 1987). Avant l’avulsion qui a entraîné la fixation du chenal 5, l’espace occupé devait déjà former une dépression plus ou moins continue, même si la preuve de l’existence de cette dépression ne peut être apportée. Sur les deux coupes centre et est, des chenaux plus récents perturbent la lecture des paléotopographies.

128Sur le plan dynamique, ce chenal est très proche du sous-ensemble 4e, avec une charge grossière en partie évacuée puis un colmatage plus fin s’achevant après une avulsion. La présence de nodules de tufs lui est en revanche propre. Le chenal paraît se colmater définitivement juste avant le développement du paléosol atlantique. La lecture de la stratigraphie était délicate, les limites devenant peu nettes vers le haut. Il est possible que ce chenal soit resté marqué dans la plaine jusqu’à la phase de pédogenèse de l’Atlantique récent.

Synthèse de la séquence 2

FIG. 42

129L’évolution du milieu durant cette séquence correspond à une stabilisation progressive après l’alluvionnement rapide du Dryas récent. La dynamique fluviale s’atténue progressivement ; on passe de chenaux en tresse, ou latéralement actifs, à des chenaux mieux définis, plus étroits et sinueux. L’évolution d’ensemble du rapport largeur/profondeur des chenaux est significative du changement de dynamique. Il ne semble pas que l’on ait affaire pourtant à une vraie métamorphose fluviale ; d’après ce que l’on en perçoit sur le chenal 11, le passage d’un style fluvial à l’autre semble plutôt progressif. Une divagation encore importante des écoulements est aussi perçue par ailleurs pour le N-E de la région parisienne lors du Préboréal et du Boréal (Pastre et al. 1991).

FIG. 42
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution du Préboréal au Boréal. Développement progressif du paléosol boréal et modifications morphologiques des paléochenaux.

130En parallèle avec cette modification de la dynamique fluviale, on peut noter que l’on a une évolution du couvert végétal, à l’échelle régionale, avec une croissance régulière des pollens d’arbres dans le spectre pollinique. On a sans doute ici une des causes de la modification de la dynamique fluviale.

131Cependant la relation n’est sans doute pas aussi simple. La dynamique sédimentaire nous fournit un éclairage sur l’évolution d’ensemble du bassin-versant. Les sédiments déposés dans la plaine de la Seille ont tendance à être de moins en moins grossiers depuis la fin du Tardiglaciaire et leur nature est différente. Alors que l’on avait des sables calcaires dans les ensembles les plus anciens, les sédiments de l’ensemble 5 correspondent à des éléments fins provenant de l’érosion des sols, qui vont permettre le développement rapide d’un sol de type FLUVIOSOL brunifié. L’érosion des sols montre que le couvert forestier ne s’étend pas encore sur l’ensemble de la surface du bassin-versant. La présence d’arbres est pourtant attestée par le paléosol inférieur. On a ainsi l’image d’une végétation qui va recoloniser l’espace à partir de cheminements privilégiés, en particulier l’axe de la vallée de la Seille.

FIG. 43
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Plan de répartition des structures néolithiques et protohistoriques.

132À mesure que la forêt se développe, la fourniture de sédiments au système fluvial décroît et l’on aboutit à la fin de cette séquence à des taux de sédimentation pratiquement nuls. Le rapport entre taux de sédimentation et pédogenèse joue un rôle important (Holliday 1989) : comme l’aggradation est moins rapide que le rythme de la pédogenèse, le sol peut se développer.

133Le milieu paraît très stable pendant au moins toute la deuxième moitié du Boréal. Des crues ont cependant lieu : on en retrouve la trace dans les paléochenaux. Il faut toutefois noter que le matériel qui comble ces chenaux ne comporte ni éléments très grossiers ni éléments très fins ; il reste compris entre des graviers grossiers et des limons. Les chenaux ne sont pas très érosifs, leur entaille dans la plaine est faible, elle n’atteint pas la grave. Tout ceci traduit une compétence peu importante de ces chenaux, ce qui transparaît aussi dans la faiblesse de leurs dimensions absolues par rapport à la Seille actuelle. Cette baisse de la compétence est sans doute liée à une période de sécheresse relative. Cette sécheresse est reconnue pour le Préboréal sur les lacs du Jura (Magny, Ruffaldi 1995), mais aussi à l’échelle de l’Europe centrale et septentrionale (Harrison et al. 1991 ; Guiot et al. 1993). L’étude des faunes de mollusques des fonds de vallées en Bourgogne montre que le Préboréal est marqué par une période de crues, alors qu’au Boréal les vallées deviennent plus sèches en liaison avec l’érosion linéaire des cours d’eau (Rousseau et al. 1991). Cette succession correspond à une évolution comparable à ce que nous observons. La période de crue correspondrait plutôt à des cours d’eau mal chenalisés et l’assèchement serait la marque de ce changement de dynamique fluviale en relation avec les modifications du couvert végétal.

134Les événements formateurs des chenaux sont plus faibles, les dimensions des chenaux plus limitées. Cette baisse de la compétence est sans doute compensée en partie par une organisation des écoulements sur plusieurs bras, dans un système de chenaux à anabranches. Sans avoir de preuves absolues, tout un faisceau d’observations va dans ce sens ; la dynamique des changements de tracé est un premier indice. Après une avulsion, le chenal antérieur reste en eau et se colmate progressivement ; il ne laisse jamais de bras morts dans la plaine.

135Les phases de sédimentation sont, pour la Seille, dominées par l’alluvionnement fin, ce qui est observé sur la Meurthe et la Moselle pour les secteurs distaux de la vallée (Carcaud et al. 1991). Le colmatage des chenaux reste cependant assez grossier. Nous sommes dans un domaine éloigné mais pas totalement coupé des sources sédimentaires grossières.

136Au total, on constate une extension notable de la plaine alluviale récente durant cette période. La limite topographique qui devait marquer en rive droite la marge de cette plaine tend à disparaître. Sa largeur devient très importante, surtout lorsqu’on la rapporte à celle de la Seille. Au droit du site, la plaine s’étend environ sur une centaine de mètres vers le nord ; vers le versant de rive gauche, il est impossible d’évaluer son extension. Elle s’étend alors au moins jusqu’à la Seille actuelle, et sans doute jusqu’au versant, ainsi que les décapages pour la réalisation du pont sur la Seille l’on montré. La largeur de la plaine peut ainsi être évaluée entre 500 et 750 m alors que la rivière faisait environ 10 m de large, voire un peu plus si l’on retient l’hypothèse de chenaux à anabranches. Le rapport entre les deux largeurs est malgré tout très grand. Ceci aura pour conséquence une évolution très fragmentée du fond de vallée ; la disposition en mosaïque ne peut qu’être accentuée. Pour les ensembles plus récents, l’aspect diachronique des dépôts en sera renforcé.

3.1.2.3 Séquence 3 : de l’Atlantique au début du Subboréal

137Une nouvelle période de sédimentation s’achevant par une phase de pédogenèse constitue cette séquence. L’alluvionnement reprend au début de l’Atlantique ; la période de stabilité est concrétisée par le développement d’un sol, moins évolué que celui mis en place durant le Boréal, mais qui s’étend largement vers la plaine d’Arlay. Ce sol contient des structures in situ du Néolithique moyen I, datées de 5625 ± 55 BP (Ly-7356), soit entre 4588 et 4357 av. J.-C., ce qui permet de placer son développement dans l’Atlantique récent. Des vestiges du Néolithique moyen bourguignon reposent au sommet de ce sol. Il n’existe pas de date en association directe avec ces artefacts, mais un niveau d’occupation dans le même contexte stratigraphique a pu être daté de 4735 ± 50 BP (Ly-7360), soit entre 3629 et 3379 av. J.-C. Ces vestiges marquent la fin de cette séquence, au début du Subboréal. La figure 43 présente la répartition des structures correspondant à ces différentes occupations.

138Les dépôts dans lesquels le niveau archéologique R1 (Mésolithique récent) est inclus sont attribués à l’Atlantique ancien par leur position stratigraphique. Ils s’intercalent entre le paléosol boréal et le paléosol atlantique. Ce dernier, reconnu sur l’ensemble du site, apparaît comme un ensemble homogène sur le plan chronologique et comme un bon niveau repère.

L’Atlantique ancien : reprise de l’alluvionnement (ensemble 8)

139Cet ensemble traduit un changement de dynamique. Les débordements reprennent, selon une plus grande fréquence que lors de la période précédente. Plusieurs indices témoignent de ce changement.

Les données micromorphologiques

140En lame mince, on retrouve à la base de cet ensemble des dépôts argilo-limoneux à argilo-sableux, riches en particules micritiques. Ces dépôts massifs sont liés à des débordements plus importants de la rivière. Les unités sablo-limoneuses grises et les unités argileuses brun-jaune, à matrice micritique plus ou moins abondante, sont peu affectées par la pédogenèse. La décarbonatation est incomplète, marquée par une altération modérée des éléments calcaires, et les revêtements argileux sont peu développés. L’activité biologique y est néanmoins assez bien exprimée par le développement de chenaux racinaires et par la présence de sécrétions sparitiques de lombrics (la figure 47 présente les caractéristiques micromorphologiques des limons de débordements de l’ensemble 15, très proches de celles présentées ici).

Le taux d’aggradation de la plaine

141Le niveau du Mésolithique récent (R1) se trouve à environ 30 cm en moyenne au-dessus du sommet du paléosol boréal (fig. 44). Nous avons estimé l’âge de cette surface à environ 8000 BP. 30 cm de sédiments se sont donc déposés en 1 300 ans ; les vestiges du Mésolithique récent sont datés ici de 6760 ± 80 BP [OxA-5642 (Lyon-172)], ce qui nous donne un taux moyen de 0,23 mm an-1. Ce taux, même s’il reste faible, est supérieur à celui de la période précédente mais inférieur à celui du sous-ensemble 5a. Il est cependant possible que le début de la mise en place de ces limons soit plus récent, à rattacher à la deuxième moitié de l’Atlantique ancien (cf. infra) ; dans une telle perspective, la mise en place se serait réalisée en à peu près 300 ans, ce qui nous ramène à un taux de 1 mm an-1 environ.

FIG. 44
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Projection verticale du matériel des occupations des niveaux R4 et R1.

142Comme nous l’avons vu précédemment, il faut pouvoir évaluer la représentativité de cette estimation. L’arrêt de la sédimentation entre les ensembles 5c et 8 peut être assez long et variable spatialement. Les dépôts de l’ensemble 8 sont absents au sud du chenal 1 sur la coupe est. Les débordements n’ont donc pas affecté tout le site. Certains secteurs de la plaine n’ont connu qu’un rajeunissement limité ; les apports sédimentaires ne sont pas suffisamment importants pour perturber la pédogenèse et l’évolution du paléosol boréal a pu se prolonger lors de l’Atlantique ancien. Le taux d’aggradation n’est donc pas représentatif de l’ensemble de la plaine mais d’un secteur affecté par les débordements. Le chenal n’était alors vraisemblablement pas très éloigné de ce secteur.

143Le taux d’accrétion renvoie à une activité fluviatile plus importante sans que le changement soit radical. Nous nous situons dans les valeurs les plus basses de la fourchette indiquée par Bridge et Leeder. Pour cet ensemble, le taux de sédimentation est simplement trop important pour qu’une pédogenèse puisse se développer. Si on retient la deuxième estimation, le taux devient significativement différent et semble mieux s’accorder avec les observations de terrain.

Les données malacologiques

144À travers l’analyse malacologique, nous ne percevons pas de modifications du milieu local. La forêt demeure la formation végétale dominante pour le fond de vallée lors des occupations du Mésolithique récent.

L’évolution dynamique du milieu

145La reprise des débordements amène un matériau moins décarbonaté que précédemment. Cette modification intervient sans qu’il y ait eu a priori de changements à l’échelle du site : il faut donc invoquer ici une modification à une autre échelle, incluant le bassin-versant. Deux hypothèses peuvent être avancées : une réduction du couvert forestier en amont qui exposerait les sols à l’érosion et fournirait une charge solide plus abondante à la rivière ; une variation climatique, un changement du régime des précipitations par exemple, qui aurait pu entraîner une modification des débits et accroître leur compétence.

146L’analyse palynologique du site du Miroir (Saône-et-Loire) n’indique pas d’évolution notable pour les arbres lors de l’Atlantique ancien (Richard 1996) ; le cortège floristique est très proche de celui du Boréal. Sur le plan climatique, cette période, comprise entre 8500 et 6000 BP, correspond à l’optimum thermique de l’Holocène ; les précipitations sont très proches de celles qu’on connaît actuellement (Guiot 1987 ; Rousseau et al. 1994). Cependant, la seconde moitié de l’Atlantique ancien connaît une dégradation climatique, peu marquée malgré tout, qui de ce fait, n’apparaît pas dans tous les enregistrements climatiques (Magny 1997). Le refroidissement est de faible amplitude : il est signalé par exemple dans les Alpes suisses, sur le lac de Silvaplana, entre 6900 et 6600 BP (Leemann, Niessen 1994), dans une fourchette comparable à celle des installations du niveau R1. Il peut sembler surprenant que le milieu n’ait pas enregistré l’impact d’une dégradation climatique importante comme celle du Boréal et réagisse à une oscillation mineure : nous ne pensons pas que le climat puisse expliquer à lui seul cette reprise de l’alluvionnement.

147La nature des dépôts pourrait indiquer un changement de source sédimentaire. Les matériaux sont plus bruts et ralentissent la pédogenèse. Ils proviennent alors de plus loin – du Vignoble voire de la reculée – les sources proches délivrant pour l’essentiel des matériaux évolués. Ces transports sur de plus longues distances témoigneraient d’une augmentation de la compétence du cours d’eau.

148La production sédimentaire n’est pas forcément importante durant l’Atlantique ancien, les sédiments accumulés en amont ont pu être déstockés grâce à des écoulements plus soutenus. Les données climatiques, du moins pour la première moitié de la période, ne vont pourtant pas dans le sens de débits plus importants ; des températures plus élevées et des précipitations globalement égales à l’Actuel favorisent les pertes par évapotranspiration. Cependant, les dimensions du chenal 6 vont dans le sens de débits plus soutenus. Après 7000 BP, il est donc probable que les écoulements aient été plus concentrés, suite par exemple à une rétention d’eau hivernale plus importante sous forme de neige ; dans cette perspective, il faudrait donc rattacher ces dépôts à la deuxième moitié de l’Atlantique ancien. Il est aussi possible que le régime des crues ait été différent. Le début de l’Atlantique pourrait avoir connu des crues plus marquées suite à une concentration des précipitations sur une période de temps plus courte dans l’année. Cette plus grande fréquence d’événements de magnitudes moyenne à forte aurait pu ainsi être responsable de cette aggradation sans modification du couvert végétal, qui reflète plus les conditions climatiques moyennes que les extrêmes (Knox 1984). Cette hypothèse est difficile à confirmer.

149En l’absence de modifications climatiques ou végétales déterminantes, une dernière hypothèse pourrait expliquer cette reprise de l’alluvionnement : il s’agit de l’impact anthropique. On a pu montrer en Grande-Bretagne que le couvert forestier avait été perturbé par des feux de forêt provoqués par l’Homme dès la transition Boréal-Atlantique (Jacobi 1978). Une telle pratique n’est pas attestée ici, mais la réalisation de tels brûlis aurait pu provoquer une érosion dans le bassin-versant et être responsable de ces dépôts sur le site. Par ailleurs, les indices polliniques d’anthropisation les plus anciens du massif jurassien sont datés autour de 5500 av. J.-C. à Châlain et Remoray ; une date plus ancienne autour de 5800 av. J.-C. existe, mais reste à confirmer, à Villers-le-Lac (Richard 1997). L’hypothèse nous semble séduisante, mais ne repose encore que sur trop peu d’éléments pour être validée.

Le chenal tufacé (ensemble 9a)

150Un chenal tufacé vient recouper les ensembles précédents. Son fond est très irrégulier, ce qui est la marque d’un creusement par des eaux fortement turbulentes. Un encroûtement peu épais (tabl. VIII) souligne les irrégularités du fond. Une grande partie des alluvions est constituée par des nodules de tufs sans organisation.

Période

Chenal

Ensemble

Dimensions larg. x prof.

Encroûtements

Tardiglaciaire

3

3a

35 x 0,5 m

Néant

Tardiglaciaire

3b

> 100 x 1 m

Néant

Début Préboréal

11

4a

tronqué

Quelques cyanolithes < 5 cm

Préboréal

A et B

6a-b

20 x 0,5 m

Quelques cyanolithes < 5 cm (base du colmatage)

Préboréal

11

4b-c

15 x 0,5 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents < 10 cm

Préboréal

7a

tronqué

Néant

Fin Préboréal

7b

tronqué

Néant

Préboréal – Boréal

11

4d

20 x 0,8 m

Néant

Boréal

5

7c

10-20 x 2 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents

Boréal

11

4e

15 x 1,3 m

Cyanolithes fréquents < 10 cm

Fin Boréal

11

4f

20 x 0,8 m

Néant

Atlantique ancien

6

9b

15 x 2 m

Cyanolithes fréquents < 10 cm
Nombreux cyanolithes cylindriques > 10 cm

Fin Atlantique ancien

9a

15x0,5 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents < 10 cm

Atlantique récent

8

11

4 x 1 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents < 10 cm

Début Subboréal

2

12

7 x 0,8 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents < 10 cm

Début Subboréal

4

13

10 x 0,5 m

Néant

Subboréal

1

14a

15 x 1,5 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents < 5 cm

Subboréal

1

14b

8 x 1,5 m

Croûtes fluviatiles
Cyanolithes fréquents < 5 cm

Subboréal

1

14c

10 x 1 m

Cyanolithes fréquents < 5 cm

Subboréal

1

14d

16 x 0,5 m

Cyanolithes rares < 5 cm

Fin Subboréal

7

16a

10 x 1 m

Néant

Fin Subboréal

9

16a

7 x 0,5 m

Cyanolithes rares

Fin Subboréal

12

16a

?

Cyanolithes (base du colmatage)

Subatlantique

16b

5 x 0,5 m

Cyanolithes fréquents < 5 cm

TABL VIII
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Répartition des encroûtements dans les paléochenaux.

151Le rapport largeur/profondeur est élevé, supérieur à 10, le mode d’écoulement turbulent, ce qui est révélateur d’un événement formateur de forte énergie. Ce type de chenal peut avoir eu une durée de vie courte ; la topographie du fond du lit est conservée, elle n’a pas été égalisée par les écoulements successifs. Le colmatage a pu se faire en une seule crue ; il s’agit d’un bras formé lors d’une forte crue et sans doute abandonné peu de temps après, peut-être même immédiatement après. Nous n’avons pas d’éléments de datation pour ce chenal mais il se situe stratigraphiquement directement sous le paléosol atlantique et recoupe l’ensemble 8. On peut donc proposer une période d’activité située juste avant le développement du paléosol, c’est-à-dire, grosso modo, aux environs de 6000 BP. Il est difficile de mettre en relation le mode de fonctionnement de ce chenal avec l’ensemble 8 : celui-ci correspond à une reprise d’activité fluviatile (cf. supra) mais l’événement enregistré par ce chenal n’est pas forcément un indice de cette activité ; une forte crue peut être un fait isolé.

La Seille à l’Atlantique ancien : le chenal 6 (ensemble 9b)

152Un faciès grossier, qui correspond à une formation de dunes de grandes dimensions, domine le colmatage de ce chenal. La dynamique sédimentaire est plus vive que celle des derniers chenaux présentés. La base du colmatage est assez comparable aux ensembles plus anciens. Il pourrait y avoir eu une évolution conduisant d’un système de chenaux à anabranches à une concentration des écoulements dans un bras principal, voire dans un bras unique.

153Les dimensions moyennes du chenal le rendent comparable à la Seille actuelle. Les débits pourraient avoir été eux aussi comparables aux débits actuels. Il s’agit du seul paléochenal attribuable à cette phase, les autres étant soit plus anciens soit plus récents. Il est ainsi vraisemblable qu’il s’agisse d’un chenal à bras unique. L’extension en rive droite des dépôts de l’ensemble 8 semble trop importante pour qu’il soit l’unique responsable de leur mise en place : ceci implique qu’un autre chenal actif l’a précédé ou lui a succédé, au nord du site, hors emprise. Des chenaux ont été repérés dans ce secteur lors du suivi des travaux autoroutiers sans qu’il soit possible de les étudier correctement.

154Son fonctionnement s’interrompt après un alluvionnement assez massif qui le colmate sans doute très rapidement, avec des éléments fins et des nodules de tuf. L’aspect massif du colmatage et l’absence de décroissance granulométrique vers le haut sont des indicateurs de la rapidité de cette évolution. Cependant, la durée de vie de cette forme peut être assez longue et s’étaler sur une période pluriséculaire.

155Le chenal 6, que l’on peut rattacher principalement à l’Atlantique ancien, témoigne d’un changement de dynamique fluviale après le Boréal, période lors de laquelle le site était sillonné par des chenaux peu dynamiques et a priori de type à anabranches. Les écoulements deviennent vraisemblablement plus concentrés, ce qui est à mettre en relation avec une augmentation des débits et de la compétence du cours d’eau.

156Aux Pays-Bas, une augmentation des précipitations est sensible au début de l’Atlantique, en partie compensée par une forte évapotranspiration (Bohncke, Vandenberghe 1991). Dans le bassin de la Seille, le schéma consisterait en une reprise d’activité fluviatile, consécutive à une augmentation des débits, en réponse vraisemblablement à une modification d’origine atmosphérique. Cette reprise d’activité aurait eu des conséquences malgré tout limitées en terme d’aggradation de la plaine.

Une stabilisation relative du milieu : le paléosol atlantique (ensemble 10)

157Ce paléosol est assez différent de celui développé lors du Boréal. La coloration comme l’épaisseur de ce corps sédimentaire tranchent avec les dépôts sous-jacents : il s’agit d’une couche assez peu épaisse (une dizaine de centimètres) et de teinte brun sombre. Cet ensemble est présent sur tout le site, sauf lorsqu’un paléochenal l’interrompt, et s’étend même largement au-delà, recouvrant des dépôts graveleux attribués au Pléniwürm, jusqu’alors sans couverture fine, vers le centre de la plaine. La structuration de ce sol et la composition des malacofaunes nous révèlent que le contexte environnemental a évolué.

Les données micromorphologiques

FIG. 45

158Les unités argileuses brun-jaune de l’ensemble 10, dépourvues de grains de micrite, sont à un stade assez avancé de la pédogenèse. La décarbonatation de la matrice est complète et le brassage biologique conduit à l’intégration de matériaux différents, comme des microcharbons. Le recouvrement par des alluvions ou un rajeunissement anthropique (mise en culture) n’ont pas permis de passer au stade ultérieur de la pédogenèse (fig. 46).

FIG. 45
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 10. a cliché en lumière polarisée non analysée, grossissement x25, barre = 400 µm ; b schéma interprétatif du cliché. Le sol de l’ensemble 10 apparaît moins évolué que le paléosol boréal. La décarbonatation est incomplète et des éléments calcaires subsistent à la fois dans le squelette et dans la matrice. Des perturbations, probablement liées à l’anthropisation, se traduisent par l’intégration dans le sol de fragments charbonneux et d’agrégats argilohumiques remaniés d’horizons superficiels.

159Les sédiments, de granulométrie dans l’ensemble plus fine que celle des échantillons étudiés pour l’ensemble 5, correspondent à des limons de débordement. Plusieurs types d’unités pédosédimentaires sont présentes, mais diffèrent quelque peu des cas précédents. Les unités brunifiées sont rares et encore chargées de micrite ; elles traduisent une pédogenèse beaucoup moins avancée, également attestée par la prédominance des unités brun-jaune. La micrite, plus abondante au sommet de l’échantillon qu’à la base, révèle l’existence de deux périodes sédimentaires séparées par une période de pédogenèse. Comme pour l’ensemble 5, plusieurs étapes semblent marquer la genèse des dépôts :

  • une période d’alluvionnement de limons de débordement (qui se place dans la continuité de l’ensemble 8) ;

  • une période de pédogenèse d’intensité et de durée moindres que pour l’ensemble 5, associée à une végétation clairsemée ;

  • une nouvelle période d’alluvionnement (qui correspond à l’ensemble 15) ;

  • une deuxième période de pédogenèse.

160Les nombreuses particules charbonneuses observées dans ces dépôts témoignent d’incendies en relation probable avec des défrichements anthropiques par brûlis.

Les données malacologiques

161Les malacofaunes s’organisent en deux biozones, D2 et D3. La zone D2 correspond au paléosol, elle est marquée par une forte extension des espèces de terrain découvert. La forêt ne couvre plus l’ensemble du fond de vallée. Cette ouverture du milieu s’intensifie dans la zone D3, au sommet du paléosol. Les hygrophiles ont pratiquement disparu, ce qui révèle un assèchement du milieu, donc son ouverture (l’humidité est en effet généralement plus élevée sous forêt).

162Cette évolution peut se suivre de façon plus continue grâce aux données de la coupe ouest. La tendance à l’ouverture est nette là aussi du Néolithique moyen au Bronze final. Les mollusques forestiers sont cependant plus nombreux que dans les autres échantillons, ce qui peut s’expliquer par un plus petit nombre d’individus au total. Il faut noter également que la coupe ouest est éloignée des secteurs d’occupation néolithique. On aurait alors une occupation de l’espace avec des secteurs déboisés à proximité immédiate des espaces habités et des aires encore boisées en périphérie.

Le couvert végétal régional

163La malacologie et la micromorphologie sont en accord pour décrire une régression du couvert forestier dans le fond de vallée. Au niveau régional, les comparaisons deviennent plus délicates à mesure que l’impact humain croît en intensité. Les premiers indices d’une présence humaine se font sentir dès l’Atlantique récent avec une chute des pollens d’arbre affectant surtout Corylus, Ulmusex et Quercus (Richard 1996). Les données issues du site du Miroir (Saône-et-Loire) deviennent dès lors plus délicates à interpréter car les phénomènes locaux liés à l’anthropisation peuvent interférer de façon de plus en plus nette.

Les données calcimétriques

164Le taux de carbonate décroît du nord vers le sud à partir du chenal 5. Cette décroissance s’explique par deux phénomènes : le premier concerne la mise en place du matériel, le second son évolution postdépositionnelle.

165Le matériel est plus carbonaté à proximité de la source de dépôt qui correspond ici au chenal 6. Ces dépôts seraient ainsi en partie mis en place par le chenal contemporain des phases d’occupation du Mésolithique récent. Lorsque la fréquence des débordements a diminué, la pédogenèse a pris le relais. Compte tenu de l’extension de ce paléosol, il est cependant exclu que les dépôts qui le constituent soient synchrones : il faut donc faire intervenir des processus postsédimentairess pour rendre compte de sa diversité.

166Les zones les plus éloignées des secteurs de sédimentation ont pu bénéficier d’une évolution plus longue et ainsi connaître une décarbonatation plus poussée. Les abords du chenal 1 ont été coupés, en partie au moins, de ces apports sédimentaires car le paléosol atlantique surmonte directement celui du Boréal au sud du chenal, ce qui se traduit par une faible teneur en calcaire de cette partie. Au nord, elle est un peu plus forte. Le taux croît vers le bas de la couche et redevient plus fort vers son sommet. Cet enrichissement au sommet pourrait être lié à des évolutions ultérieures (Reynier 1995). Un second prélèvement a été réalisé dans le secteur nord de l’emprise, secteur qui a connu un alluvionnement plus important et une mise en place plus continue dans le temps. La plus grande jeunesse et l’apport sédimentaire plus important dans ce secteur se traduisent par une décarbonatation moins poussée.

Les données de terrain

167Outre les nombreux vestiges archéologiques, plusieurs indices montrent que le milieu subit l’empreinte de l’Homme à cette période. La présence de charbons de bois est attestée sur l’ensemble de la couche. Dans la partie nord du site, des concentrations d’argile rubéfiée, formant des ensembles au contour irrégulier, étaient associées à des fragments nombreux de céramique et des silex. Cet espace n’est pas a priori un secteur d’habitation car il n’existe pas de structures caractéristiques des espaces domestiques. Ces concentrations d’argile pourraient être des traces d’arbres ayant brûlé sur place lors d’un défrichement préalable à une mise en culture. La pratique consistant à laisser les gros troncs calcinés est connue pour le Néolithique, les pratiques culturales ne nécessitaient pas leur enlèvement (Revel 1991). Les traces observées pourraient correspondre aux racines et à la base de ces arbres calcinés, nous serions alors en présence d’un champ. Il faut noter que les charbons étaient absents de ces ensembles, ce qui limite la portée de cette interprétation.

168La localisation des vestiges néolithiques montre que le chenal 6 n’était plus fonctionnel lors du développement du paléosol. Les structures et la densité de matériel montrent que l’on se situe dans un secteur d’habitat. On peut se demander si l’implantation de l’habitat au-dessus d’un chenal est liée au hasard ou s’il s’agit d’un choix intentionnel. Deux éléments peuvent avoir guidé ce choix : un meilleur drainage lié à une nature plus grossière du substrat qui rend le sol d’habitat plus sec et/ou des conditions édaphiques plus défavorables aux cultures.

169Ce paléosol présente une extension latérale plus importante que celle des autres ensembles. Il se développe vers la plaine d’Arlay directement au-dessus de la grave, montrant ainsi que les dépôts préalables ont recouvert des surfaces plus vastes que lors des périodes antérieures. La rupture topographique qui existait encore entre le paléosol boréal et la plaine d’Arlay est dorénavant supprimée ; on passe insensiblement de la plaine récente à la basse nappe, qui se retrouve ainsi intégrée au champ d’inondation exceptionnel de la Seille.

Le paléoenvironnement

170Le milieu est très différent de ce qu’il était lors des périodes précédentes. Le couvert forestier a commencé à reculer dans le fond de vallée à la suite des défrichements. Les arbres n’ont pas disparu mais persistent à l’état de bosquets plus ou moins étendus, en fonction sans doute de la proximité des lieux d’habitat et des espaces cultivés. À l’échelle régionale, le couvert forestier demeure malgré tout dominant.

171Pendant cette période d’occupation allant du Néolithique moyen I (NMI) au Néolithique moyen bourguignon (NMB), les débordements sont très limités : les altitudes d’apparition des structures de ces deux périodes sont très proches, signe d’une faible sédimentation. Le sol qui se développe durant cette phase de stabilité ne présente pas les caractères évolués du paléosol boréal ; ceci est dû à l’action de l’Homme qui ralentit la pédogenèse.

172Les installations du NMB marquent la fin de la période de stabilité. Peu après, on assistera à une reprise de l’activité fluviatile.

Le chenal 8, un chenal de crue isolé (ensemble 11)

173Par son gabarit, il s’agit sans doute d’un bras formé suite à un écoulement particulièrement turbulent, lors d’une crue. Ce chenal a fonctionné sans doute plus longtemps que le chenal tufacé de l’ensemble 9a : une partie du colmatage est constituée par des dépôts fins qui traduisent une dynamique de comblement plus progressive. Une forte crue a créé ce bras qui fut rapidement en partie colmaté, sans que le lien avec le chenal principal soit rompu : il a fallu sans doute quelques années avant que le colmatage soit définitif. Ce chenal paraît être davantage un cas isolé qu’une généralité car la tendance pour l’Atlantique récent est plutôt à la stabilité.

Synthèse de la séquence 3

FIG. 46

174L’Atlantique est assez nettement divisé en deux parties distinctes qui reprennent à peu près le découpage entre Atlantique ancien et récent. La première partie correspond à une reprise de l’activité fluviatile après la période de stabilité du Boréal ; elle est caractérisée par une occurrence plus grande des débordements et une compétence supérieure des écoulements. La pédogenèse du début de l’Holocène est contrariée par un apport de matériaux peu évolués en plaine, ce qui induit une différenciation nette des dépôts de l’Atlantique par rapport à ceux du Boréal. Le milieu en revanche n’est pas très différent ; seul le chenal, qui s’écoule du N-N-E vers le S-S-O sur le site, est plus important (comparable à la Seille actuelle) et sujet à débordements. Les hommes se sont installés à quelque distance des berges.

FIG. 46
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution durant l’Atlantique.

175À partir du début de l’Atlantique récent, le milieu se stabilise, le rythme de l’alluvionnement est inférieur à celui de la pédogenèse. Un paléosol se développe pendant environ un millénaire, mais il est moins évolué que celui du Boréal. Cette évolution pédologique moyenne s’explique par l’intervention de l’Homme qui, pour la première fois, modifie ce milieu de fond de vallée de manière sensible. Les premiers défrichements notables sur le site ont lieu lors du NMI, autour de 5600 BP.

176Lors du NMB, on ne retrouve pas de traces de la paléo-Seille. Elle doit être localisée au sud du site, vers l’emplacement de la Seille actuelle : la nette déclivité de la surface du paléosol dans cette direction peut en être l’indice. Le tracé de la Seille paraît fixé car on n’a pas de traces de défluviations comme pour les périodes antérieures. La dynamique du chenal apparaît ainsi calme, en accord avec la dynamique de la plaine. À partir de l’Atlantique récent, la limite topographique entre la plaine d’Arlay et la plaine alluviale récente a pratiquement disparu. À la fin de cette même période, la Seille dispose d’une vallée de près de 3 km de large dans ce secteur, même si les écoulements restent habituellement localisés dans la partie sud de la plaine.

177Ce milieu calme est favorable à une installation dans le fond de vallée. Les sols sont moins caillouteux que dans le cœur de la plaine d’Arlay. Au-dessus des dépôts mis en place lors de l’Atlantique ancien, les sols sont plus faciles à travailler. Lorsque le paléosol atlantique surmonte directement celui du Boréal, les sols sont plus lourds, plus argileux. La localisation des champs semble ainsi plus favorable dans le secteur nord de l’emprise.

178On retrouve des lacunes de sédimentation dans de nombreux fonds de vallées à l’Atlantique, notamment sur la Moselle (Lefevre et al. 1993), ce qui témoigne d’un ralentissement de l’activité fluviatile. Autour de 6000 BP, à la transition entre l’Atlantique ancien et récent, les précipitations sont globalement faibles sur l’Europe (Guiot et al. 1993). Nos observations sont ainsi comparables aux données obtenues sur d’autres rivières et s’accordent bien avec les données climatiques obtenues pour le reste de l’Europe.

3.1.2.4 Séquence 4 : du Subboréal à l’Actuel

179Une reprise d’activité fluviatile caractérise le début de cette séquence, marquée par le recouvrement des vestiges du NMB. Sur le plan sédimentologique cette séquence n’est pas homogène. L’aggradation de la plaine n’est pas régulière, variable selon les secteurs et au bout du compte assez faible.

180De nombreux paléochenaux, d’importance très variable, entaillent cette séquence. Un grand nombre d’entre eux sont synchrones, révélateurs d’une activité fluviatile importante mais de courte durée. Des chenaux du même âge se retrouvent aussi largement dans la plaine d’Arlay. Jusqu’à présent, les écoulements étaient restés confinés sur le site ou à ses abords immédiats (ainsi que sur le site d’Arlay/Les Savelles, mais cet épisode est mal calé chronologiquement), or, pour la première fois depuis la fin du Pléniwürm, la totalité de la plaine d’Arlay est concernée par les divagations du cours d’eau. Les modalités de cette phase d’activité sont cependant très différentes, les chenaux sont mieux délimités, moins larges et transportent une charge solide moins grossière.

181Plus tardivement, vraisemblablement avant les installations du Bronze final IIIb, la Seille se fixe à la place qu’elle occupe actuellement après avoir entaillé nettement les dépôts holocènes. Le site ne sera alors plus incisé par des chenaux importants, seuls quelques écoulements de crue vont laisser des traces dans les parties les plus superficielles de l’enregistrement sédimentaire. Les plus récentes de ces traces remontent au siècle dernier. Pour la première fois depuis l’Allerød, on assiste à une contraction notable des secteurs de sédimentation.

Le chenal 2 (ensemble 12)

182Ce chenal est marqué par des formes de fond du lit tourmentées, qui ont été fossilisées par des encroûtements tufacés (tabl. VIII) ; il se met en place lors d’une crue violente avec des écoulements très turbulents qui sont responsables de cette topographie du fond du lit. Une occupation du NMB est alors en partie détruite, des éléments de céramique se trouvent piégés dans des secteurs creusés par le chenal.

183Ce chenal, même lorsqu’il est colmaté, reste un élément remarquable dans la plaine avant son recouvrement par de nouveaux débordements, La topographie en ce point était perturbée par les irrégularités des dépôts, la nature des sédiments rendait toute mise en valeur impossible. Il a donc dû représenter une saignée dans la plaine pendant quelque temps, cette durée étant variable, en fonction des débordements suivants.

184Cet ensemble n’est pas forcément représentatif d’une dégradation climatique à partir du moment où il s’agit de l’enregistrement d’un événement isolé. Cependant, il semble que des chenaux du même type, quoique moins importants, se soient formés à la même époque selon des processus similaires, comme en témoigne l’ensemble suivant.

Les chenaux secondaires entaillant le paléosol atlantique (ensemble 13)

185Leur position stratigraphique les place peu de temps après la fin du développement du paléosol : ils le recoupent et sont recouverts par les dépôts de débordement de l’ensemble 15. Les fragments de céramique trouvés dans le colmatage de ces différents chenaux sont synchrones, datés du NMB. Ils remobilisent des éléments constituant le sommet de la couche qu’ils entaillent. Ils sont donc immédiatement postérieurs aux installations du NMB.

186Il s’agit de chenaux de crues de petites dimensions fonctionnant, semble-t-il, indépendamment du chenal 2 car nous n’avons pu observer de liaisons entre ces différents bras. Leurs dimensions sont réduites et ils incisent assez peu les dépôts sous-jacents ; ceci en fait des chenaux secondaires, mais qui peuvent être les indicateurs d’une reprise de l’activité fluviatile à la fin de l’Atlantique récent. Cependant, il peut aussi s’agir de phénomènes peu représentatifs. Dans le premier cas, la reprise de l’activité fluviatile apparaîtrait assez progressive, annonçant la dégradation du début du Subboréal (cf. infra).

La Seille au Subboréal : le chenal 1 (ensemble 14)

187Nous pouvons dater avec une assez grande précision la fin du fonctionnement de ce chenal, marqué par la présence de vestiges de l’Epicampaniforme en fin de colmatage. Ce niveau archéologique est daté approximativement de 2000 av. J.-C. La durée de fonctionnement du chenal est difficile à préciser. Par ses dimensions (comparables à celles de la Seille actuelle), il pourrait être le chenal principal, voire unique, qui entaille la plaine après la période de stabilité relative de l’Atlantique récent. Il aurait alors une durée de fonctionnement de l’ordre de quelques siècles.

188La structure des différents dépôts du colmatage montre que le chenal est comblé progressivement par des écoulements de moins en moins dynamiques. Le premier sous-ensemble (14a) correspond à une incision assez importante dans la plaine puisque la grave est atteinte. Ce n’est alors pas un simple bras de crue mais plus vraisemblablement le chenal principal, voire unique de la rivière. Sous cette forme, sa durée de fonctionnement peut être assez longue, d’ordre pluriséculaire.

189Les dimensions des stratifications entrecroisées tendent ensuite à décroître ; le matériel transporté s’affine et les dépôts successifs affectent de moins en moins ceux qui les précèdent. L’énergie de l’écoulement diminue au fil du temps. L’atténuation de la dynamique s’exprime aussi par des chenaux de moins en moins profonds perdant leur pouvoir érosif, superposés sur la coupe centre, décalés vers le nord sur la coupe est (fig. 19, 20).

190Cette tendance générale à la diminution de l’activité s’explique par un tarissement des apports en sédiments. Le chenal se met en place après une défluviation importante. Il est alors sans doute responsable d’une partie des dépôts de limons de débordement qui recouvrent le paléosol atlantique. Puis, suite à une avulsion ou à une modification des paramètres du système fluvial, les écoulements deviennent moins dynamiques. Enfin, au plus tard lorsque se dépose l’ensemble 14d, le chenal 1 cesse d’être le bras principal. Il n’est plus qu’occasionnellement envahi par des eaux de débordement lorsque les vestiges de l’Epicampaniforme sont mis en place. La trace du chenal est cependant visible pendant toute la période d’occupation de l’Epicampaniforme : à son emplacement perdure une légère dépression, ce qui explique que le matériel n’ait été retrouvé que dans cette structure piégeante.

191L’atténuation de la dynamique n’est cependant pas linéaire, les ensembles antérieurs sont entaillés avant qu’un nouvel épisode de sédimentation ne vienne combler le nouveau bras. Sur les profils des deux coupes, on peut évaluer l’évolution du rapport largeur/profondeur pour les différents ensembles. Pour le premier, il est assez faible, le chenal étant profond ; le second ensemble est encore moins large, inclus dans le premier ; le troisième est de largeur variable mais peu profond et le dernier est large et peu profond. La baisse de la dynamique de l’écoulement s’accompagne paradoxalement d’une augmentation du rapport largeur/profondeur.

192Ce double mouvement traduit une instabilité plus grande du milieu, qui ne semble pas liée à des modifications d’ordre climatique. Entre 2700 et 1700 av. J.-C., le niveau des lacs du Jura est affecté par une régression particulièrement importante et longue (Magny 1993). Cette période de régression correspond à une amélioration climatique et probablement à une baisse des précipitations, ou au moins à un bilan hydrologique déficitaire par suite de l’augmentation de l’évapotranspiration. Cette phase se retrouverait dans la baisse de compétence du chenal, qui transporte des sédiments de plus en plus fins, et dans son caractère moins érosif ; le cours d’eau ne compense pas une éventuelle diminution de la charge sédimentaire par une reprise d’érosion, mais au contraire augmente sa largeur en réponse à un excédent de la charge solide. L’instabilité apparaît donc plutôt consécutive à une érosion des terrains à l’amont du bassin-versant, qui contribue à fournir des sédiments au système fluvial, et non en relation avec des écoulements plus abondants.

193Les dimensions des différents chenaux de cet ensemble complexe sont incompatibles avec des débits proches de ceux de la Seille actuelle ; il est possible cependant que l’écoulement ait été réparti sur plusieurs bras, mais nous n’en avons pas de traces. L’existence d’un autre chenal est sûre pour le dernier sous-ensemble mais celui-ci n’est pas localisé, peut-être occupe-t-il la place de la Seille actuelle. Le régime est ainsi très variable avec des périodes d’atténuation de la dynamique puis de nouvelles incisions et enfin une avulsion. Ce type de pulsations nous semble caractéristique d’un fonctionnement perturbé par l’action anthropique : la rivière fonctionne au rythme des phases d’occupation du bassin-versant, avec a priori un décalage temporel entre les deux.

194L’augmentation du rapport largeur/profondeur traduit une instabilité latérale plus importante de la rivière à la fin du fonctionnement de ce paléochenal. On retrouve la marque de cette dégradation dans le grand nombre de chenaux sillonnant la plaine d’Arlay dans son ensemble après les installations de l’Épicampaniforme.

Données malacologiques et évolution du couvert végétal

195La malacozone D4, correspondant à la fin de l’atterrissement du chenal, témoigne d’un certain retour de la couverture arboréenne par rapport à la malacozone D3. Le milieu reste ouvert, mais la pression anthropique paraît moins forte. Nous sommes cependant en bordure d’un ancien chenal abandonné depuis peu, les restes de ripisylve sont peut-être à l’origine de cette meilleure représentation des espèces de milieux forestiers. Sur la coupe ouest (fig. 55), qui présente un enregistrement a priori plus continu mais sur lequel on ne distingue pas le niveau de l’Épicampaniforme, on n’observe pas de baisse de la pression anthropique entre le Néolithique et le Bronze final.

196Le couvert végétal est ainsi globalement clairsemé même si certains secteurs connaissent un boisement plus important, peut-être en raison d’un effet de berge, peu représentatif de l’ensemble du fond de vallée.

La mise en place diachronique des limons de débordement (ensemble 15)

FIG. 47

197Cet ensemble est largement diachronique, puisqu’il débute à la fin de l’Atlantique récent (après les occupations du NMB) pour s’achever à L’Actuel. Globalement, on constate que l’épaisseur de ces dépôts s’accroît vers le sud (fig. 48). Le chenal qui les a mis en place a changé tout au long de ces cinq millénaires, tout en restant localisé principalement au sud de l’emprise. Les artefacts archéologiques nous permettent de préciser le rythme de ce colmatage.

FIG. 47
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 15. a cliché en lumière polarisée analysée, grossissement x25, barre = 400 µm ; b schéma interprétatif du cliché. À Ruffey comme à Choisey les limons d’inondation déposés pendant les périodes de crues ont permis l’enfouissement et la conservation des différents paléosols reconnus sur ces sites. Peu affectés par la pédogenèse dans leur partie inférieure, ils se caractérisent par leur forte teneur en particules carbonatées. Dans les dépôts d’inondation de l’ensemble 15, les premiers stades de la pédogenèse sont soulignés par la présence de chenaux racinaires et de déjections sparitiques de lombrics.

FIG. 48
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Relation entre l’épaisseur des dépôts mis en place depuis la fin du développement du paléosol atlantique et l’éloignement par rapport à l’origine de la coupe est (soit approximativement par rapport à la Seille).

198L’alluvionnement reprend après les occupations du NMB. Cette reprise reste modérée au moins jusque vers 2000 av. J.-C., période d’implantation de l’Épicampaniforme. Les chenaux qui remanient les vestiges de cette culture s’ouvrent à peine au-dessus du paléosol atlantique ; le chenal 1, dans lequel ces vestiges sont en place, entaille légèrement les limons. L’aggradation entre ces deux phases d’installation du NMB et de l’Epicampaniforme est donc très faible. Les deux bornes de cette période correspondent à une activité fluviatile importante, matérialisée sur le site par les chenaux des ensembles 13 et 16a. Cette activité ne produit pas de dépôts de plaine corrélatifs.

199La sédimentation est plus importante entre les phases d’occupations de l’Epicampaniforme et du Bronze final IIIb (BF IIIb). Les structures en creux du BF IIIb sont souvent repérées à peine au-dessus du toit du paléosol atlantique. Plus on va vers le sud, plus cette différence d’altitude croît. Lorsque ces structures sont creusées dans un paléochenal, elles apparaissent sous le paléosol, ce qui est lié à un problème de lisibilité de ces fosses dans un contexte sédimentaire différent. Le niveau de sol correspondant à ces structures se trouvait au-dessus de leur niveau d’apparition, soit en partie dans l’horizon remanié par les labours successifs. Les concentrations de tessons apparaissent ainsi directement après le décapage de la terre arable, ce qui témoigne de la proximité du sol archéologique. Cet ensemble n’est pas affecté par des phénomènes érosifs importants, seul le travail ultérieur du sol a pu compromettre la conservation des artefacts archéologiques.

200Les rares structures gallo-romaines se localisent au sud du sire : des traces de fossés très érodés ont été mises au jour directement après le décapage de la terre arable. Le sol galloromain devait être légèrement au-dessus de celui du BF IIIb. On retrouve la trace des débordements responsables de cette légère aggradation dans les malacofaunes (cf. infra).

201L’absence de vestiges postérieurs à l’Epicampaniforme dans la partie nord du site peut s’expliquer par la faiblesse de la sédimentation dans ce secteur. Les sols archéologiques des périodes successives sont à des cotes d’altitudes très proches, les différentes occupations venant s’oblitérer les unes les autres. L’ensemble de ces témoins s’est retrouvé par la suite intégré dans l’horizon labouré, ce qui rend indétectables les éventuelles structures (fig. 49). Il est aussi possible qu’il n’y ait pas eu d’installations dans cette partie du site, mais, s’il y en a eu, les conditions de conservation sont telles que la probabilité d’en détecter la trace est très faible.

FIG. 49
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Position supposée du niveau de sol durant le Bronze final par rapport au sommet du paléosol atlantique et à l’horizon cultural actuel.

202Au total, le taux de sédimentation rapporté à l’ensemble de la période est particulièrement faible, partout inférieur à 0,16 mm an-1 (fig. 48). Il faut cependant relativiser ce taux en le ramenant non plus à l’ensemble de la période allant du NMB à l’Actuel mais à la période durant laquelle la sédimentation a été plus importante, c’est-à-dire jusqu’à la période gallo-romaine. On arrive alors à des taux supérieurs à 0,2 mm an-1, ce qui reste faible mais devient comparable au taux de l’ensemble 8, pour son estimation basse.

Données malacologiques (contexte BF Illb) et évolution du couvert végétal

203La malacozone D5 est dominée par les mollusques de milieu ouvert. Les bois sont peu développés, comme dans la malacozone D3. La présence de mollusques aquatiques est sans doute liée aux débordements passés, responsables de la mise en place de ces limons.

204À l’échelle régionale, la forêt doit avoir reculé. L’utilisation de données palynologiques extérieures au site est plus discutable en raison de l’impact croissant de l’Homme sur le milieu. Cependant, en l’absence d’informations locales, nous utiliserons des sondages proches afin de présenter une évolution possible. D’après les données de Grozon pour le Subatlantique, la chênaie-hêtraie semble être la végétation dominante (Richard 1983). Vers la fin de la période, la présence de Carpinus devient plus nette. Le reste du paysage est influencé par l’Homme avec des cultures et des pâturages (Richard 1983). La tendance générale régionale est au recul de l’arbre, comme on peut l’observer avec la baisse des pollens d’arbres dans le spectre du site du Miroir (Richard 1996).

205À partir de la fin du Subboréal au moins (au moment des installations du BF IIIb), il n’y a plus de chenaux permanents qui sillonnent le site. La Seille se trouve alors sans doute à la place qu’elle occupe actuellement, ce qui situe à ce moment son ultime changement majeur de tracé. Depuis, elle n’a changé de lit que sur un espace plus réduit, entre le versant et l’emprise. Cette incision est importante, elle traduit un changement radical dans l’évolution de la plaine alluviale construite après le Pléniwürm. Cette dernière s’étendait vers le cœur du val d’Arlay, au moins depuis l’Allerød, en recouvrant les dépôts grossiers du Pléniglaciaire. Ce processus s’arrête à la fin du Subboréal. Cette modification pourrait coïncider avec une phase de régression des lacs, phase dont l’importance est cependant variable en fonction de la sensibilité des lacs (Magny 1992). La Seille aurait alors réagi à ce refroidissement par une incision marquée de sa plaine.

206Il pourrait aussi s’agir des conséquences de l’évolution générale du colmatage de la plaine. La plaine holocène est pratiquement de niveau avec la basse nappe würmienne, ce qui favorise la divagation de chenaux de crue sur la totalité de l’espace du val d’Arlay puisqu’il n’existe plus de limite entre ces deux ensembles. L’instabilité de l’écoulement dans la vallée augmente alors jusqu’à ce qu’un seuil soit franchi permettant un retour à des conditions plus stables (Schumm 1981b). Ceci se manifeste par une incision du plancher alluvial, ce qui permet une atténuation de la pente. Il est possible que cette adaptation se produise en relation avec une dégradation climatique, mais il peut tout aussi bien s’agir d’une réaction interne du système fluvial, la valeur de la pente de la plaine étant devenue trop importante. Les deux éléments peuvent être associés.

207À partir du BF IIIb, le fond de vallée devait être assez peu différent de ce que l’on connaît aujourd’hui. Occasionnellement quelques chenaux de crue vont encore traverser cet espace, comme on peut le voir sur les cartes anciennes et les photographies aériennes. Depuis la fin du XIXe s. de tels événements ne semblent pas s’être produits.

Les derniers chenaux de crue

208Les chenaux du sous-ensemble 16a témoignent d’un important épisode d’activité fluviatile postérieur à l’Épicampaniforme et antérieur au BF IIIb. Le colmatage intervient sans doute assez vite, comme nous l’avons vu pour ce genre de chenaux qui conservent un lien avec le chenal principal.

209La forme du profil en travers renvoie à des formes proches de celles des chenaux 2 et 8, donc à des dynamiques du même ordre. Ils témoignent de crues assez violentes. Ces chenaux sont similaires à ceux qui sillonnent la plaine d’Arlay et remanient du matériel campaniforme, à Arlay/La Croix Borée et à Arlay/La Fin du Mitan par exemple (Séara 1994).

210Ces reprises d’activité fluviatile très localisées dans le temps renvoient plutôt à une modification majeure des caractéristiques du bassin-versant, comme par exemple une déforestation importante. Le phénomène est en tout cas lié à des modifications d’ensemble puisqu’il touche toute la plaine, même la basse nappe alluviale.

211Les chenaux de l’ensemble 16b entaillent uniquement les limons de débordement. Ils sont peu nombreux et de petites dimensions, très peu profonds, superficiels. Ils sont localisés au sud du chenal 1 et sont postérieurs aux autres ensembles, s’ouvrant directement sous la terre arable. Ils témoignent de petites crues de plus faible ampleur, vraisemblablement historiques.

Synthèse de la séquence 4

FIG. 50

212Lors de cette dernière période, allant du Subboréal à l’Actuel, l’Homme joue un rôle considérable dans l’évolution du milieu. Les changements de la dynamique fluviale sont désormais difficilement séparables des modifications du couvert végétal. Or ces modifications proviennent des défrichements qui prennent une ampleur de plus en plus importante.

FIG. 50
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution depuis le Subboréal.

213La plaine finit de se construire à un rythme lent. Après une phase de débordements, en relation avec un chenal bien défini qui met en place une partie des limons, la dynamique devient plus vive, avec des crues qui incisent les dépôts antérieurs. La violence de cet épisode s’exprime par une reprise d’érosion généralisée dans la plaine. Après ce bref événement, la Seille se fixe à son emplacement actuel et incise la plaine alluviale récente à la suite vraisemblablement d’une évolution interne accentuée par une dégradation climatique qui intervient à la fin du Subboréal.

214En terme de milieu, après une période perturbée suivant l’Épicampaniforme, l’environnement devait être assez peu différent de ce que nous connaissons actuellement.

3.1.2.5 Conclusions

215La dynamique d’ensemble de cette plaine depuis la dernière période froide est celle d’un colmatage avec un nivellement général de la topographie. Sauf pendant le Tardiglaciaire, et peut-être au tout début de l’Holocène, l’aggradation est lente mais concerne une surface de plus en plus vaste. La plaine de la Seille dans ce secteur ne se développe pas uniquement verticalement mais aussi latéralement en gagnant progressivement sur la basse nappe constituée par la plaine d’Arlay. Comme l’intégration de cette surface est achevée au Subboréal et que la rupture topographique n’existe plus, les eaux de crue peuvent sillonner cette zone. Cette évolution est cependant de courte durée car dès la fin du Subboréal la Seille entaille les dépôts holocènes (fig. 51). Une déconnexion s’opère avec cette surface. Le système franchit alors vraisemblablement un seuil : l’instabilité d’ensemble de la plaine était devenue trop importante et l’incision permet de retrouver une certaine stabilité par réduction de la pente.

FIG. 51
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Schéma de la dynamique du colmatage de la plaine de la Seille sur le site d’À Daupharde. La tendance présentée pour le Subatlantique provient d’observations de coupes en berges et des décapages réalisés lors des travaux de l’A 39.

216Un élément peut sembler surprenant : le contraste entre les matériaux constituant la plaine et ceux colmatant les chenaux. La plaine est en effet dominée par des dépôts argileux, alors que les chenaux transportent des sables grossiers, des graviers et même des galets. Le fond de la Seille actuelle, graveleux, est à ce titre représentatif. Ce contraste peut s’expliquer par la position intermédiaire de ce secteur de la Seille selon un gradient amont/aval. Nous sommes dans un secteur où deux dynamiques s’opposent et se succèdent dans le temps. Disposant d’une pente assez forte, la Seille est capable de transporter des éléments grossiers si les volumes d’eau mobilisés sont importants. Etant cependant déjà assez éloignée des sources de sédiments, la Seille ne dispose pas d’une énergie suffisante et ces éléments grossiers ne sortent pas du chenal ; ils sont stockés et mobilisés lorsque la compétence du chenal le permet. Lorsque celle-ci est limitée, seuls des éléments fins vont circuler et se déposer en plaine.

217Nous sommes ainsi dans une position de seuil, ce qui explique cette apparente dichotomie très marquée entre le matériel constituant la plaine et celui colmatant les chenaux. Ce cas de figure correspond à celui présenté dans la théorie de S. Schumm comme étant une logique de transit sédimentaire dominant (zone 2 du système fluvial). La charge de fond est mixte, ce qui contribue à cette opposition entre la nature des dépôts de plaine et ceux des colmatages des paléochenaux (Schumm 1981a). Cette situation explique aussi que le milieu ait pu connaître des événements extrêmes modifiant la physionomie du site et mettant en danger les populations. Mais ces événements restent très limités dans le temps, ne remettant pas en cause les installations sur de longues périodes. L’instabilité du milieu est toujours d’assez courte durée, la stabilité prime.

218Nous nous situons dans un tronçon pour lequel la fonction dominante du système fluvial sur le long terme est celle de transfert. Le stockage doit concerner la plaine à l’aval de Bletterans principalement alors que plus en amont les facteurs érosifs jouent un rôle plus important.

3.2 La dynamique hydrologique et l’histoire sédimentaire régionales

S. R.

219Nous avons déjà noté la différence d’échelle entre le bassin-versant de la Seille et celui du Doubs, différence qui transparaît dans la stratigraphie des sites (cf. supra § 2.2.3). La régularisation des topographies issues du dernier Pléniglaciaire, à laquelle peut en partie se résumer l’histoire sédimentologique récente de ces plaines, ne s’effectue pas au même rythme ni selon les mêmes modalités. À la fin du Tardiglaciaire, les principales irrégularités topographiques de la plaine de la Seille semblent effacées, les dépôts fins se trouvant dans la continuité, sans hiatus topographique majeur avec la partie centrale de la plaine d’Arlay. Dans le cas de la vallée du Doubs, le nivellement est plus complexe. Des dômes de graviers devaient émerger çà et là, entraînant alors des conditions édaphiques différentes ; le secteur de Choisey/L’Ormoy est peut-être un exemple de ces dômes.

220Les cours d’eau subissent de nombreuses évolutions sur cet intervalle de temps. Leur morphologie varie comme nous avons pu le voir à Ruffey-sur-Seille. À une autre échelle, c’est l’organisation du drainage qui se modifie, que ce soit par des changements de tracés plus ou moins importants ou par des évolutions plus radicales concernant le réseau de drainage : le passage supposé de la Blaine du bassin du Doubs à celui de la Saône en est l’illustration. Seuls les changements à cette échelle peuvent être perçus dans la plaine du Finage car nous n’avons pas pu observer de paléochenaux du Doubs qui nous auraient permis d’évoquer sans ambiguïté ses variations morphologiques.

221La comparaison entre les sites du Finage et la plaine de la Seille vise à dégager des logiques régionales dans l’histoire sédimentaire tardiglaciaire et holocène et dans les changements de dynamique hydrologique. Une étude sur les deux derniers siècles montre qu’il existe une bonne corrélation dans les périodes d’activité fluviale entre les différents cours d’eau de la Bresse jurassienne. Nous cherchons à voir si cette corrélation existe aussi à une autre échelle temporelle. Il faut rester prudent par rapport aux conclusions que nous serons amené à tirer. Les informations qui concernent la plaine du Doubs sont très parcellaires alors que le milieu de sédimentation est complexe, à l’échelle de ce vaste espace. Nos comparaisons, comme nos conclusions, cherchent à tirer le meilleur profit des données disponibles ; elles ne doivent donc en aucun cas être prises comme des résultats définitifs mais simplement comme un schéma qui permettra de guider les interventions à venir dans cette région. Pour ne pas alourdir le texte nous ne reviendrons pas sur ces limites à chaque synthèse.

3.2.1 Le Tardiglaciaire

222Nous prenons en compte uniquement le Dryas récent, période représentée à Choisey comme à Ruffey-sur-Seille et pour laquelle les calages chronologiques nous paraissent les plus fiables.

223Dans la plaine du Doubs, les dépôts attribuables au Dryas récent correspondent à au moins deux environnements de dépôt. A Gevry/Aérodrome (tranchée du Saumoduc), on observe des sables fins limoneux alors qu’à Choisey/Aux Champins on a des argiles lourdes légèrement sableuses. Les dépôts sableux dessinent un réseau de chenaux qui s’inscrivent au sein de la grave würmienne (fig. 25). D’après nos reconstitutions, ce réseau pourrait provenir du Doubs mais aussi de la Loue, la confluence entre ces deux cours d’eau serait alors décalée vers l’ouest par rapport à sa position actuelle. Ces dépôts chenalisés attribués au Dryas récent paraissent refléter les conditions d’écoulement. La situation ne semble pas fondamentalement différente à Ruffey-sur-Seille/À Daupharde, si l’on ne tient pas compte de l’absence de dépôts fins sur ce site.

224La base de la formation sablo-limoneuse de la tranchée du Saumoduc repose, sans l’entailler, sur un niveau hydromorphe, a priori assez proche du sous-ensemble 2b d’À Daupharde (fig. 24). Sur les deux sites, on n’observe pas de figures sédimentaires nettes, mais la coupe était très limitée à Gevry/Aérodrome. La décroissance granulométrique est visible, le passage au niveau mésolithique se faisant de façon diffuse. Les dépôts sont mis en place par des chenaux en tresse faiblement compétents et peu érosifs à Ruffey-sur-Seille, par des chenaux au style difficile à préciser dans le Finage mais de dynamique peu différente. Les sédiments fins que l’on trouve à Choisey/Aux Champins correspondent aux alluvionnements marginaux dans la plaine, plus loin de la bande active, mis en place par débordement.

225L’absence de dépôts fins à Ruffey-sur-Seille peut s’expliquer par le fait que les écoulements du Dryas récent étaient en grande partie chenalisés par les topographies issues de la transition entre le Pléniglaciaire et le Tardiglaciaire (cf. supra § 3.1.2). Ceci réduit les débordements en raison d’une limite topographique marquée, et par une position plus en amont dans le bassin-versant, dans une situation où le transit sédimentaire est plus important que le stockage. On ne retrouve pas de tels dépôts plus au nord en limite d’emprise ni plus au sud, mais là l’incision ultérieure n’a pas permis la conservation des corps sédimentaires anciens. On ne peut donc pas exclure que des dépôts plus fins aient été mis en place vers le versant de rive gauche. Dans le cas de la plaine du Doubs, les dimensions de cet espace et une situation très en aval favorisent un épandage conséquent des alluvions.

226Les secteurs de sédimentation apparaissent ainsi plus diversifiés. À Ruffey-sur-Seille, on a pu distinguer un chenal en tresse qui s’écoule dans un espace largement dominé par les graviers et galets mis en place lors du Würm, ce qui est un milieu plutôt hostile pour le développement du couvert végétal. L’ensemble constitué par le Doubs et la Loue occupe un espace plus étendu et s’étale plus largement qu’actuellement vers l’aérodrome de Dole-Tavaux. À mesure que l’on s’éloigne de ce secteur vers le N-O, on passe à des dépôts plus fins sur lesquels la végétation peut se développer.

227L’analyse malacologique nous permet de préciser la nature du couvert végétal sur le site de Choisey/Aux Champins. La base de la séquence tardiglaciaire est caractérisée par un spectre de milieu ouvert et sec puis on passe vers le sommet à un milieu toujours aussi ouvert mais nettement plus humide. Le couvert végétal n’est pas inexistant ici ; il doit être dominé par des herbacées. Cette bipartition n’a pu être mise en évidence à Ruffey-sur-Seille. La comparaison terme à terme est de toute façon malaisée car la nature des dépôts est différente.

228Le Dryas récent se présente dans les deux cas comme une période d’alluvionnement important avec une aggradation souvent supérieure au mètre. Au moins dans le cas de la Seille, des chenaux en tresse peu compétents semblent assurer le transport de la charge principalement constituée de sables limoneux. Une sédimentation plus fine a lieu dans la plaine du Finage à l’écart de la bande active du paléo-Doubs. Cette mise en place paraît bien se répondre d’une vallée à l’autre et, les différences d’échelle et de situation mises à part, refléter la dynamique hydrologique de la région. La faiblesse relative des écoulements semble donc se vérifier à l’échelle régionale ; la situation est assez différente de celle observée sur la basse Meuse (Kasse 1995). La terrasse du Dryas récent est ici 2 ou 3 m sous celle de l’Allerød, une phase d’érosion rapide caractérisant le début du Dryas récent dont nous ne retrouvons pas la trace. La période devient plus humide vers la fin, sans que cette augmentation de l’humidité soit particulièrement sensible dans les dépôts de chenaux de Ruffey-sur-Seille.

3.2.2 Le Préboréal et le Boréal : contexte des phases anciennes et moyennes du Mésolithique

229Les données du site d’À Daupharde nous montrent que la dynamique fluviale s’atténue tout au long de ces 2 000 ans, même si c’est de façon non linéaire. Ceci se traduit par le passage d’un cours d’eau instable, vraisemblablement à bras multiples, à un chenal plus sinueux, mieux défini, même si les écoulements sont encore peut-être répartis sur plusieurs branches. Nous ne disposons pas pour la plaine du Finage d’informations directes concernant le paléo-Doubs mais les données issues du site de Choisey ne paraissent pas en contradiction.

230Les données concernant les chenaux ne sont pas strictement comparables d’un espace à l’autre. À Ruffey-sur-Seille on observe au moins une branche du cours d’eau ; dans le Finage il ne s’agit que de bras de crue. Pour utiliser ces informations, il nous faut donc les replacer dans le cadre décrit par les dépôts de plaine.

3.2.2.1 Le Préboréal

231Les enregistrements pour le Préboréal présentent des différences non négligeables entre la plaine du Finage et celle de la Seille. Cependant, au-delà de ces différences, la tendance décrite sur les deux espaces reste globalement la même.

232À Ruffey-sur-Seille, le contexte sédimentaire ne varie pas significativement durant tout le Préboréal, ni d’ailleurs durant le Boréal. À Choisey, par contre, deux ensembles sédimentaires ont été distingués. En ce qui concerne la dynamique fluviale, bien que nous n’ayons qu’un éclairage indirect sur celle du Doubs, le parallélisme des évolutions n’a rien d’évident. Dans le premier cas, la Seille connaît plusieurs changements de tracés dans une logique de chenaux multiples, avec sans doute une reprise d’activité dans la seconde moitié du Préboréal. Pour le Doubs, on restitue indirectement une migration du cours d’eau.

233Il semble en fait qu’au-delà de ces divergences premières la logique soit la même ainsi que nous le verrons avec le Boréal. A Ruffey-sur-Seille, les apports sédimentaires sont plus limités. L’épaisseur des dépôts du Préboréal et du Boréal dépasse rarement 1 m, sur une surface difficile à évaluer mais nettement plus réduite que celle de la plaine du Finage. Dans ce second cas, l’épaisseur des seuls dépôts du Préboréal dépasse le mètre sur la coupe 3 de Choisey et l’extension des zones de sédimentation est plus vaste puisqu’on retrouve des dépôts de cet âge à Gevry/Aérodrome. Cette différence peut expliquer que l’évolution postsédimentaire n’ait pas suivi le même rythme. À Ruffey-sur-Seille, les apports sont suffisamment faibles pour que la pédogenèse affecte les dépôts alors qu’à Choisey elle est contrariée par un alluvionnement trop rapide. Un FLUVIOSOL commence à se développer à Ruffey-sur-Seille ; à Choisey les sédiments demeurent plus bruts. Les structures primaires sont en partie effacées dans le premier cas, pas dans le second.

234En ce qui concerne les modifications de tracé, il est plus difficile de prouver la corrélation entre les deux espaces. Nous pouvons juste souligner que si le Doubs se déplace, rien n’interdit que son style fluvial soit proche de celui de la Seille. Rien ne prouve la corrélation, mais rien ne la contredit non plus. De toute façon, c’est une instabilité latérale qui caractérise les deux rivières durant le Préboréal.

235Le croisement des données issues des dépôts de débordement à Choisey et celles des chenaux à Ruffey-sur-Seille apporte peut-être un élément supplémentaire de concordance. Dans la seconde moitié du Préboréal, il semble que les dépôts soient plus minéraux aux Champins. Dans le même intervalle de temps, il semble que l’instabilité latérale soit un peu plus marquée à A Daupharde. Le mauvais calage chronologique et le caractère assez ténu de ces données interdisent de les associer trop étroitement, mais la mise en parallèle devait être faite ; seules des études complémentaires sur de nouveaux sites permettraient d’aller plus loin.

236Malgré des nuances locales, la plaine du Finage suit une évolution somme toute assez proche de celle de la Seille. Les différences peuvent s’expliquer par la différence d’échelle des bassins-versants et par la différence de position au sein de ces bassins. La sédimentation est limitée sur le site d’À Daupharde en raison d’une logique de transit sédimentaire dominant (cf. supra § 3.1.2.5). La plaine du Finage se trouve très à l’aval dans le bassin du Doubs et correspond à un secteur de stockage sédimentaire dominant (zone III d’un système fluvial selon Schumm 1977). Le site est en position distale, ce qui implique une construction de la plaine dominée par les fines, suite aux débordements, ainsi que l’on peut l’observer sur la Meurthe et la Moselle (Carcaud et al. 1991). Les dimensions de ce bassin sont telles que la production sédimentaire est supérieure en valeur absolue à celle du petit bassin de la Seille. De plus, la complexité de ce vaste espace induit certainement une inertie plus grande du fait de l’importance des secteurs de stockage intermédiaire.

3.2.2.2 Le Boréal

237Cette période ne se distingue pas de la précédente à Ruffey-sur-Seille/À Daupharde ; en revanche, à Choisey/Aux Champins le contexte stratigraphique évolue à nouveau. Le paléosol boréal d’À Daupharde continue de se développer alors que la pédogenèse peut tout juste débuter aux Champins. Dans les deux cas il y a ralentissement de la sédimentation, même s’il n’est pas certain que la pédogenèse soit effective dès le Boréal à Choisey. L’évolution apparaît globalement parallèle entre les deux sites ; la seule divergence concerne les chenaux de crue observés dans la plaine du Finage. Ces derniers sont présents à Choisey/Aux Champins, mais aussi peut-être au Carrefour de Gevry. À Ruffey-sur-Seille en revanche, il n’y a pas d’indices d’un regain d’activité.

238Cette différence n’est là encore pas forcément significative car l’existence de chenaux de crue n’est pas obligatoirement le signe d’un renforcement de l’activité fluviale. Cependant, si cette opposition est réelle, elle trouve peut-être son origine dans les divergences notées pour le Préboréal. Le développement plus rapide d’un sol dans le fond de vallée de la Seille a contribué à fixer les terrains et à limiter l’instabilité latérale du cours d’eau grâce à des berges plus stables. Dans le cas du Finage, cette fixation est retardée par des apports sédimentaires plus importants. Lors du Boréal, la protection n’était sans doute pas équivalente pour les deux espaces, du moins au début de la période. Il était alors plus facile pour des chenaux de crue de diverger dans le cas du Doubs que dans celui de la Seille.

239La différence entre les deux sites nous semble ainsi révélatrice de la différence de situation au sein du bassin-versant et surtout des héritages du Préboréal. Dans cette hypothèse, le Boréal correspondrait à une stabilisation du milieu, marquée par l’évolution du style fluvial. Les chenaux sont mieux définis, globalement plus stables. Cette évolution traduit une divergence de rythme dans la diminution des débits liquides et des débits solides. La reconquête de la forêt fixe les sols et limite ainsi progressivement la fourniture de sédiments au système. La baisse des débits est dans un premier temps plus rapide, ce qui conduit à une aggradation des plaines (Starkel 1983). Les chenaux observés sur le site d’À Daupharde présentent un rapport largeur/profondeur encore important lors du Préboréal. Lors du Boréal, le couvert forestier est devenu plus important (Richard 1996), protégeant les sols alors que les débits liquides ne baissent pas suivant les mêmes proportions ; on aboutit ainsi à des écoulements qui vont devenir plus érosifs (Starkel 1983). Les conditions plus humides régnant sur l’Europe au début du Boréal (Guiot et al. 1993) vont même alors pouvoir renforcer cette incision. Le chenal 5 de Ruffey-sur-Seille est ainsi le premier aussi bien délimité sur le site. Son tracé comme son profil en travers marquent bien l’encaissement du cours d’eau.

240L’évolution est plus rapide à Ruffey-sur-Seille en raison de la taille du bassin-versant qui réagit plus rapidement aux modifications du début de l’Holocène. L’inertie du bassin du Doubs est plus grande et son évolution est plus lente. Cependant, la tendance est la même. La stabilisation du milieu croît depuis le Préboréal, même si la seconde moitié de cette chronozone marque une pause dans cette évolution. À partir de ce moment, l’impact des fluctuations climatiques passe au second plan. Ainsi, la détérioration du Boréal n’est-elle pas réellement perçue dans l’enregistrement sédimentaire, ou seulement de façon très atténuée.

3.2.3 De l’Atlantique au Subatlantique

241Les données pour le Finage sont très limitées pour toute la fin de l’Holocène. La stabilité prime à Choisey/Aux Champins, une grande partie de la rive droite du Doubs semble à l’écart de son influence. Il serait nécessaire de prospecter d’autres secteurs de cette plaine pour compléter notre connaissance de l’Holocène. Il paraît en effet improbable qu’aucun dépôt n’existe pour cette longue période.

242À la transition entre l’Atlantique et le Subboréal, on observe cependant une évolution parallèle entre la plaine de la Seille et celle du Doubs. Une activité fluviale intense caractérise cette période à Ruffey-sur-Seille, avec l’existence de chenaux de crue contemporains des occupations du Néolithique moyen bourguignon (NMB). Dans le même temps, du moins lors d’occupations du NMB, un cône alluvial s’édifie en rive droite du Doubs. Ce dernier est l’expression d’une crue particulièrement brutale dont les traces sont encore visibles dans la plaine (fig. 28). Dans les deux cas il s’agit d’événements de forte intensité mais de courte durée qui paraissent se produire de façon presque simultanée (avec la perception du temps qui est la nôtre).

243Cette phase d’activité est contemporaine de la péjoration climatique de Chalain (Magny 1992) qui marque l’histoire sédimentaire de plusieurs lacs jurassiens (dont ceux de Clairvaux et de Chalain). Une fois de plus, une crue ne constitue pas une période d’activité mais la concordance entre les deux régions et les données lacustres permettent de poser la question d’une phase plus dynamique, surtout caractérisée par de fortes crues plus que par des inondations fréquentes. C’est l’instabilité qui semble primer.

244On peut se demander pourquoi les systèmes fluviaux réagissent à cette dégradation alors que depuis le Boréal l’impact climatique paraît limité à l’échelle régionale. Il faut sans doute voir là une conséquence de l’anthropisation des milieux. La pression humaine se traduit par des défrichements, comme le montrent les malacofaunes de Ruffey-sur-Seille (cf. Limondin-Lozouet, annexe 2) ; elle a pu jouer un rôle de catalyseur lors de la dégradation climatique : le milieu était alors fragilisé, la protection jouée auparavant par le couvert végétal n’a pas été assurée.

245En revanche, l’intense activité fluviale observée au début du Subboréal dans le val d’Arlay ne trouve pas son équivalent dans le Finage. Il est alors permis de se demander quelle est la représentativité du site d’À Daupharde. L’hypothèse du renforcement des crues et de l’importance des défluviations en relation avec un effet de seuil de colmatage de la plaine de la Seille semble renforcée par l’absence de chenaux similaires pour le Doubs.

246La fin du Subboréal est marquée par un déplacement du cours de la Seille et par son incision. On ne retrouve pas d’indice d’un tel ajustement du Doubs à la même époque. Il faudrait cependant étudier plus en détail les sites protohistoriques et gallo-romains du Finage mis au jour ces dernières années avant de tirer des conclusions plus précises. L’incision de la Seille pourrait être contemporaine d’une des phases de refroidissement observées sur les lacs du Jura, phase de Pluvis ou du Bourget (Magny 1995). D’après nos observations sur la péjoration du Subatlantique qui trouve un écho sur les deux bassins (cf. supra), il peut paraître paradoxal que seul le bassin de la Seille réagisse à cette nouvelle dégradation. Peut-être ne s’agit-il que d’une discordance liée à nos données actuelles, les études futures devront trancher.

247Par la suite, les deux sites sont déconnectés du cours d’eau, les évolutions de la plaine ne se font plus qu’en fonction de sa mise en valeur. Sur la Seille, c’est son incision qui place le site hors du champ d’inondation habituel. Les apports sédimentaires sont donc quasi nuls. Sur le site d’Aux Champins, c’est la mise en valeur de l’espace qui est la cause de cette déconnexion. La RN 73 actuelle correspond à la voie romaine reliant Chalon-sur-Saône à Besançon, elle passe entre le Doubs et les sites de Choisey : cet axe forme en fait une digue qui isole les terrains situés à l’ouest de la route du champ d’inondation. Seuls les dépôts du début de la période historique interrompent la longue évolution pédologique du site de Choisey, mais il s’agit là d’un phénomène purement local, sans signification régionale.

3.2.4 Conclusion

248La comparaison des deux sites s’avère difficile en grande partie en raison de la différence d’enregistrement stratigraphique. Celui-ci est plus complet à Ruffey-sur-Seille qu’à Choisey et, à partir de l’Atlantique, nous ne pouvons plus mettre en relation les deux gisements. La fin du Tardiglaciaire et le début de l’Holocène se complètent : les particularités de chacun des sites trouvent ainsi, sous un éclairage nouveau, des interprétations inédites.

249Ces interprétations sont souvent délicates dans la mesure où la taille des bassins-versants et la position dans le bassin et dans la vallée diffèrent. La réponse des systèmes fluviaux aux variations du climat et du couvert végétal ne se fait ni au même rythme ni selon les mêmes modalités. Dans ces conditions, la plaine du Finage demeure largement sous-échantillonnée pour pouvoir aboutir à des résultats définitifs. Si pour la Seille nous disposons d’une série permettant de suivre assez finement les évolutions du milieu de la fin du Tardiglaciaire au début du Subatlantique, pour le Doubs l’information est beaucoup plus parcellaire même pour les périodes les mieux documentées. Ainsi, nous ne disposons que d’informations indirectes sur la rivière en elle-même. Compte tenu des dimensions de la plaine du Finage, il n’est pas toujours possible d’évaluer la représentativité de l’information disponible.

250Malgré ces difficultés et la question qui reste posée de la représentativité des données du Finage, le schéma qui se dégage nous semble intéressant. La transition Tardiglaciaire/Holocène en particulier a pu être affinée. L’absence d’hiatus sédimentaire et le caractère continu de la sédimentation sont des traits récurrents pour cette séquence. La rupture qui apparaît nettement sur le plan climatique ne se traduit pas par une discontinuité stratigraphique mais par une évolution graduelle. Le Préboréal et le Boréal apparaissent aussi comme une période d’ajustement des systèmes fluviaux après le refroidissement du Dryas récent. Le signal climatique est atténué dans la réponse des cours d’eau dès le Boréal. Le développement du couvert végétal joue à partir de ce moment le rôle de filtre pour suivre les fluctuations climatiques à travers les modifications morphologiques des chenaux ou à travers la sédimentation dans la plaine. Pour retrouver une sensibilité des fonds de vallée aux changements climatiques, il faut attendre que la pression anthropique soit devenue suffisamment forte.

251Une différence majeure de comportement entre les deux cours d’eau transparaît à travers cette étude : la mobilité du Doubs semble nettement supérieure à celle de la Seille. La plaine du Finage est ainsi en grande partie concernée par la dynamique tardiglaciaire et holocène du Doubs, soit directement par sa présence, soit indirectement par le recouvrement lors des crues ou par le passage d’un chenal de crue diffluent. Le val d’Arlay n’est que très marginalement concerné par la dynamique holocène de la Seille. Les zones de sédimentation n’ont pas la même échelle, ce qui crée des différences dans les ajustements du cours d’eau. Nous avons ainsi noté que la Seille ajuste sa pente par une incision ; le Doubs, lui, change de tracé.

252En fin de compte, la confrontation est riche d’enseignements. Beaucoup de questions restent posées, peu de réponses sont apportées de façon ferme et définitive, mais les interrogations se sont affinées et permettent d’orienter les recherches futures sur un secteur qui dispose d’un fort potentiel archéologique.

253Au terme de cette étude, nous pouvons dresser le tableau de l’évolution globale du colmatage des fonds de vallées, en replaçant ce dernier dans son contexte climatique (fig. 51). La figure 52 présente ainsi le cas de Ruffey-sur-Seille/À Daupharde, cas le plus complet. Des points d’interrogation persistent, en particulier pour le début du Tardiglaciaire, période pour laquelle l’absence de datations est une limite très nette pour pouvoir aller plus loin dans les interprétations. La fin du Subatlantique est également peu détaillée. L’incision du début de la chronozone nous fait perdre le fil de l’enregistrement stratigraphique. Le tableau IX nous permet de synthétiser les principales caractéristiques du milieu lors des différentes phases d’occupation du Mésolithique. Les tendances climatiques annoncées sont à considérer au sens très large ; elles présentent les tendances de la période et non les conditions climatiques régnant lors des installations.

FIG. 52
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Évolution de la morphologie fluviale et de la dynamique de construction de la plaine de la Seille depuis la fin du Würm. La largeur de la colonne aggradation reflète l’importance des dépôts sans que la proportionnalité entre les épisodes soit strictement respectée. Le rapport entre les parties texture et évolution rend compte de l’ampleur de la pédogenèse. Les tendances climatiques sont reprises des travaux de M. Magny, les limites chronologiques des chronozones sont celles de Beaulieu et al. 1994.

TABL IX
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Principales caractéristiques du contexte des niveaux mésolithiques.

Annexes

Annexe 1 Analyse malacologique du site de Choisey/Aux Champins

1 Échantillonnage

Aux Champins, l’échantillonnage malacologique a été réalisé en trois endroits (fig. 14, 53a). Sur la coupe 3, les prélèvements en colonne continue recoupent tous les dépôts sédimentaires depuis le niveau de graviers à la base jusqu’au niveau protohistorique (fig. 53b). Cette série vise la restitution de l’évolution environnementale durant le Tardiglaciaire et une bonne partie de l’Holocène en intégrant les phases contemporaines des occupations humaines. À l’autre extémité de la coupe 3, trois échantillons ont été pris dans le remplissage d’un chenal (fig. 53c), afin de caractériser le type d’écoulement. Enfin, un échantillon complémentaire provient du niveau du Mésolithique moyen (bande 0, carré E1), choisi pour sa richesse en restes coquilliers ; son contenu malacologique sera comparé à celui des niveaux correspondants de la coupe 3.

FIG. 53
Choisey/Aux Champins. Coupe 3. Localisation des profils échantillonnés pour l’analyse malacologique et du prélèvement 18.

2 Description des associations

Les données malacologiques (tabl. X) ont été traitées selon la méthode de J.-J. Puisségur (1976) : répartition en groupes écologiques, calculs de pourcentages et tracé de spectres malacologiques (fig. 54). La série d’échantillons de la coupe 3 a pu être divisée en trois malacozones. Elles sont nommées C pour Champins et numérotées de 1 à 3 de la base vers le sommet (fig. 54). L’espèce Cecilioides acicula, recensée dans plusieurs échantillons, vit sous terre ; sa coquille très effilée lui permet de s’enfoncer profondément dans le sédiment, en suivant les racines ou à la faveur des trous existants, à des profondeurs pouvant atteindre parfois plusieurs dizaines de centimètres (Puisségur 1976 ; Kerney et al. 1983). Par conséquent sa position dans les dépôts n’est jamais fiable et, si elle est notée sur le tableau des effectifs (tabl. X), elle a été exclue du calcul des pourcentages.

FIG. 54
Choisey/Aux Champins. Spectre des malacofaunes. L’espèce Cecilioides acicula est exclue des comptages.

TABL X
Choisey/Aux Champins : décompte des malacofaunes.

La zone C1 regroupe les trois premières associations (1, 2 et 3). Plusieurs espèces apparaissent caractéristiques de cette division. Pupilla muscorum, qui atteint dans ces faunes son développement maximum, est un taxon très résistant aux variations thermiques et fréquent durant les phases froides du Pléistocène (Puisségur 1976), qui habite les milieux ouverts et secs. Clausilia parvula présente également des effectifs élevés ; ce taxon plus mésophile est cependant lui aussi caractéristique des milieux assez secs. Abida secale est moins abondante, toutefois ce taxon xérophile disparaîtra assez vite dans la suite de la séquence aussi sa présence est-elle notable. Enfin, parmi les espèces bien développées se trouvent encore Trichia plebeia, Vallonia pulchella et les Limaces qui, bien qu’également indicatrices d’un milieu ouvert, colonisent généralement des habitats plus humides. L’ensemble de ces faunes indique un paysage très ouvert et relativement sec. Dans ces cortèges on note par ailleurs la présence de quelques individus appartenant à des espèces forestières ou semi-forestières. Leur occurrence est dans la plupart des cas représentée non par des spécimens entiers mais seulement par des débris de coquilles. Écologiquement, ils sont en contradiction avec le milieu très ouvert défini par les espèces dominantes. Il est très vraisemblable que leur présence soit due à des pollutions par bioturbation (racines, vers de terre, etc.).

La zone C2 rassemble les malacofaunes 4 à 7 qui sont marquées par une extension des taxons aquatiques. En parallèle on observe une nette augmentation de Succinea oblonga, taxon hygrophile qui peut survivre sous des conditions climatiques rudes. Dans le groupe des mollusques de milieu ouvert, Vallonia pulchella, qui a une préférence pour les milieux humides, se développe, alors que Clausilia parvula, plus à l’aise sur les terrains secs, régresse. Le paysage reste très ouvert mais le taux d’humidité est plus important. Comme dans la zone C1, quelques mollusques forestiers polluent les associations. Seuls ceux du prélèvement 7 sont peut-être en place et annoncent le changement de milieu qui se confirmera dans les faunes de la zone suivante.

La dernière zone, C3, concerne les échantillons 8 à 14. Dans cet ensemble les associations sont caractérisées par la montée progressive et régulière des groupes de mollusques forestiers et semi-forestiers. Les groupes d’espèces de zone ouverte et les mésophiles, c’est-à-dire capables de s’adapter à une grande variété d’habitats, restent importants. Le paysage peut être défini comme un milieu assez ouvert à proximité duquel la forêt se développe de plus en plus.

Les trois assemblages malacologiques pris dans les niveaux de comblement du chenal 1 (fig. 53c) montrent l’atterrissement progressif de ce dernier. Dès la première association, la fraction terrestre de la malacofaune représente environ 50 % de l’effectif total. Le phénomène de comblement est déjà bien amorcé. Par ailleurs l’espèce aquatique la plus abondante, Valvata piscinalis, indique un milieu d’eau claire mais peu courante, le bras d’eau apparaissant déjà peu dynamique à ce stade. Progressivement, les faunes aquatiques régressent et, au niveau de l’association 17, le milieu est comparable aux associations 12 et 13 de la coupe 3 ; la forêt est proche et l’influence du milieu aquatique très réduite.

L’assemblage 18 du carré E1 (fig. 54) est également très similaire aux associations 17 du chenal 1, et 12 et 13 de la coupe 3. Les mollusques forestiers sont diversifiés et trouvent un milieu propice à leur développement. Le couvert forestier reste cependant peu dense car nombre de taxons de milieu ouvert sont bien représentés.

3 Discussion et interprétation

Les associations des zones C1 et C2 proviennent de niveaux argileux supposés tardiglaciaires d’après leur position stratigraphique. Dans la Somme, qui est actuellement la zone de référence pour les malacofaunes tardiglaciaires du nord de la France (Limondin 1995), les associations de l’Allerød sont révélatrices de milieux ouverts avec des taxons dominants tels que P. muscorum et les Vallonia, qui sont invariablement accompagnés par un cortège de mollusques xérophiles. Au cours du Dryas récent, les malacofaunes s’enrichissent en espèces hygrophiles comme S. oblonga et Trichia hispida. En Bourgogne, pour cette période, des références malacologiques sont connues (Puisségur 1976) avec des malacofaunes typiques de paysages ouverts et secs : l’espèce Abida secale apparaît alors fréquemment dans ces séries, de même que Clausilia parvula. Une association similaire a également été recueillie à Verrières, dans la vallée de la Seine, et attribuée à la fin de cette même période (Limondin, Rousseau 1991a et b). Tous ces éléments plaident en faveur de la confirmation de l’attribution au Tardiglaciaire des deux niveaux argileux de Choisey. En revanche, il est difficile, en l’absence de corrélations plus nombreuses et surtout plus proches, de proposer une attribution très précise de ces niveaux au sein du Tardiglaciaire. Il est intéressant de signaler que diverses études récentes sur l’Europe du Nord-Ouest ont montré la probable existence de plusieurs phases au sein du Dryas récent, différenciées par des taux d’humidité plus ou moins importants (Lowe et al. 1994). Dans le Jura, les travaux sur la paléohydrologie des lacs mettent en évidence trois phases au cours du Dryas récent : la première est caractérisée par une chute brutale des températures et par des conditions humides, la seconde, marquée par un assèchement progressif, correspond au moment culminant de la détérioration climatique et la troisième se distingue par une remontée de l’humidité (Magny, Ruffaldi 1994 ; Magny 1995a et b).

Les associations de la phase C3, avec la présence de mollusques forestiers, appartiennent sans équivoque à l’Holocène. Entre les niveaux du Mésolithique ancien et du Mésolithique moyen le milieu forestier est en croissance continue ; la même évolution environnementale a été observée entre diverses occupations du Mésolithique ancien à récent à l’Abri des Gripons (Chaix 1991). La proximité de la forêt Aux Champins durant le Mésolithique moyen est confirmée par les malacofaunes du sommet du chenal 1 et du carré E1 dans lesquelles la fraction des mollusques thermophiles apparaît encore mieux développée.

La dernière association (14) de la coupe 3, qui correspond au niveau protohistorique, est encore trop semblable aux précédentes pour qu’une nouvelle malacozone soit distinguée. Un léger recul de la fraction forestière est amorcé mais cette observation reste trop ponctuelle pour permettre d’avancer l’hypothèse d’une variation environnementale marquée au cours de cette période.

4 Conclusion

Sur le site d’Aux Champins, la richesse fossilifère correcte des dépôts a permis un échantillonnage en colonne continue et les résultats présentent une bien meilleure fiabilité quant à la restitution des variations climatiques générales. Les associations malacologiques permettent de confirmer l’attribution au Tardiglaciaire des dépôts argileux surmontant la nappe de graviers basale et isolent deux phases dans cet ensemble. La première est une phase relativement sèche, la seconde est marquée par la nette humidification des conditions. Selon les données de référence disponibles, cette succession pourrait correspondre soit au passage Allerød-Dryas récent, soit à deux épisodes du Dryas récent. Actuellement, les données malacologiques régionales qui permettraient de pousser plus loin l’interprétation font défaut. Une comparaison avec des datations radiocarbone et/ou des informations issues d’autres disciplines environnementales autoriserait sans doute plus de précision. Le passage à l’Holocène est marqué par le développement de la fraction forestière des associations ; elle augmente régulièrement tout au long de la séquence. La forêt, encore moyennement développée sur le site même au moment du passage des populations du Mésolithique ancien, est beaucoup plus présente lorsque s’installent les chasseurs du Mésolithique moyen. Le recul du couvert végétal, observé sur le spectre de l’association correspondant au niveau protohistorique, est à interpréter avec précaution car le phénomène est ténu et l’information ponctuelle.

Annexe 2 Analyse malacologique du site de Ruffey-sur-Seille/À Daupharde

1 Échantillonnage

Sur le site d’À Daupharde, les premiers tamisages pour l’étude des malacofaunes ont fait apparaître des problèmes de conservation des coquilles. Aussi, les prélèvements ont été pris en divers points du gisement, soit en colonnes stratigraphiques, soit à l’horizontale sur certaines zones de fouilles où les coquilles apparaissaient abondantes lors du décapage (fig. 55). Cette stratégie s’est accompagnée d’une augmentation du volume des prélèvements (20, voire 30 l de sédiment au lieu des 10 habituels). Le bilan des échantillons fossilifères est présenté sur le tableau XI

FIG. 55
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Localisation des prélèvements malacologiques.

Prélèvement

Niveau

Chronologie

Localisation

MA

argileux brun-jaune

Mésolithique ancien

zone de fouille

MM

argileux rougeâtre

Mésolithique moyen

zone de fouille et de décapage

MR

argileux brun-jaune

Mésolithique récent

zone de fouille

Néo G

paléosol

Néolithique moyen I

profil tranchée géomorphologie

Néo 1

base du paléosol

Néolithique moyen I

Profil tranchée diagnostic

Néo 2

sommet du paléosol

Néolithique moyen I

BF 3

argileux brun-jaune

Bronze final IIIb

" "

Néo 5

base du paléosol

Néolithique moyen I

profil coupe ouest

Néo 6

sommet du paléosol

Néolithique moyen I

Int 7

argileux brun-jaune

intermédiaire Néo/BF

" "

BF 8

argileux brun-jaune

Bronze final IIIb

" "

Néo P

limite sup. du paléosol

Néolithique NMB

dans la couche

Néo S

limite sup. du paléosol

Néolithique NMB

en surface

EP 1

sable argileux jaune-brun

Épicampaniforme

profil tranchée centre ""

EP 2

argile brune

Épicampaniforme

SJ P

sable jaune

dans la couche

SJ S

sable jaune

en surface

BF 37 P

argileux brun

Bronze final IIIb

struct. 37

dans remplissage

BF 37 S

argileux brun

Bronze final IIIb

struct. 37

en surface

TABL. XI
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Inventaire des prélèvements malacologiques fossilifères.

La mauvaise conservation des coquilles dans la plupart des dépôts n’a pas permis de restituer de longues successions de malacofaunes, qui traduisent l’évolution progressive des paysages et des climats. Sur le site d’À Daupharde, l’information malacologique est dispersée et doit être considérée en termes d’instantanés environnementaux liés aux occupations humaines.

2 Description des associations

Dans la liste des faunes recueillies (tabl. XII), les échantillons sont présentés selon un ordre qui prend en compte la chronologie et leur situation dans l’espace.

La richesse des associations est variable, les données ont été traduites en termes de pourcentages après répartition des espèces en groupes écologiques selon la méthode de J.-J. Puisségur (1976) pour permettre la comparaison des associations. Cependant, il sera tenu compte des différences de développement des malacofaunes dans l’interprétation. Les spectres malacologiques tracés à partir du calcul des pourcentages sont ordonnés selon la chronologie afin de faciliter l’appréciation des variations dans le temps ; seule la coupe ouest, qui constitue un ensemble cohérent, est présentée à part (fig. 56).

FIG. 56
Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Spectre des malacofaunes.

Sur la série principale, cinq malacozones peuvent être distinguées ; elles sont nommées D pour Daupharde et numérotées de 1 à 5 de la base vers le sommet (fig. 56).

La malacozone D1 regroupe les trois premiers échantillons MA, MM et MR correspondant aux différentes phases d’occupations du Mésolithique. Les effectifs restent modestes malgré un échantillonnage doublé ou triplé et la représentativité de ces associations est donc moyenne. La caractéristique principale des malacofaunes de cette zone est le fort développement des groupes forestier et semi-forestier. La présence d’Ena montana est remarquable. Aujourd’hui cette espèce est fréquente surtout dans les forêts anciennes, de préférence en altitude, et on la trouve sans difficulté dans le massif du Jura (Kerney et al. 1983). Elle reste peu abondante sur le gisement mais réapparaît dans un niveau épicampaniforme (EP2) et dans la couche de sable jaune (SJ S). Les exemplaires du genre Macrogastra ne sont pas, dans la plupart des cas, assez bien conservés pour être déterminables au niveau spécifique, à l’exception du spécimen de l’échantillon EP2 qui appartient à l’espèce Macrogastra lineolata. Il s’agit aussi d’un genre typique des zones forestières de régions montagneuses (Kerney et al. 1983). Comme la précédente, sa présence est discrète mais elle se maintient jusque dans les niveaux du Bronze final. L’occurrence de ces deux taxons en plaine au cours du Mésolithique suppose donc l’existence du biotope qui leur convient en position topographique basse. La pression anthropique qui se développe durant l’Holocène en détruisant certaines niches écologiques provoque le recul de nombreux taxons vers des zones refuges montagneuses moins accessibles à l’Homme. Par ailleurs, les mollusques mésophiles sont bien représentés. Enfin le cortège des hygrophiles, qui apprécient les milieux forestiers où l’humidité reste constante toute l’année, est bien représenté dans les trois associations. À l’inverse, les proportions d’espèces de terrain découvert, qui développent généralement des colonies très populeuses, restent très modestes. Le milieu défini par les malacofaunes est un sol de forêt claire.

La malacozone D2 comprend les échantillons provenant du paléosol atlantique : Néo 1, Néo 2 et Néo G. Les éléments archéologiques recueillis dans ce niveau sont attribués au Néolithique moyen I. Les effectifs sont en nette progression par rapport aux couches mésolithiques. Les associations de cette zone sont marquées par la forte extension des mollusques de terrain découvert. Celle-ci se fait surtout au détriment des groupes forestiers et, dans une moindre mesure, de celui des mésophiles. Les hygrophiles, très liés au domaine forestier, sont également en régression. Parmi le groupe dominant, c’est l’espèce Vallonia excentrica, taxon de zone ouverte assez sèche, qui apparaît abondante (tabl. XII). Le milieu forestier est encore présent à proximité mais il est en régression par rapport à la phase mésolithique ; ceci est probablement à mettre en relation avec l’impact anthropique (défrichement et/ou extension de l’habitat).

TABL. XII
Ruffey-sur-Seille/ À Daupharde : répartition des malacofaunes.

La malacozone D3 concerne les deux prélèvements (Néo P et Néo S) provenant d’un niveau néolithique plus récent (NMB), situé au sommet du paléosol atlantique. Les effectifs sont abondants. Le phénomène observé en D2 s’accentue, les espèces de milieu ouvert sont de plus en plus dominantes et se diversifient, les mollusques forestiers ont du mal à survivre et les hygrophiles ont quasiment disparu. Le milieu est maintenant franchement ouvert, seuls subsistent de rares buissons et taillis où peuvent encore s’abriter quelques espèces fragiles. L’impact humain sur l’environnement devient plus marqué.

La malacozone D4 intéresse les deux prélèvements provenant de niveaux datés de l’Épicampaniforme : EP 1 et EP 2. Les effectifs sont corrects. On observe un développement plus marqué des taxons forestiers, parmi lesquels il faut souligner la présence d’Ena montana et de Macrogastra lineolata, déjà signalées dans les niveaux du Mésolithique. Le milieu est majoritairement ouvert, mais la présence des forestiers indique une certaine colonisation par la végétation arborée.

Dans la dernière malacozone, D5, sont regroupés les prélèvements provenant de la couche de sable jaune (SJ P et SJ S) et des niveaux du Bronze final IIIb (BF 3, S 37 P et S 37 S). Les effectifs sont abondants. Par rapport aux associations de la zone précédente, les malacofaunes de D5 présentent une légère baisse des espèces strictement forestières. Les mollusques de zone ouverte ont tendance à se diversifier davantage et restent l’élément dominant des associations. Ponctuellement (SJ P et BF 3), la proportion de mollusques aquatiques augmente. Ceci est probablement imputable à des inondations passagères et apparaît peu surprenant dans ce paysage sillonné par de nombreux chenaux à toutes les périodes. Le milieu est très ouvert, avec une végétation clairsemée de type taillis et buissons abritant de faibles colonies d’espèces forestières. On retrouve ici les mêmes caractéristiques environnementales que dans les associations de la malacozone D3.

La série de prélèvements de la coupe ouest a livré des malacofaunes assez pauvres. Cependant leur composition est diversifiée, ce qui plaide en faveur de la représentativité des échantillons. La succession des spectres (fig. 56) montre clairement l’ouverture progressive du paysage depuis les niveaux du Néolithique vers la couche protohistorique. Les associations apparaissent, au cours du Néolithique, plus riches en mollusques forestiers que ne le sont les assemblages contemporains de la série principale ; cependant, cette observation peut résulter d’un « effet de pourcentage ». Le fait à retenir est surtout l’évolution des associations qui perdent beaucoup de leur composante forestière au profit des espèces de terrain découvert. Cette série illustre très bien l’impact croissant de l’Homme sur son milieu.

3 Discussion et interprétation

Les datations par le radiocarbone effectuées sur du matériel associé aux niveaux mésolithiques (cf. supra Oberlin, § 2.1.2.2) attribuent ces occupations aux chronozones du Préboréal, du Boréal et de l’Atlantique.

Aucune variation environnementale n’est enregistrée par les malacofaunes sur le site d’À Daupharde entre les différents niveaux du Mésolithique. Le milieu de forêt claire défini par les malacofaunes est en accord avec ce qui est connu des références malacologiques du Boréal dans d’autres régions françaises comme la Bourgogne (Puisségur 1976), la vallée de la Seine (Limondin, Rousseau 1991a et b) et la vallée de la Somme (Limondin 1995). Partout les malacofaunes de cette période sont caractérisées par l’arrivée et le développement des taxons forestiers. Dans la région, les niveaux mésolithiques de l’abri de Chataillon dans le Doubs, attribués à la deuxième moitié du Boréal, livrent également des malacofaunes de forêt peu dense, définie par Chaix (Pétrequin et al. 1983) selon le code de J.-J. Puisségur (1976) comme une forêt avec à proximité un terrain découvert. Parmi les espèces considérées comme des « fossiles directeurs » L. Chaix (1986 ; 1988) mentionne particulièrement Discus ruderatus, typique du début de l’Holocène, remplacé par son congénère Discus rotundatus à partir du Subboréal dans la zone alpine. Dans les associations d’À Daupharde, dès les phases les plus anciennes, c’est Discus rotundatus qui est présent. Sans doute la position du site en fond de vallée joue-t-elle un rôle important pour la distribution de D. ruderatus, espèce montagnarde, au demeurant jamais très abondante contrairement à son congénère D. rotundatus. Toutefois on peut ajouter que cette absence de D. ruderatus n’est pas exceptionnelle. Ainsi, dans les niveaux mésolithiques de l’abri de Chataillon, seul D. rotundatus est représenté (Chaix 1983).

De plus, l’étude des malacofaunes de l’abri des Gripons dans le Jura suisse (Chaix 1991) fait ressortir que la valeur d’indice chronologique de D. ruderatus est discutable et demande à être plus largement documentée car son occurrence varie selon les gisements depuis le milieu du Boréal jusqu’à l’Atlantique.

Les zones D2 et D3 sont attribuables à l’Atlantique par les niveaux archéologiques du Néolithique auxquels sont associées des datations radiocarbone. Sur le gisement, ces malacozones indiquent un environnement plus ouvert. Ailleurs en France, les malacofaunes terrestres de l’Atlantique restent mal connues car cette période est souvent représentée dans les vallées par des comblements de chenaux contenant des associations essentiellement aquatiques (Puisségur 1976 ; Limondin, Rousseau 1991a et b). Dans la région, sur le site des Gripons (Chaix 1991), les associations malacologiques de la phase de l’Atlantique indiquent un milieu nettement plus forestier que durant le Boréal, contrairement à ce que l’on peut observer dans les séries d’À Daupharde. En revanche, des déforestations sont mises en évidence par les malacofaunes des niveaux du Néolithique moyen sur le site de Chataillon (Chaix 1983). Le recul du milieu forestier observé sur le site d’À Daupharde est très probablement à mettre lui aussi en relation avec les aménagements humains.

Les niveaux archéologiques (Épicampaniforme et Bronze final) des deux dernières malacozones, D4 et D5, suggèrent une attribution au Subboréal confirmée par les datations absolues pour D5. Dans les niveaux de l’Épicampaniforme, les associations malacologiques sont un peu plus riches en espèces forestières, mais il est difficile d’apprécier si cette information très ponctuelle est extensible à la totalité du site. Les malacofaunes suivantes indiquent un paysage de plus en plus ouvert. Les échantillons de la coupe ouest sont très représentatifs de l’ouverture croissante du milieu depuis le Néolithique jusqu’au Bronze final. Bien que révélatrices d’un contexte plus humide, les données malacologiques du paléovallon de Bavois-en-Raillon, en Suisse, montrent également la baisse régulière des espèces forestières à partir du Campaniforme et du Bronze ancien (Chaix 1984).

4 Conclusion

L’échantillonnage très dispersé du site d’À Daupharde, imposé par des conditions de conservation médiocres, aboutit à l’établissement d’une succession d’instantanés environnementaux directement reliés aux occupations humaines. Ainsi, les populations du Mésolithique évoluent dans un milieu de forêt claire. Dès le début de l’occupation néolithique, l’impact de l’Homme sur le milieu se fait sentir par le développement des taxons de terrain découvert. Rapidement, les espèces forestières régressent et le paysage s’ouvre de plus en plus. Cette pression anthropique se maintient jusqu’au sommet de la séquence dans les niveaux du Bronze final. Ponctuellement, les malacofaunes rendent compte de petites variations : ainsi la proportion d’espèces forestières dans le paléosol atlantique est plus importante au niveau de la coupe ouest ; de même, un léger regain de ce groupe apparaît dans les associations des niveaux de l’Épicampaniforme. Cependant, il reste difficile d’attribuer une valeur générale à ces changements ténus qui traduisent plus probablement des variations latérales du paysage. L’information à retenir reste la tendance générale enregistrée par les malacofaunes qui différencie clairement la part de l’impact anthropique, négligeable durant le Mésolithique, puis de plus en plus marqué à partir de la sédentarisation des populations.

Table des illustrations

Légende FIG. 30 Choisey/Aux Champins. Évolution du rapport entre la part des sables et la part des sables et limons dans les dépôts de débordement en fonction de la profondeur.
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Légende FIG. 31 La plaine du Finage. Les chenaux de crue et les changements de tracé de la Blaine et du Doubs lors du Préboréal et du Boréal.
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Légende FIG. 32 Expression relative des principaux caractères micromorphologiques observés à Choisey/Aux Champins. Sur la coupe étudiée à Choisey, le faible taux de sédimentation enregistré de l’Atlantique au Subboréal n’a pas permis d’isoler clairement plusieurs paléosols. Néanmoins, les dépôts contenant les vestiges du Mésolithique moyen (ensemble 6) apparaissent modérément affectés par la pédogenèse comparativement au paléosol boréal de Ruffey-sur-Seille (décarbonatation incomplète, brunification et illuviation modérées). Le sol contenant les vestiges du Bronze final apparaît plus évolué (décarbonatation et brunification partielles, revêtements nombreux). Comme à Ruffey-sur-Seille, l’abondance des microcharbons à partir de cet ensemble plaide pour des incendies en relation probable avec l’anthropisation du milieu. Couleur de la matrice bgj : brun-gris / gris-jaune jbj : jaune / brun-jaune bj : brun-jaune brn : brun-rouge / brun-noir Fg : fraction grossière A/µ : rapport argile sr micrite Constituants organiques lom : déjection sparitique de lombric gas : coquille de gasteropode µch : microcharbons Traits pédologiques arg : argilane car : revêtements et nodules carbonatés oxy : imprégnations ferro-manganiques pap : papule
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Légende FIG. 33 Choisey/Aux Champins. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 8. a cliché en lumière polarisée non analysée, grossissement x100, barre = 100 µm ; b schéma interprétatif du cliché. À Choisey, l’évolution pédologique de l’ensemble 8 est suffisamment avancée pour entraîner la décarbonatation quasi complète de la matrice. Quelques grains calcaires subsistent encore dans le squelette. L’abondance des charbons dans la fraction fine (particules noires) témoigne d’incendies en relation probable avec l’exploitation agricole du sol.
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Légende FIG. 34 La plaine du Finage. L’évolution lors du Subatlantique. Les flèches indiquent les axes d’écoulement supposés.
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Légende FIG. 35 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution à la fin du Pléniwürm. Incision de la nappe basale de graviers.
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Légende FIG. 36 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution durant l’Allerød. Colmatage de dépressions marginales et évolution pédologique, hydromorphie très marquée.
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Légende FIG. 37 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution durant le Dryas récent. Reprise de l’alluvionnement.
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Légende FIG. 38 Expression relative des principaux caractères micromorphologiques observés à Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. La représentation variable des constituants et des traits pédologiques ou sédimentaires des dépôts de Ruffey-sur-Seille reflète les conditions de sédimentation et d’évolution postsédimentaire propres à chaque ensemble. Parmi les principaux critères de différenciation des ensembles 5 et 10, on note : – pour le premier, l’importance de la décarbonatation (peu de micrite, pas de coquilles de gastéropodes), de la brunification (nombreuses unités brun-rouge à brunâtres) et des illuviations argilo-limoneuses (revêtements épais et nombreux). Ces caractères illustrent le développement d’un FLUVIOSOL brunifié, corrélatif à la stabilisation du milieu et au développement du couvert végétal ; – pour le second, une décarbonatation moindre (plus de micrite, conservation des coquilles de gastéropodes), une brunification à peine amorcée (peu d’unités brun-rouge) et des illuviations également moins importantes (moins de revêtements). L’évolution pédologique apparaît ainsi modérée, associée à une végétation plus clairsemée. Des phases d’alluvionnement et/ou la mise en culture du terrain ont pu rajeunir le sol et expliqueraient cette évolution pédologique modérée. L’abondance des microcharbons dans cet ensemble plaide pour des incendies en relation possible avec l’exploitation du milieu par l’homme.
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Légende FIG. 39 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 5a. a cliché en lumière polarisée analysée, grossissement x25, barre = 400 µm ; b schéma interprétatif du cliché. En lame mince, la pédogenèse avancée de l’ensemble 5a se traduit par une décarbonatation et une brunification importantes du sédiment. Le squelette minéral n’est plus constitué que par des grains siliceux (quartz, feldspaths, granité ; en blanc) et la matrice par des argiles brun-jaune décarbonatées (en gris clair).
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Légende FIG. 40 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Localisation des projections verticales du matériel mésolithique.
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Légende FIG. 41 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Projection verticale du matériel des occupations des niveaux R4 et R2.
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Légende FIG. 42 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution du Préboréal au Boréal. Développement progressif du paléosol boréal et modifications morphologiques des paléochenaux.
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Légende FIG. 43 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Plan de répartition des structures néolithiques et protohistoriques.
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Légende FIG. 44 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Projection verticale du matériel des occupations des niveaux R4 et R1.
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Légende FIG. 45 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 10. a cliché en lumière polarisée non analysée, grossissement x25, barre = 400 µm ; b schéma interprétatif du cliché. Le sol de l’ensemble 10 apparaît moins évolué que le paléosol boréal. La décarbonatation est incomplète et des éléments calcaires subsistent à la fois dans le squelette et dans la matrice. Des perturbations, probablement liées à l’anthropisation, se traduisent par l’intégration dans le sol de fragments charbonneux et d’agrégats argilohumiques remaniés d’horizons superficiels.
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Légende FIG. 46 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution durant l’Atlantique.
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Légende FIG. 47 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Caractéristiques micromorphologiques de l’ensemble 15. a cliché en lumière polarisée analysée, grossissement x25, barre = 400 µm ; b schéma interprétatif du cliché. À Ruffey comme à Choisey les limons d’inondation déposés pendant les périodes de crues ont permis l’enfouissement et la conservation des différents paléosols reconnus sur ces sites. Peu affectés par la pédogenèse dans leur partie inférieure, ils se caractérisent par leur forte teneur en particules carbonatées. Dans les dépôts d’inondation de l’ensemble 15, les premiers stades de la pédogenèse sont soulignés par la présence de chenaux racinaires et de déjections sparitiques de lombrics.
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Légende FIG. 48 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Relation entre l’épaisseur des dépôts mis en place depuis la fin du développement du paléosol atlantique et l’éloignement par rapport à l’origine de la coupe est (soit approximativement par rapport à la Seille).
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Légende FIG. 49 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Position supposée du niveau de sol durant le Bronze final par rapport au sommet du paléosol atlantique et à l’horizon cultural actuel.
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Légende FIG. 50 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Coupe schématique. De bas en haut, l’évolution depuis le Subboréal.
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Légende FIG. 51 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Schéma de la dynamique du colmatage de la plaine de la Seille sur le site d’À Daupharde. La tendance présentée pour le Subatlantique provient d’observations de coupes en berges et des décapages réalisés lors des travaux de l’A 39.
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Légende FIG. 52 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Évolution de la morphologie fluviale et de la dynamique de construction de la plaine de la Seille depuis la fin du Würm. La largeur de la colonne aggradation reflète l’importance des dépôts sans que la proportionnalité entre les épisodes soit strictement respectée. Le rapport entre les parties texture et évolution rend compte de l’ampleur de la pédogenèse. Les tendances climatiques sont reprises des travaux de M. Magny, les limites chronologiques des chronozones sont celles de Beaulieu et al. 1994.
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Légende TABL IX Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Principales caractéristiques du contexte des niveaux mésolithiques.
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Légende FIG. 53 Choisey/Aux Champins. Coupe 3. Localisation des profils échantillonnés pour l’analyse malacologique et du prélèvement 18.
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Légende FIG. 54 Choisey/Aux Champins. Spectre des malacofaunes. L’espèce Cecilioides acicula est exclue des comptages.
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Légende TABL X Choisey/Aux Champins : décompte des malacofaunes.
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Légende FIG. 55 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Localisation des prélèvements malacologiques.
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Légende FIG. 56 Ruffey-sur-Seille/À Daupharde. Spectre des malacofaunes.
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Légende TABL. XII Ruffey-sur-Seille/ À Daupharde : répartition des malacofaunes.
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© Éditions de la Maison des sciences de l’homme, 2002

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