1Le tracé de l’autoroute A5, parallèle à l’Yonne de Montereau à Sens, oblique ensuite vers l’est sur le bassin versant de la Vanne, puis dans la vallée de la Vanne en direction de la plaine de Troyes, après avoir traversé le plateau du pays d’Othe (fig. 87). Petit affluent de l’Yonne séparant le plateau du Sénonnais au nord et le pays d’Othe au sud, la Vanne prend sa source à 148 m ngf sur le flanc de la cuesta dominant la plaine de Troyes et rejoint, après un parcours d’une cinquantaine de kilomètres, l’Yonne à Sens, à 66 m ngf d’altitude. La vallée de la Vanne constitue donc un lien naturel entre la vallée de la Seine près de Troyes à l’est et la vallée de l’Yonne, cours principal du bassin de la Seine, à l’ouest. Les deux cours principaux se rejoignent à 35 km environ au N‑O de Sens à la hauteur de Montereau, à proximité, rappelons‑le, du site magdalénien de Marolles –sur‑Seine/Le Grand Canton.

1.1 Le contexte géologique et géographique de la région

1.1.1 Contexte géomorphologique du bassin amont de la Vanne

2La vallée de la Vanne constitue une gouttière d’écoulement pour tous les drains d’axe nord‑sud qui recoupent le plateau sénonais au nord et le plateau de la forêt d’Othe au sud. Les principaux écoulements se font sur son versant sud à partir du plateau de la forêt d’Othe qui culmine à 303 m d’altitude au‑dessus de la plaine de Troyes à l’est et de la Champagne humide au sud (Krier 1985).

3Le cours amont de la Vanne entre Lailly et Fontvannes recoupe trois unités du substratum géologique.

4La première, entre Lailly et Vulaines, est installée sur les assises crayeuses du Santonien. Le tracé de l’autoroute recoupe cette unité sur 9,5 km, correspondant au bassin versant nord de la Vanne drainée par l’Alain et au piémont du rebord du plateau sénonais entaillé par des vallons secs à profil dissymétrique. Le Santonien (C4‑6 d, e, f) est constitué de craie blanche, compacte, parfois noduleusc. Elle contient des silex gris‑brun ou gris‑blond de plus en plus abondants vers la base (Bouiller et al. 1971 ; 1973a ; Monciardini, Pomerol 1981 ; Pomerol 1985).

5La deuxième unité correspond à une auréole du Crétacé supérieur du Bassin parisien où affleurent les craies du Coniacien. Le tronçon autoroutier la recoupe sur 21 km de long, de Vulaines à la vallée du Bétrot, à Estissac, correspondant aux versants nord de la vallée de la Vanne et au piémont du plateau sénonais toujours entaillé par des vallons secs à profil dissymétrique, sa limite sud n’étant autre que la vallée de la Vanne. Sous le Santonien, les assises crayeuses du Coniacien à Micraster decipiens (C4) sont constituées d’une craie blanche à silex noirs, branchus ou aplatis, les rognons de silex de grande taille étant surtout abondants à la base.

6La troisième unité géologique est installée sur les craies du Turonien supérieur. Le tracé la recoupe sur 6 km, s’étendant de la vallée du Bétrot à l’ouest, sur le versant nord de la Vanne, jusqu’au sommet de la cuesta du plateau de la forêt d’Othe dominant la plaine de Troyes sur le versant sud de la vallée. Le tracé autoroutier franchit la Vanne sur la commune de Fontvannes. Elle correspond à l’intersection entre l’extrémité est du plateau sénonais, le nord du plateau de la forêt d’Othe et la plaine de Troyes. Légèrement avant la vallée du Bétrot, apparaissent les assises crayeuses du Turonien supérieur à Micraster leskei (C3c). Elles plongent régulièrement vers le N‑O selon un pendage moyen de 12 pour mille (Monciardini, Pomerol 1981). Le Turonien supérieur correspond à une craie blanche argileuse à silex branchus en bancs et à silex noirs dispersés. Au flanc de la cuesta du plateau de la forêt d’Othe, le Turonien supérieur est en contact avec le Cénomanien (Cl‑2) dans la plaine de Troyes. La craie du Cénomanien présente de petits nodules de silex peu abondants et des chailles blanches.

7Des dépôts du Tertiaire (Éocène inférieur : Cuisien et Sparnacien) recouvrent sur la partie supérieure du plateau sénonais le substratum crayeux du Santonien et du Coniacien. Les formations du Tertiaire se subdivisent en formations argileuses et argilo‑sableuses partiellement remaniées (RIII) et en formations résiduelles à silex, argiles, sables et silex abondants (Rs).

1.1.2 La vallée de la Vanne

8Le bassin versant de la Vanne est notamment composé de l’Alain –principal affluent sur son versant nord–, et de vallons secs descendant du plateau sénonais. Ces derniers recoupent les glacis alluviaux installés le long des vallées de la Vanne et de l’Alain, et en particulier celui que forme leur confluence. Vers le sud, au niveau de cette confluence, la vallée de la Vanne fait un coude important qui a permis la conservation de plusieurs nappes alluviales.

9À ce niveau, la vallée actuelle de la Vanne est large d’un peu plus d’1 km. Elle présente en rive gauche un versant sud abrupt et en rive droite un versant nord en pente douce sur lequel s’étagent plusieurs nappes alluviales notées Fv‑w, Fx‑y, Fz sur la carte géologique de Sens du BRGM (Bouiller et al. 1971) sous forme de glacis. Un escarpement entaille ce glacis bordant la vallée actuelle, de 117 m ngf à 112,5 m ngf, entre Vulaines et Molinons (Deloze et al. 1994 : 235, fig. 268).

10Les coupes relevées sur le tracé de l’autoroute dans la vallée de la Vanne (Deloze et al. 1994) au niveau de Bagneaux permettent d’identifier au moins trois nappes alluviales.

11La nappe la plus ancienne, constituée d’un cailloutis de rognons de silex grossiers à matrice sableuse très altérée, repose sur un fond rocheux (bed‑rock) creusé dans la craie à 117 m ngf d’altitude, soit 20 m au‑dessus du bed‑rock actuel de la Vanne. Cette nappe est surmontée d’un ensemble carbonaté, très géliflué à galets friables noté Fv‑w (Bouiller et al. 1971). Elle est recouverte par les formations limoneuses lœssiques contenant le matériel du Paléolithique moyen de la Vanne : cette nappe appartiendrait alors au cycle du Saalien.

12La deuxième nappe repose sur un bed‑rock situé autour de 109 m ngf d’altitude (soit à 12 m au‑dessus du bed‑rock actuel de la Vanne). Contre la paroi crayeuse, cette nappe présente des dépôts grossiers et peu roulés de fragments de craie mêlés de limon crayeux (head) passant latéralement à des formations alluviales de sables et graviers épais de 4 à 5 m. Cette nappe, cartographiée en Fy (Bouiller et al. 1971), appartiendrait au cycle du Weichsélien (fig. 88).

13Un dernier ensemble alluvial comble le fond actuel de la vallée de la Vanne. L’entaille la plus profonde sur laquelle repose cette nappe atteint 97 m ngf. Les relevés stratigraphiques (fig. 89) réalisés lors de la mise en place du siphon de l’aqueduc de la Vanne, un peu plus en aval de Lailly à Chigy (Belgrand 1883), montrent que le bed‑rock est plus profondément creusé contre le versant de la rive nord. Les dépôts alluviaux diminuent très nettement en remontant en amont mais la stratigraphie reste identique. La nappe de fond est constituée d’une grave fine crayeuse recouverte d’un cailloutis et d’un limon fin crayeux. Par‑dessus, la presque totalité de la surface de la vallée est recouverte de dépôts organiques graveleux à leur base, puis tourbeux et limoneux à leur sommet sur environ 1,5 m d’épaisseur, notés Fz (Bouiller et al. 1971). Les différentes dates ¹⁴C, réalisées par M. Fontugne du Centre des faibles radioactivités de Gif‑sur‑Yvette sur les échantillons tourbeux prélevés sur les colonnes sédimentaires carottées par les géologues des équipes archéologiques (V. Krier et J.‑F. Pastre), montrent une mise en place de ces tourbes échelonnée sur l’ensemble du Post‑Glaciaire :
– Vanne‑VA Cl (Gif‑9253) : 5740 ± 70 ans BP (non cal.) Atlantique récent ;
– Vanne‑VA C3 (Gif‑9254) : 7460 ± 70 ans BP (non cal.) Atlantique ancien ;
– Bétrot‑BET S3 (Gif‑9130) : 9370 ± 80 ans BP (non cal.) Préboréal/Boréal.

14Il est donc possible de proposer une date de mise en place de la nappe de fond de la Vanne au cours du Tardiglaciaire.

15Les versants nord de la Vanne et ceux de l’Alain entre Lailly et Fontvannes sont parcourus de vallons secs dont la partie amont entaille le bord du plateau sénonais et la partie aval le pied de ce plateau constitué d’un glacis large de 1,5 à 0,5 km et de 3 % de pente sur lequel repose une partie des nappes alluviales de la Vanne. Ces vallons font 5 km de long en moyenne. Ils peuvent présenter un réseau simple ou complexe. Leur profil est dissymétrique quand l’un des versants fait face au secteur ouest. Ce versant est alors abrupt, face au versant opposé à pente douce. Les versants doux ont une pente comprise entre 4 et 7 %. Les vallées dissymétriques du Santonien ont néanmoins des versants doux de pente plus forte ; en effet, le pendage peut atteindre 10 %.

16La partie du bassin de la Vanne comprise entre Lailly et Bagneaux présente une homogénéité lithostratigraphique pour les dépôts des versants doux des vallons dissymétriques et leur interfluve (fig. 90). Il est possible de définir une séquence lithostratigraphique de type « sénonais » (Deloze et al. 1994). À la base, le toit du substratum crayeux présente, sur les interfluves, des cavités karstiques plus ou moins importantes, et sur les versants doux, des épaulements et des dépressions, correspondant les uns à des surcreusements, les autres à des dissolutions karstiques. La surface de ce toit crayeux est recouverte d’une nappe de cailloutis de silex et de sable très altéré de couleur brun‑rouge et d’épaisseur très variable (5 m maximum). À l’interface entre la base de ce cailloutis et le toit de craie, s’est développé un horizon d’altération argileux brun foncé.

17Par‑dessus ce cailloutis, s’est installé un dépôt limono‑sableux à horizon argilique brun‑rouge d’1 à 2 m d’épaisseur et entrecoupé de deux à trois lits de graviers de silex très altérés. Quelques pièces du Paléolithique moyen ont été trouvées dans la partie supérieure de cet ensemble. Recouvrant l’ensemble, se sont mis en place des dépôts limoneux lœssiques présentant, par endroit à leur base, un limon jaune‑rouge à taches grises assimilé à un remaniement de l’horizon argilique Bt du sol Êemien, qui contient des niveaux d’occupation du Paléolithique moyen –pour certains de type Micoquien. Au‑dessus, ils présentent un horizon limoneux grisâtre parsemé de petits graviers d’environ 0,5 m d’épaisseur dans lequel sont interstratifiés, presque partout, des niveaux d’occupation du Paléolithique moyen–Moustérien. Cet horizon gris a été rattaché au Weichsélien ancien. L’ensemble est recouvert d’un limon jaune décarbonaté d’1 à 2 m d’épaisseur, entrecoupé par endroit d’un ou deux petits cailloutis de silex. Ce limon renferme des occupations du Paléolithique moyen‑Moustérien et est rattaché au Pléniglaciaire inférieur et moyen du Weichsélien.

18Le profil se termine par un horizon prismatique sur limon brun, de 40 à 50 cm d’épaisseur, correspondant à l’altération Holocène. Dans la partie supérieure de ce limon, 10 cm sous l’horizon argilique et à 50 cm de la surface du sol, a été trouvée une industrie du Paléolithique supérieur dont l’attribution culturelle (cf. infra chap. 2) pourrait être de l’Aurignacien. Ainsi, la partie supérieure de ces limons pourrait appartenir à la fin du stade isotopique 3. La surface d’érosion séparant l’horizon humifère de labour du reste de cette séquence limoneuse lœssique pourrait correspondre au glacis d’érosion du niveau de Kesselt. Dans ces conditions, la forme des interfluves et des versants doux des vallons dissymétriques aurait été essentiellement modelée dès la fin du Pléniglaciaire moyen.

19En revanche, la présence d’une entaille au pied de ces versants en bordure de la vallée de l’Alain et de la Vanne, empâtée par des dépôts limoneux crayeux relayés par les dépôts alluviaux de fond de vallée, montre qu’il y a eu un enfoncement des talwegs au cours du Pléniglaciaire supérieur et du Tardiglaciaire qui n’a pas été accompagné d’un remaniement complet du profil des versants, correspondant ainsi plus à un rattrapage du profil d’équilibre du réseau de drainage qu’à une phase générale d’érosion. Ce contexte géomorphologique peut expliquer la conservation de niveaux du début du Paléolithique supérieur et des niveaux du Paléolithique moyen. Toutefois, il semble qu’il n’y ait pas eu une importante couverture de limon lœssique du Pléniglaciaire supérieur, ce qui pourrait expliquer l’absence de conservation des niveaux du Paléolithique supérieur final sur les versants ou les interfluves. Seuls les dépôts de bord de vallée auraient pu les fossiliser, et c’est donc là qu’il faut aller les chercher.

20Le tracé de l’autoroute passe sur le versant sud de la vallée de la Vanne entre Fontvannes et Messon ainsi que sur les flancs des collines crayeuses constituant la partie sommitale du plateau de la forêt d’Othe, avec des point‑hauts culminant parfois à plus de 250 m. Plus à l’est, ce plateau est bordé par une cuesta où les altitudes descendent régulièrement vers la plaine de Troyes jusqu’à atteindre 117 m ngf environ, dans le fond de vallée de la Seine à l’extrémité du tracé autoroutier A5. Le faible nombre de données recueillies le long de cette partie du tracé ne permet pas de définir un contexte stratigraphique global. Il est en revanche important de souligner la possibilité de Conservation de vastes poches de géliturbation comblées de limon crayeux, remontant au Pléniglaciaire moyen. À condition d’avoir été épargnée par la phase générale d’érosion à la transition du Pléniglaciaire moyen et supérieur, ce type de situation géomorphologique peut permettre la fossilisation de niveaux archéologiques du Paléolithique supérieur. Cette situation n’est pas unique dans la région puisqu’elle a déjà été rencontrée sur le site de Chamvres (Connet et al. 1992).

1.2 Le contexte archéologique régional

21Il existe actuellement, dans le centre et le S‑E du Bassin parisien, d’assez abondantes séries, provenant le plus souvent de récoltes de surface et pour lesquelles on ne peut guère aller au‑delà d’une attribution générale au Paléolithique supérieur. C’est le cas pour les séries lithiques de Lailly et Fontvannes présentées ici. Si les caractères du Magdalénien supérieur local sont désormais bien connus, et alors que des travaux récents ont permis de mieux documenter les faciès tardiglaciaires des groupes à Federmesser (Bodu 1995a et b ; Valentin 1995a ; 1996), le problème de l’attribution de nouvelles séries concerne plus particulièrement les collections du Paléolithique supérieur ancien qui, en dehors de la vallée du Loing et des grottes d’Arcy‑sur‑Cure, sont peu représentées. Bien que les travaux de B. Schmider (1984 ; 1989a et b) aient largement contribué à définir les ensembles typologiques du Paléolithique supérieur de la région, les références sur le Paléolithique supérieur ancien et sur les phases anciennes et moyennes du Magdalénien restent discrètes (fig. 91).

22Le complexe des grottes d’Arcy‑sur‑Cure (Yonne) offre la séquence la plus complète pour le Paléolithique supérieur (Leroi‑Gourhan, Leroi‑Gourhan 1965). Des industries châtelperroniennes ont été rencontrées dans la grotte du Renne (niveaux X à VIII), la grotte du Loup et celle du Trilobite d’Arcy. Ces grottes sont, actuellement, avec celle de la Roche‑au‑Loup, à Méry‑sur‑Yonne, les seuls témoins de l’établissement des Châtelperroniens dans la région (Schmider 1989b). L’Aurignacien est présent dans le niveau VII de la grotte du Renne (Schmider, Perpère 1997). Plus récemment, des occupations de plein air ont été rencontrées dans les Yvelines, à Herbeville‑Le Murger (Gouédo et al. 1996) et, dans la vallée de l’Yonne, à Thèmes (Bel 1991). Le Gravettien, présent dans la grotte du Renne (niveaux V et VI) et dans celle du Trilobite, a aussi été rencontré en plein air à Chamvres (Yonne) (Connet et al. 1992), Plusieurs habitats du Périgordien supérieur sont également connus dans les affleurements stampiens des deux rives de la vallée du Loing : La Pente des Brosses, Le Cirque de la Patrie, Le Bois des Beauregards (Schmider 1984 ; 1989b). Le niveau IV de la grotte du Renne, la grotte des Fées (coll. de Vibraye) et la grotte du Trilobite (couche 4), fouillée par l’abbé Parat, ont livré des industries attribuées au Protosolutréen (Schmider 1995). Une occupation solutréenne a également été découverte à Saint‑Sulpice‑de‑Favières (Essonne), sur le versant d’une butte stampienne dominant la vallée de la Renarde. Cette occupation correspondrait à l’établissement solutréen le plus septentrional de France (Sacchi et al. 1996). Au S‑O du Bassin parisien, plusieurs gisements sont également connus dans le bassin versant de la Creuse.

23En ce qui concerne le Magdalénien ancien (ou Badegoulien), les sites sont implantés dans la zone stampienne, au sud de Paris. Dans la région de Nemours, les importants gisements du Beauregard et des Gros‑Monts dominent la vallée du Loing. Des vestiges plus discrets ont été rencontrés, en situation analogue, dans la vallée de la Juinc (Saint‑Martin‑les‑Roches) et dans la vallée de l’Essonne (Ballancourt) (Schmider 1984 ; 1989a).

24Les sites du Magdalénien supérieur ou final les plus proches, déjà évoqués dans la première partie de l’ouvrage, sont ceux de Marsangy (Yonne), Marolles‑sur‑Seine, Pincevent et Le Tilloy/Ville‑Saint‑Jacques, en Seine‑et‑Marne, et vers le sud, à Arcy‑sur‑Cure et Saint‑More, les grottes du Lagopède, du Trilobite, des Fées et de la Marmotte (Schmider et al. 1996).

25La fin du Paléolithique supérieur est marquée, dans la région, par des industries attribuées aux groupes à Federmesser, en particulier dans le très vaste gisement du Closeau, dans les Hauts‑de‑Seine (Bodu 1995a et b) où deux phases ont été distinguées, mais aussi, en Seine‑et‑Marne, dans le niveau III de Pincevent (Bodu et al. 1996) et sur une série de surface récoltée à La Grande‑Paroisse (Valentin 1996).

26Enfin, on trouve, à l’extrême fin du Tardiglaciaire, depuis les bords de la Loire jusque dans le bassin de la Somme, un faciès particulier d’ateliers de taille, analogue aux industries de la Long Blade Technology du niveau supérieur de Belloy‑sur‑Somme et du sud de l’Angleterre (Fagnart 1997). Plus proche de la région considérée ici, le gisement de Donnemarie‑Dontilly (Seine‑et‑Marne), situé sur le plateau au sud de la confluence Seine‑Yonne, a fourni une abondante industrie appartenant sans équivoque à ce faciès « belloisien » qui a aussi été identifié, dans le même département, à Guérard, près de Meaux et à Rilly‑Sainte‑Syre, près de Troyes, dans l’Aube (Bodu, Valentin 1992 ; Valentin 1995a).

27L’éventail des comparaisons possibles est donc fort large, mais le nombre des outils diagnostiques rencontrés à Lailly et à Fontvannes est plus que réduit. En conséquence, les rapprochements qui seront tentés pour définir les industries dont ils proviennent se fonderont avant tout sur des comparaisons technologiques.