# Outillage bifacial et outillage sur éclat au Paléolithique ancien et moyen. Coexistence et interaction

Sylvain Soriano

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Sylvain Soriano. Outillage bifacial et outillage sur éclat au Paléolithique ancien et moyen. Coexistence et interaction. Sciences de l'Homme et Société. Université Paris 10 - Nanterre, 2000. Français. NNT : 2000PA100137. tel-03837805

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UNIVERSITÉ PARIS X - NANTERRE
U.F.R. DE SCIENCES SOCIALES ET ADMINISTRATIVES

**_THÈSE_**

pour obtenir le grade de

**DOCTEUR DE L'UNIVERSITÉ PARIS X**

*Discipline : Préhistoire*

présentée

par

Sylvain SORIANO

**_Titre :_**

Outillage bifacial et outillage sur éclat au Paléolithique ancien et moyen :
coexistence et interaction.

Soutenue le 7 décembre 2000 devant un jury composé de :

Catherine PERLÈS (directeur)

Jean-Marie LE TENSORER (rapporteur)

Alain TUFFREAU (rapporteur)

Eric BOËDA

Jean-Laurent MONNIER
Remerciements

La direction de cette recherche a été assurée par Catherine Perlès. J'ai été très touché par la confiance qu'elle m'a accordée en acceptant cette direction. Je la remercie pour sa disponibilité ainsi que pour ses corrections et suggestions, qui ont toujours été adaptées au degré d'achèvement des textes soumis.

Le point de départ de cette recherche doit surtout à Eric Boëda et je l'en remercie. Travailler à ses côtés, depuis 1991, m'a permis d'acquérir une formidable expérience par la diversité des terrains fréquentés et du matériel étudié.

Michel Lepot a jeté les bases de la méthode d'analyse développée ici. J'aimerais qu'il considère les résultats de cette recherche comme l'expression de notre amitié.

La présence constante à mes côtés de Sandrine, mon épouse, pendant les quatre annnées de ce travail, a été pour moi le gage d'un équilibre quotidien. Sa dextérité dans la manipulation de l'outil informatique a largement contribué à la qualité de l'illustration. J'ai pour cela autant d'admiration que de reconnaissance.

Les collections qui constituent le centre de cette recherche sont en dépôt dans différentes institutions. Leurs responsables m'ont accueilli avec sympathie et m'ont assuré les meilleures conditions pour l'étude du matériel, je les en remercie :

Jean-Luc Marcy pour le Musée archéologique départemental du Pas-de-Calais à Arras,
Daniel Cahen et Ivan Jadin pour l'Institut Royal des Sciences naturelles de Belgique à Bruxelles,

Olga Finch pour le Jersey Museum à St. Hellier,

Jean-Bernard Roy pour le Musée de Préhistoire d'Ile-de-France à Nemours.

Je remercie les chercheurs qui m'ont accordé avec bienveillance l'autorisation de travailler sur les collections de sites dont ils ont assuré la fouille :

Alain Tuffreau pour le niveau G du site de Gouzeaucourt,

Daniel Cahen pour le site de Mesvin IV,

Jacques Hinout pour le site de Champvoisy.

Plusieurs chercheurs m'ont aimablement présenté des industries inédites, en cours d'étude ou de publication, ce qui m'a permis d'élargir ma vision et mes connaissances : Vincent Lhomme et Nelly Connet pour le site de Soucy, Alain Tuffreau et Agnès Lamotte pour les sites de Cagny, Dominique Cliquet pour Saint-Brice-sous-Rânes, Jean-Luc Locht et Pascal Depaepe pour les nombreuses séries du Paléolithique moyen récent du nord de la France. Qu'ils recoivent ici le témoignage de ma gratitude.

Je suis reconnaissant à Pierre Antoine d'avoir accepté la relecture d'une partie de ce manuscrit. Ses indications et précisions bibliographiques m'ont été précieuses.

Claude Amiot a assuré sans faillir la relecture du manuscrit tout au long des derniers mois de rédaction, dans des délais toujours très courts. Je le remercie amicalement pour sa contribution.
Arlette Leroi-Gourhan a très aimablement mis à ma disposition son fond de tirés à part, me permettant ainsi d'accéder à quelques publications "rares". Je l'en remercie vivement.

Je dois également remercier Aline Émery-Barbier pour les réponses qu'elle a apportées à mes interrogations botaniques.

L'UMR 7055 - Préhistoire et Technologie, dirigée par Valentine Roux, m'a accueilli pendant ces années. J'ai pu apprécier l'investissement, tant matériel que moral, de cette équipe en faveur des doctorants et j'en remercie tous les membres.

Ma reconnaissance va également à ceux qui m'ont permis d'entretenir de bonnes relations avec mon banquier pendant ces quatre années : l'Université de Paris X, l'Université de Bourgogne, Archéopage, l'Homme Retrouvé, le District d'Erve et Charnie et l'APAB.

Si l'imprégnation liée au milieu famillial contribue à modeler nos passions, alors les silex taillés ramassés par mes oncles ont fait leur œuvre. Qu'ils en soient remerciés ainsi que mes parents auxquels je dois d'avoir respecté mes choix et de m'avoir toujours soutenu.

Enfin, je n'oublierai pas mes amis, Morgane et Hubert, qui m'ont permis de m'écarter occasionnellement du Pléistocène moyen récent du nord-ouest de l'Europe en entraînant mon esprit entre les doigts d'un tailleur magdalénien des contreforts pyrénéens ou dans les pas détrempés des chasseurs-collecteurs holocènes de la "rain-forest" de Sumatra.
# Introduction

Les recherches menées sur les phases anciennes du Paléolithique, tant dans le nord que dans le sud-est ou le sud-ouest de la France depuis le début des années 80, ont largement confirmé la reconnaissance d'industries lithiques moustériennes antérieures au dernier interglaciaire. Les fouilles menées sur des sites tels que Biache-Saint-Vaast (Pas-de-Calais) ou la Grotte Vaufrey (Dordogne) ont initié une série de travaux portant soit sur des séries anciennement connues, soit sur des séries provenant de fouilles récentes. Le saut de la grande "barrière interglaciaire" occasionné par ces découvertes s'est accompagné d'un regain d'intérêt pour ces périodes. Ceci a implicitement engendré une modification sensible des conceptions mêmes des Préhistoriens (Ronen ed., 1982).

Avant cette mutation, la situation apparaissait relativement simple. La période antérieure au dernier glaciaire correspondait au Paléolithique ancien dans son sens le plus large, principalement représenté par le développement des industries à bifaces regroupées sous le vocable d'Acheuléen, au sein duquel une évolution typologique semblait perceptible. Puis, après un interglaciaire que le début glaciaire Weichsélien avec ses solifluxions et cailloutis d'érosion avait souvent soigneusement amputé de ses niveaux archéologiques, accentuant ainsi l'impression de rupture, on basculait brusquement dans le Paléolithique moyen avec des industries moustériennes déjà bien caractérisées. L'opposition entre façonnage et débitage était chronologique, écho d'équations simples où façonnage signifiait Paléolithique inférieur et débitage, Paléolithique moyen. Même si l'Acheuléen coexistait régionalement avec des industries sur éclats (Tayacien, Clactonien,...), leur caractère "archaïque" suffisait à les considérer comme relevant bien du Paléolithique ancien. Ce scénario, présenté de façon volontairement caricaturale, offrait cependant l'avantage par sa logique évolutive de ne nécessiter aucune autre explication.

On s'accorde aujourd'hui pour admettre que l'émergence de traditions propres au Paléolithique moyen a effectivement pu prendre place il y a 250 000 ans voire au-delà. L'existence au Pléistocène moyen récent d'industries lithiques indiscutablement moustériennes, indistinctes des industries moustériennes weichséliennes sur des bases typologiques et techniques, constitue l'argument essentiel de cette substantielle mutation des conceptions. On a par la suite cherché en quoi les industries lithiques de cette phase chronologique, entre 250 et 130 000 ans, se distinguaient de celles du Paléolithique ancien. Par quels changements se matérialisait l'émergence des traditions culturelles propres au Paléolithique moyen ?

Les critères les plus fréquemment retenus pour individualiser les industries de cette phase chronologique sont à la fois typologiques et techniques. L'apparition d'un outillage sur éclat standardisé est le premier critère retenu. Le second est l'émergence de méthodes de débitage "à éclats préparés" dont le Levallois serait le principal représentant. L'apparition de certains caractères techniques comme le Levallois, dont l'importance ne peut être contestée sur le plan de l'évolution des conceptions techniques (Jaubert, 1999), est le principal élément retenu pour affirmer ce changement. Ces critères constituent en quelque sorte une synthèse des éléments qui définissent le Paléolithique moyen weichsélien.

Parallèlement, les progrès accomplis tant au niveau chronostratigraphique qu'à celui des datations absolues, ont conduit à un vieillissement généralisé des industries acheuléennes classiques, celles de la vallée de la Somme en particulier. Leur occurrence a été repoussée antérieurement au Pléistocène moyen récent ou à son tout début. Cette situation a contribué à
accentuer l'idée d'une distinction claire entre Paléolithique ancien et Paléolithique moyen ancien.

La notion de Paléolithique moyen ancien apparaît ainsi pleinement justifiée. Cependant, implique t-elle réellement une césure radicale entre le Paléolithique ancien et le Paléolithique moyen ? Une tendance à évoquer la notion de continuum se fait jour :

"Si limites il doit y avoir (la notion de continuum est de plus en plus soulignée), elles seront par nature moins restrictives et sans doute moins artificielles qu'en privilégiant la seule référence des outils "typologiques"" (Jaubert, 1999, p. 17).

"Le problème s'est logiquement déplacé vers la question du passage Paléolithique inférieur - Paléolithique moyen et de sa signification. La notion de continuum est de plus en plus évoquée et une éventuelle limite, par nature arbitraire différerait constamment en fonction des paramètres choisis..." (Collectif, 1997, p. 42)

Ces positions évoquent les difficultés rencontrées lorsque l'on cherche à établir une césure entre les industries lithiques du Paléolithique ancien et moyen sur la base de caractères liés à la typologie des outillages ou à la nature des modes de production.

On ne peut assurément réduire les questions relatives à cette période à un simple problème de "transition", à l'image des processus observés entre le Paléolithique moyen et le Paléolithique supérieur. La profondeur temporelle des événements concernés est trop importante (plus de 100 Ka) pour qu'ils soient considérés sous cet angle.

Un problème majeur doit, à nos yeux, être soulevé. L'apparition de nouvelles pratiques techniques est au centre de la définition du Paléolithique moyen ancien. Mais ceci favorise l'impression de rupture avec le Paléolithique ancien et tend à oblitérer en partie une situation archéologique qui nous semble différente. Les pratiques techniques "héritées" du Paléolithique ancien ne sont pas mentionnées dans ces définitions alors qu'elles semblent encore fortement présentes dans les industries du début du Paléolithique moyen ancien, qu'elles prennent la forme de productions bifaciales ou de productions débitées. Il apparaît clair que l'opposition conceptuelle entre façonnage et débitage, d'abord considérée pour sa valeur chronologique, doit désormais être abordée sous l'angle de leur coexistence au cours du Pléistocène moyen récent.

L'apparition de nouvelles pratiques techniques, au centre de la définition du Paléolithique moyen ancien, ne peut être abordée indépendamment du fond technique plus ancien auquel elles s'ajoutent ou se substituent, partiellement plutôt que totalement dans l'essentiel des industries. Ceci nous amène à aborder sur un plan différent les changements techniques que l'on observe au cours du Pléistocène moyen récent et qui marquent l'émergence de traditions propres au Paléolithique moyen. On peut en effet s'interroger sur l'impact de l'adoption de débitages complexes sur l'ensemble du système lithique. Cette interrogation vaut en particulier dans les situations où l'adoption de systèmes de débitage comme le Levallois n'occasionne pas l'abandon des productions bifaciales. Comment les hommes ont-ils concilié pratiques techniques héritées et innovation ? Cette question se pose de façon spécifique lorsque coexistent dans ces industries deux conceptions antonymes de la production lithique : façonnage et débitage.

Nous pouvons penser que l'apparition de nouvelles pratiques techniques a surtout induit de nouveaux équilibres au sein des industries, entre les différents systèmes de production / consommation lithique. Ces nouveaux équilibres reflètent les changements majeurs des conceptions des artisans, en particulier dans le statut et le rôle dévolu à chaque système. Identifier ces nouveaux équilibres constitue à nos yeux un élément clé de la compréhension du Paléolithique moyen ancien dans sa dimension culturelle.

Le domaine fonctionnel, point de convergence des intentions associées à l'outillage lithique, est le plus à même d'avoir enregistré les équilibres entre les différentes composantes
des systèmes de production et de consommation lithique. C'est donc sur le plan fonctionnel que nous mènerons une comparaison des outillages bifaciaux et non-bifaciaux issus des différents systèmes de production. Ce faisant, nous rechercherons les éventuels changements d'équilibre, susceptibles de correspondre à une mutation du statut des outils relevant des systèmes de débitage et de façonnage.

En envisageant la comparaison d'outils lithiques sur des bases fonctionnelles, nous sommes confrontés à un problème très général pour le Paléolithique ancien et moyen qui a trait à la façon dont les outils lithiques de ces périodes sont perçus et étudiés. Les critères impliqués actuellement dans leur définition sont essentiellement typologiques. Peuvent-ils être considérés comme fonctionnellement significatifs et dans ce cas pertinents pour aborder notre problématique ? On ne manquera pas de remarquer que cette question, qui va déterminer le choix de notre méthode d'analyse, renvoie immanquablement au problème de l'interprétation des faciès moustériens autour duquel les thèses de F. Bordes et L.R. Binford ont respectivement exacerbé la charge culturelle et fonctionnelle de l'outil.

A la question : comment l'outil est-il conçu et perçu au Paléolithique moyen, quelle réponse peut-on apporter aujourd'hui ? La réponse est difficile à apporter car la question ne nous semble pas avoir été posée de façon aussi directe. Si l'on considère le problème de l'interprétation de la diversité des faciès moustériens, auquel l'outillage contribue de façon majeure, "... on a l'impression d'un retour à une certaine prudence derrière laquelle les préhistoriens se réfugient volontiers, accumulant des informations sans jamais adhérer aussi radicalement à l'une des thèses émises par leurs aînés" (Jaubert, 1999, p. 57-58), ce qui signifierait que notre perception de l'outillage moustérien n'est finalement guère différente de celle sur laquelle s'appuyaient F. Bordes et L.R. Binford.

Les espoirs placés vers la fin des années 80 dans l'analyse fonctionnelle (tracéologie), toute désignée pour apporter des éléments neufs à cette question, sont restés en partie insatisfaits ; ce qui, au premier abord, pouvait paraître étonnant. Les résultats des études tracéologiques attestent d'une faible corrélation entre caractères typologiques des outils, matière œuvrée et mode d'action. Face à ce constat, la première explication possible est de considérer l'outillage moustérien comme polyfonctionnel, la seconde est de considérer que les résultats des études tracéologiques sont exprimés en fonction de catégories typologiques dont la pertinence en termes fonctionnels est contestable. Devant cette alternative, nos faveurs vont à la seconde explication, en particulier parce qu'elle ne se suffit pas à elle-même et invite à développer de nouvelles voies de recherche sur l'outil lithique taillé qui est le thème central des débats sur l'interprétation de la diversité du Paléolithique moyen.

Puisque la problématique envisagée ici passe par une comparaison d'outils sur des critères fonctionnels, ce dont les catégories typologiques ne sont vraisemblablement pas investies, nous avons dû développer une approche nouvelle de l'outil lithique qui accorde une place privilégiée au domaine fonctionnel. Un des points communs à des outils lithiques taillés, conceptuellement aussi différents qu'une pièce bifaciale et un racloir sur éclat, réside dans ce pour quoi ils ont été fabriqués : agir sur les matériaux à transformer par l'intermédiaire de leurs tranchants. C'est le point central de la comparaison mais il s'intègre dans une approche plus globale de l'outil où nous recherchons, aux travers de ses caractéristiques techno-fonctionnelles, les conceptions des artisans qui l'ont fabriqué. Elle rompt avec le classement typologique de l'outillage en proposant un classement qui s'appuie essentiellement sur les procédés de transformation des supports et la caractérisation fonctionnelle des parties actives sur la base de caractères techniques.

Quelques travaux pionniers ont déjà examiné différemment les industries lithiques du Paléolithique moyen en accordant plus d'attention à l'outil et en l'abordant selon des aspects techno-fonctionnels (Lepot, 1993 ; Boëda et al., 1996 ; Bourguignon, 1997). Cependant, nos travaux ne se limitent pas à une application de ces avancées méthodologiques. Notre
préoccupation principale est d'intégrer ce nouveau mode d'étude de l'outillage dans une lecture technologique complète du traitement des matières lithiques afin que puissent être précisées les relations entre la production des supports et leur transformation, mais aussi pour que l'outil soit replacé dans une dynamique de fonctionnement dont les dimensions spatiales et temporelles doivent être identifiées. Cette préoccupation répond surtout à notre problématique qui implique une comparaison du statut d'outils relevant de schémas de taille différenciés.

Appliqués à l'échelle de plusieurs assemblages lithiques, nos travaux vont constituer un test probatoire pour ce type d'approche et sa contribution à la compréhension du Paléolithique moyen.

Plusieurs raisons nous ont conduit à aborder cette recherche à l'échelle de l'Europe du Nord-Ouest. Il existe tout d'abord en France une coupure franche dans les traditions de recherche sur le Paléolithique ancien et moyen entre les régions méridionales et septentrionales. Cette partition reflète principalement une différence naturelle, le domaine méridional essentiellement karstique s'opposant aux régions septentrionales, zone de développement des formations limono-loessiques périglaciaires<fnref n="1" />. Les implications environnementales de ces différences sont certainement majeures. La zone méridionale n'est pas dépourvue de sites de plein air mais des racines historiques y ont forgé une tradition de recherche limitée, à quelques exceptions, aux grottes, cavités karstiques et abris sous roche.

Le nord-ouest de l'Europe forme en outre un ensemble géographique et géomorphologique cohérent. De vastes plaines (Bassin parisien, Flandre, Pays-Bas et plaine germanique) qui s'étalent actuellement jusqu'au domaine maritime (Manche, Mer du Nord) sont limitées au sud par la marge alpine septentrionale (Jura, Jura souabe, Erzgebirge) et par des massifs anciens (Massif armoricain, Ardenne, Massif rhénan, Harz...). L'ensemble de ce domaine a subi alternativement, à l'occasion des fluctuations climatiques du Pléistocène moyen final et du Pléistocène supérieur ancien, des incursions marines ou glaciaires sur sa marge septentrionale, restreignant l'espace fréquentable par les hommes.

Ces régions ont dans leur ensemble connu depuis une vingtaine d'années un renouveau des recherches de terrain sur le Paléolithique ancien et moyen. Pour la France en particulier, le domaine septentrional a bénéficié de moyens d'investigation spécifiques liés à la réalisation de grands travaux d'aménagement du territoire : TGV nord, autoroutes, liaison transmanche. Combinées à la reprise des recherches sur certains sites clés, ces recherches ont contribué à renouveler nos connaissances de façon très importante. Dans le nord-ouest de l'Europe, à une échelle régionale, le cadre chronostratigraphique du Paléolithique ancien et moyen s'est trouvé profondément enrichi. Ceci est très certainement à rapprocher d'un contexte sédimentaire quaternaire favorable à l'établissement de séquences-types.

Cependant, entreprendre notre recherche à l'échelle du nord-ouest de l'Europe impose de dépasser les limites induites par un cadre chronostratigraphique fluctuant. Nous tenterons donc dans un premier temps de proposer une synthèse chronostratigraphique (chap. I) et chrono-climatique (chap. II) pour le Pléistocène moyen récent du nord-ouest de l'Europe. Il nous a en outre paru nécessaire d'aborder les problèmes de paléo-peuplement, omniprésents dans les débats depuis près d'une quinzaine d'années (chap. III), car leur contribution est majeure dès lors que se posent des questions relatives à la continuité ou la discontinuité des traditions culturelles.

<footnote n="1">¹ Cette partition apparaissait dans la programmation 1990-94 du CNRA sous la forme d'une distinction P3 : installations en grotte du Riss et du Würm ancien, P4 : sites de plein air du Riss et du Würm ancien (Collectif, 1997).</footnote>
Dans ce cadre chronostratigraphique, nous procèderons à un examen critique des industries lithiques du Pléistocène moyen récent du nord-ouest de l'Europe (chap. IV). En restant dans un premier temps à un niveau qualitatif, nous chercherons à déterminer quels étaient les systèmes de production lithique mis en œuvre au cours de cette période. Les systèmes de production, débitage ou façonnage, hérités du Paléolithique ancien sont-ils présents tout au long du Pléistocène moyen récent ? Nous nous interrogerons aussi sur la notion de débitage "à enlèvements préparés". Des systèmes de débitage complexes autres que le Levallois ont-ils été décrits ? Tous les systèmes de débitage mis en œuvre pour cette période ont-ils ce degré de complexité ?

Notre analyse techno-fonctionnelle comparative a été appliquée à trois assemblages lithiques du Pléistocène moyen du nord-ouest de l'Europe où coexistent schéma de façonnage et schéma de débitage, outillage bifacial et non-bifacial (chap. VI : Mesvin IV, chap. VII : La Cotte de St. Brelade couche 5, chap. VIII : Gouzeaucourt niveau G).

Que peut-on attendre d'une telle orientation de l'étude ? Sur un plan méthodologique, nous espérons promouvoir une vision renouvelée des industries lithiques de ces périodes en favorisant l'application d'une lecture technologique complète du traitement des matières lithiques. Il est en particulier nécessaire d'aborder la transformation des supports en outils sous un angle dynamique, comme répondant à une logique fonctionnelle que les seuls paramètres de forme ne suffisent pas à appréhender. La généralisation d'une telle approche des industries de ces périodes n'est envisageable qu'en acceptant un changement dans la façon dont nous percevons ces industries ; accepter l'idée d'une forte flexibilité des systèmes lithiques, d'un enracinement du domaine fonctionnel loin en amont dans les schémas de production, ...

Sur le plan archéologique, les avancées attendues concernent surtout la façon dont les hommes, au Pléistocène moyen récent, ont géré leur outillage, tant du strict point de vue technique que plus largement sur le plan conceptuel, en particulier en ce qui concerne la coexistence d'outils sur support débités et sur supports façonnés. Notre étude, limitée à trois séries, ne peut prétendre rendre compte de l'ensemble des choix opérés au cours de cette période. Elle peut néanmoins montrer comment a été négocié l'héritage conceptuel du Paléolithique ancien face à l'introduction de nouveaux systèmes de production.

En outre, nous verrons que l'analyse des industries lithiques dans une optique techno-fonctionnelle permet des avancées significatives dans la compréhension de la fonction et du fonctionnement des sites de ces périodes. Elle permet, en effet, de replacer le traitement des matériaux lithiques dans un espace technique qui dépasse largement le cadre du site, où sont approchés les flux de mobilier lithique entrant et sortant, tant qualitativement (état technique et fonctionnel) que quantitativement. Parallèlement, elle permet de dresser le profil fonctionnel de l'assemblage et d'estimer ainsi son degré de spécialisation.
Première partie

Archéologie

du Pléistocène moyen récent
dans l'Europe du Nord-Ouest
# Chapitre premier
# Chronostratigraphie
du Pléistocène moyen récent
dans l'Europe du Nord-Ouest

## 1 - Introduction

La recherche sur les périodes paléolithiques s'inscrit nécessairement dans un temps long, indissociable d'un cadre chronologique. Cette nécessité repose principalement sur deux points.

Les reconstructions et modèles d'évolutions culturels pour le Paléolithique moyen souffrent de l'incertitude temporelle des événements sur lesquels ils s'appuient. En effet pour le Paléolithique supérieur, la résolution chronoclimatique semble à la mesure des rythmes d'évolution culturels, ce qui permet d'en percevoir le sens. Ce n'est pas encore le cas pour le Paléolithique ancien ou moyen où la fréquence des événements connus semble encore trop faible pour une période entre 15 et 20 fois plus longue en Europe occidentale. Pour le Pléistocène moyen ancien, P. Villa avait ainsi noté que la faiblesse de nos données et l'incertitude du cadre chronologique constituaient un obstacle majeur dans le cadre d'une réflexion globale sur l'évolution des comportements techniques au cours de ces périodes (Villa, 1991). L'avancement actuel des recherches archéologiques sur le Paléolithique moyen weichsélien du nord de la France tient pour une large part aux acquis stratigraphiques et paléopédologiques (Antoine et al., 1999 ; Antoine et al., 1998 ; Depaepe, Locht, comm. pers.). Ces deux champs disciplinaires apparaissent désormais fortement liés, ils génèrent et alimentent mutuellement problématique et argumentaire.

Le second point est lié à l'avancement des recherches sur les périodes anciennes qui montre un renouvellement complet des conceptions des Préhistoriens. L'utilisation d'une chronologie typologique pour les industries du Paléolithique ancien et moyen, qui s'avérait une des seules voies possibles face à une chronostratigraphie fantomatique ou balbutiante, passe désormais au second plan. La précision grandissante du cadre chronologique du Pléistocène moyen a montré l'intemporalité de certains des caractères typologiques utilisés. L'insertion des sites dans un cadre chronostratigraphique détaillé a fréquemment conduit à reconsidérer les modèles d'évolution typologique. P. Villa (1991) a ainsi noté que le site de Fontana Ranuccio (Italie) avec ses bifaces qualifiés d'Acheuléen supérieur est plus ancien que Venosa (Italie) dont les bifaces évoquent l'Acheuléen ancien. De la même façon, les industries à rares bifaces de l'Abri Suard, dénommées dans un premier temps Moustérien de Tradition Acheuléenne "évanescente" (Bordes, 1952), ont finalement été interprétées comme un faciès de l'Acheuléen final lorsque la séquence a été rattachée au Riss III (Bordes, 1965).

Les caractères généralement retenus pour définir le Paléolithique moyen semblent insuffisants pour brosser au-delà de grands traits les mutations techniques. La nécessité d'un cadre chronologique plus fin s'affirme si l'on veut tester le sens temporel de modèles d'évolution techniques.

Dans le cadre de ce chapitre nous examinerons les problèmes relatifs à la construction du cadre chronoclimatique que nous devrons utiliser. Cette construction repose sur la cyclicité
climatique du Pléistocène. Nous énoncerons les principes sur lesquels s'appuie la construction de ce cadre ainsi que leurs limites. Nous verrons ensuite que l'Europe du Nord-Ouest a été un terrain propice au développement de longues séquences sédimentaires quaternaires qui sont favorables aux approches chronostratigraphiques. L'élaboration d'un cadre chronostratigraphique à cette échelle se heurte néanmoins à des obstacles majeurs liés aux traditions mêmes de la recherche dans chacun des pays abordés. Nous montrerons que les cadres utilisés varient fortement régionalement. Certains auteurs ont déjà attiré l'attention sur un obstacle (Gibbard, Turner, 1990). Ils notent que les différentes subdivisions du Pléistocène n'ont pas été définies en désignant un stratotype comme on procède classiquement en géologie. Le terme Saale fait ainsi référence à des entités lithostratigraphiques mais aussi chronostratigraphiques. Pour disposer d'une chronologie globale pour le Pléistocène moyen récent où nous pourrons replacer les différentes industries, il nous faudra passer outre ces problèmes et proposer des corrélations entre séquences régionales dans un système unifié. Ces corrélations se feront d'abord à grande échelle, sur la base des sédiments morainiques, puis nous montrerons que certaines longues séquences présentent pour le Pléistocène moyen récent des enregistrements chronoclimatiques très proches. Nous évoquerons en parallèle les enregistrements paléoclimatiques isotopiques océaniques mais aussi glaciaires.

Nous proposerons finalement un cadre chronostratigraphique synthétique auquel nous nous référerons par la suite.

## 2 - Situation

Depuis le début du siècle, la construction du cadre chronologique de la Préhistoire pléistocène s'appuie essentiellement sur l'étude des variations cycliques des paramètres climatiques, ce qui donne à ce cadre une dimension chronoclimatique. Sous toutes les latitudes, les variations des températures moyennes annuelles, de l'ensoleillement, de la nature, de la fréquence et du régime des précipitations, ... ont eu une incidence fondamentale sur la dynamique sédimentaire et les changements écologiques.

L'intérêt grandissant, depuis un peu moins de trente ans, pour l'évolution du climat au cours du Quaternaire a engendré un formidable développement des recherches propres en paléoclimatologie. Ces travaux reposent principalement sur l'étude des variations des paramètres atmosphériques fossilisés sous formes de biominéralisations, en domaine océanique (δ¹⁸O) ou en domaine polaire, dans les précipitations neigeuses qui s'accumulent sous forme de glace (δ¹⁸O) ainsi que dans les inclusions gazeuses qu'elle contient (CO₂, CH₄). Il s'agit là d'un enregistrement direct des conditions paléoclimatiques. Bien que les objectifs de ces recherches soient éloignés de la construction du cadre chronologique de la Préhistoire pléistocène, leurs résultats lui ont donné un référentiel chronoclimatique d'importance majeure.

En domaine continental, la construction du cadre chronoclimatique s'appuie sur l'analyse stratigraphique et paléopédologique des formations fluviatiles, limono-loessiques ou limniques, ainsi que sur la biochronologie des grands mammifères, des micromammifères et de la flore.

Ces approches reposent sur des principes différents mais toutes visent à traduire de façon qualitative ou quantitative les manifestations biologiques, chimiques, physico-chimiques ou mécaniques des changements climatiques.
## 2.1 - *Principes*

### 2.1.1 - Les courbes isotopiques de l'oxygène : une chronologie climatique

C. Emiliani (1955, 1961) initia les premières grandes recherches sur l'enregistrement des données paléoclimatiques dans les sédiments océaniques profonds. Il a montré que la composition de l'eau de mer en isotopes de l'oxygène variait en fonction des températures atmosphériques. En effet lors du processus d'évaporation à la surface du réservoir océanique, l'isotope léger $^{16}$O est préférentiellement soustrait$^2$. Pendant les phases glaciaires cet isotope s'accumule ainsi dans les glaces par l'intermédiaire des précipitations neigeuses, ce qui induit un enrichissement relatif du réservoir marin en $^{18}$O. Le rapport entre ces deux isotopes de l'oxygène dans l'eau de mer est donc lié aux températures atmosphétriques. La connaissance des paléo rapports $^{18}$O/$^{16}$O est rendue possible par l'activité des organismes marins à test carbonaté (biominéralisations) tels que certains foraminifères. Ce milieu où la sédimentation est supposée continue semblait fort prometteur pour établir la succession des cycles climatiques. Ceci est tempéré par la vitesse de sédimentation assez lente.

Quelques années après C. Emiliani, N.J. Shackleton (1969) va confirmer l'intérêt des séquences océaniques profondes. La concrétisation de cette voie de recherche correspond incontestablement à la publication de N.J. Shackleton et N.D. Opdyke (1973). Elle met en relation l'étude du rapport des isotopes $^{18}$O/$^{16}$O dans les coquilles de microfossiles marins tels que les foraminifères benthiques ou planctoniques sur la totalité d'un carottage de près de 16 mètres de puissance (carotte V28-238) réalisé dans l'océan Pacifique. Ceci a débouché sur une première courbe de variation du rapport isotopique dans les tests de foraminifères en fonction de leur position stratigraphique (fig. 1). Vingt-trois stades isotopiques ont ainsi été individualisés sur les 16 mètres de ce carottage. Les stades ayant une numérotation paire se signalent par un rapport isotopique $^{16}$O/$^{18}$O faible et inversement.

<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Fig. 1 : Courbe des variations isotopiques de l'oxygène (carotte V28-238) (d'après Shackleton, Opdyke, 1973).</figcaption></figure>

La corrélation de cette courbe de variations isotopiques avec une échelle de temps absolue s'est appuyée dans un premier temps sur le paléomagnétisme des sédiments. Pour ce carottage V28-238, une seule inversion paléomagnétique (Brunhes / Matuyama) ayant été repérée, elle servit de calage chronologique absolu. Dans de nombreux sondages du Pacifique,

<footnote>$^2$Comme l'isotope$^{16}$O a sous sa forme H$_2$$^{16}$O une pression de vapeur supérieure à H$_2$$^{18}$O, il est préférentiellement incorporé à la phase vapeur.</footnote>
outre l'inversion paléomagnétique Brunhes / Matuyama, c'est un tephra daté de 230 Ka (K/Ar) qui constitue un bon marqueur du stade isotopique 7 (Ninkovich, Shackleton, 1975). On fait aussi appel à la décroissance de l'excès de Thorium 230 du sédiment pour mesurer le taux de sédimentation des carottes océaniques.

La précision de l'enregistrement est en partie fonction du taux de sédimentation. Dans les grands fonds océaniques, ils sont faibles, de l'ordre de 1 à 5 cm par millier d'années. Plus ce taux est important, plus la résolution est bonne. Sur ce principe, ce n'est que récemment que l'on a orienté les forages vers les marges continentales où le taux de sédimentation est plus important (de plusieurs dizaines de cm à plusieurs mètres par millier d'années) afin d'obtenir une résolution plus fine. Il en a principalement résulté une subdivision des stades majeurs précédemment définis (Imbrie *et al.*, 1984 ; Shackleton, Pisias, 1985).

Les dates conventionnellement retenues pour le début de chacun des stades isotopiques du Pléistocène moyen et supérieur sont présentées dans le tableau 1. Celles-ci sont élaborées à partir des données obtenues par l'analyse de nombreuses carottes océaniques qui ont été confrontées avec le modèle actualisé de la théorie orbitale de Milankovitch (1920) (Hays *et al.*, 1976 ; Berger, 1978 ; Imbrie et Imbrie, 1980 ; Imbrie *et al.*, 1984).

<table><caption>Tabl. 1 : Âges conventionnels limites entre les stades isotopiques océaniques (Ka). Calibration SPECMAP (Imbrie *et al.*, 1984 in Aitken, 1995).</caption><thead><tr><th>Stade</th><th>Âge</th><th>Stade</th><th>Âge</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>12</td><td>7</td><td>245</td></tr><tr><td>2</td><td>24</td><td>8</td><td>303</td></tr><tr><td>3</td><td>59</td><td>9</td><td>339</td></tr><tr><td>4</td><td>71</td><td>10</td><td>362</td></tr><tr><td>5</td><td>128</td><td>11</td><td>423</td></tr><tr><td>6</td><td>186</td><td>12</td><td>478</td></tr></tbody></table>

Dès le début des années 80, les progrès accomplis dans les matériels de forage ont permis la réalisation de carottages dans les calottes glaciaires polaires. L'analyse des variations du rapport isotopique de l'oxygène sur des carottages qui peuvent dépasser 3000 mètres de puissance a donné accès à des enregistrements à haute résolution. Les premiers carottages étaient d'un apport encore limité pour le Pléistocène moyen récent car les séquences étaient souvent compactées voir absentes pour cette tranche de temps, l'enregistrement débutant alors dans le Pléistocène supérieur (Dansgaard *et al.*, 1993 ; Jouzel *et al.*, 1994). Par la suite, des sites de forage plus favorables ont été recherchés. Le carottage réalisé sur le site de Vostok couvre l'ensemble du Pléistocène moyen récent et s'étend au-delà jusqu'à 420 Ka (Petit *et al.*, 1999).

L'enregistrement glaciaire est de type continental et présente des liens directs avec les séquences sédimentaires continentales. L'évolution du contenu en poussières minérales atmosphériques de la glace au sein de la carotte glaciaire GRIP (Grip Members, 1993) traduit les changements qui interviennent dans la circulation atmosphérique qui s'intensifie en période glaciaire (Jouzel *et al.*, 1994).

"*The extension of the Vostok dust record confirms that continental aridity, dust mobilization and transport are more prevalent during glacial climates, as also reflected globally in many dust records*" (Petit *et al.*, 1999, p. 433).

Pour le dernier cycle glaciaire, la résolution grandissante des enregistrements tant océaniques que glaciaires a permis de mettre en évidence des signaux climatiques rapides d'ordre millénaire (Labeyrie, Jouzel, 1999). Une telle précision est rendue possible grâce à des
carottes dilatées provenant de secteurs océaniques plus favorables par leur taux de sédimentation élevé, par un maillage d'analyse plus fin des variations isotopiques dans les carottes glaciaires (Grip Members, 1993) et par la prise en compte dans l'étude des carottes de l'Atlantique Nord d'autres éléments d'informations comme la teneur en débris détritiques saupoudrés par les icebergs sur les fonds marins.

### 2.1.2 - La démarche et les méthodes de la chronostratigraphie

Cette démarche est basée sur l'analyse des successions stratigraphiques et paléopédologiques. Elle vise à constituer un système stratigraphique régional détaillé, base de la chronostratigraphie (Sommé, 1975, 1976; Lautridou, 1985; Antoine, 1988), et à établir des corrélations basées sur ces successions et sur l'individualisation d'horizons repères : manifestations de phénomènes périglaciaires, pédologiques ou lithofaciès diagnostics (Antoine, 1990).

"La méthode classique de corrélation de séquence à séquence en définissant des structures diagnostic et une succession type de cycle périglaciaire reste indispensable..." (Lautridou, 1987, p. 118).

Nous pouvons donner quelques exemples d'horizons repères et de faciès diagnostics pour le Pléistocène supérieur. L'horizon à langues de Nagelbeek (Haesaerts et al., 1981) qui est un horizon humifère déformé par gélifluxion, daté autour de 22 200 Ka BP, constitue un repère très constant pour le nord-ouest de la France et la Belgique. De même, dans le nord-ouest de la France, le Début Glaciaire weichsélien se marque de façon récurrente par un complexe de sols gris forestiers puis de sols steppiques, dit "complexe de Sols de Saint-Sauflieu" (Antoine et al., 98, 99; Antoine dir., 1998).

### 2.1.3 - Biochronologie

La biochronologie est une stratigraphie fondée sur le contenu en fossiles des couches géologiques (Foucault, Raoult, 1988). Elle s'appuie classiquement sur l'échelle stratigraphique internationale (Odin, 1982). L'application des principes de la biochronologie à la période quaternaire est relativement récente car elle a du surmonter les problèmes liés à l'impossibilité d'utiliser l'échelle stratigraphique internationale pour cette période (Guérin, 1998). Dans cette échelle, un étage géologique doit en effet être défini en référence à des sédiments marins et à l'alternance de grands cycles transgression / régression. L'impossibilité de définir des stratotypes pour le Quaternaire et la fluctuation des définitions de l'alternance des cycles glaciaire / interglaciaire a impliqué la construction d'une succession continue et autonome de standardzones à mammifères (numérotées de 19 à 26 pour le Quaternaire) (Guérin, 1982).

"Chaque standardzone à mammifères procède d'une triple définition :

- présence de formes caractéristiques de lignées évolutives (stades, sous-espèces, plus rarement espèces);

- présence d'associations caractéristiques de genres et d'espèces;

- apparition de taxons nouveaux (genres et espèces)" (Guérin, 1998, p. 251).

De nombreux travaux ont contribué depuis moins d'une vingtaine d'année à mettre en avant l'intérêt de l'analyse biochronologique des faunes de grands mammifères ou des microfaunes pour la structuration chronologique du Pléistocène (Auguste, 1995a; Kolfschoten, 1990; Cordy, 1982; Guérin, 1982). La portée du système de référence biostratigraphique établi pour le nord-ouest de l'Europe a été soulignée dans le cadre de la reconstruction critique de la chronologie du Pléistocène moyen pour le Royaume-Uni par
exemple (Roberts *et al.*, 1995). On doit évoquer le développement relativement récent de la biochronologie des micromammifères, des rongeurs en particulier. Elle bénéficie de la vitesse d'évolution souvent assez rapide de ces animaux.

L'utilisation de la flore à des fins biostratigraphiques est beaucoup plus limitée. Le rythme d'évolution des végétaux est beaucoup trop lent pour être perceptible à l'échelle du Quaternaire. Cependant, en se fondant sur la notion d'assemblage floristique, les chercheurs distinguent des successions de palynozones dont les spécificités permettent parfois de leur attribuer une valeur stratigraphique. Ceci s'applique en particulier aux phases interglaciaires dont les spectres palynologiques sont plus typés et plus variés. Pour le Tardiglaciaire weichsélien et l'Holocène par exemple, les palynozones constituent un élément essentiel du cadre chronologique.

## 2.2 - Quelles sont les limites de ces approches ?

### 2.2.1 - Limites des enregistrements isotopiques océaniques

Les conditions sédimentaires du milieu océanique apparaissent extrêmement stables. Son temps de réponse face à des évènements brutaux est amorti par rapport aux calottes glaciaires qui ont enregistré des pulsations climatiques ayant une durée de moins d'un siècle (Jouzel *et al.*, 1994). L'enregistrement océanique s'avère ainsi global et amorti.

Une limite apparaît dans le calage chronologique des courbes isotopiques, le plus souvent en référence à des datations absolues (K/Ar), d'inversions paléomagnétiques ou de tephras.

Les limites intrinsèques à la méthode sont négligeables à l'échelle où sont utilisés les enregistrements isotopiques dans la chronologie du Pléistocène moyen. De véritables problèmes apparaissent lors des tentatives de corrélation avec les enregistrements terrestres.

### 2.2.2 - Limites de la lithostratigraphie

"Les séquences offrent aussi toujours des bilans sédimentaires dont le caractère discontinu, partiel et (ou) irrégulier est de règle, même s'il est inégal dans des proportions qui demandent dans tous les cas à être évaluées. Cette sélection naturelle des évènements enregistrés et de leur hiérarchisation apparente tiennent à la nature des documents stratigraphiques qui sont des réponses aux contraintes du milieu" (Sommé, 1990, p. 26). J. Sommé évoque ici les problèmes "d'enregistrement - réponses des environnements sédimentaires" continentaux qui illustrent une limite importante de la lithostratigraphie.

La seconde limite est liée à l'inégale conservation des sédiments pléistocènes. En dehors du domaine fluviatile, notre connaissance des séquences litho- et pédosédimentaire antérieures au Dernier interglaciaire n'est pas encore comparable au Weichsélien. Les sédiments sont souvent enfouis sous une imposante couverture weichsélienne qui en rend l'accès difficile. Ils sont très lacunaires dans certaines régions, uniquement conservés dans des pièges géomorphologiques. En outre, l'influence du contexte local sur la nature des sédiments, plus forte au Pléistocène moyen qu'au Pléistocène supérieur, rend parfois les corrélations difficiles.

### 2.2.3 - Limites de la biochronologie

La première limite de la biochronologie est celle imposée par l'existence même de l'information car la faune n'est pas toujours conservée. Le rythme des changements dans les
communautés animales est un facteur limitatif dans les applications de la biochronologie. Si l'intérêt est manifeste à l'échelle du Pléistocène, la résolution chronologique apparaît moindre dès lors que l'on considère des tranches de temps plus restreintes comme le Pléistocène moyen récent, période qui concerne directement notre étude. Les spécialistes s'accordent en effet pour ne considérer l'existence pour cette période que de deux unités-standard (23 et 24) dans la biochronologie des grands mammifères. Ceci semble en deçà des possibilités de discrimination chronologique à la portée des approches géochronologiques conventionnelles pour le Pléistocène moyen récent. La capacité de résolution chronologique à laquelle prétend actuellement la biochronologie des micromammifères semblerait plus proche du seuil requis dans l'objectif d'une périodisation du Pléistocène moyen récent. Celle-ci s'appuie essentiellement sur l'analyse biométrique du matériel dentaire des rongeurs de la lignée *Mimomys savini* → *Arvicola cantiana* → *Arvicola terrestris* (indice SDQ, Heinrich, 1982a, 1982b). Malgré le succès de cette méthode, nous verrons à la fin de ce chapitre que ses résultats ne sont pas exempts de contradictions apparues avec la multiplication des séries analysées. Il faut en outre évoquer les problèmes posés par le calage chronologique des gisements paléontologiques de référence.

L'utilisation des spectres palynologiques comme marqueurs chronologiques est aussi soumise à certaines limites. Souvent, seules les phases tempérées présentent suffisamment de caractères pertinents susceptibles d'être discriminants. Les enregistrements doivent être les plus complets possibles pour limiter les incertitudes. En outre, l'influence du contexte édaphique local ou régional sur l'identité palynologique des interglaciaires est parfois importante. Ainsi dans les enregistrements de l'Hoxnien (Holsteinien) en Irlande, l'influence océanique est très sensible en fin d'interglaciaire et s'exprime par un plus fort développement de la forêt persistante ainsi que par la présence marquée des ericacés et de *Rhododendron ponticum* (Godwin, 1977).

### 2.2.4 - A quels niveaux s'expriment les différences entre ces approches ?
Echelle de l'enregistrement, résolution du signal ?

Le milieu sédimentaire océanique profond induit un enregistrement sédimentaire continu. Même lorsque les carottes océaniques sont très éloignées, les courbes isotopiques sont très proches. Ceci met en avant le caractère global de ces enregistrements qui relatent les conditions paléoclimatiques à l'échelle planétaire. En domaine glaciaire, on dispose désormais d'enregistrements continus dont la profondeur temporelle dépasse 400 Ka avec une résolution particulièrement fine. En domaine continental, le régime sédimentaire est discontinu et très influencé par les conditions locales. Les phases de dépôts alternent avec les érosions et les hiatus. Cependant, entre ces hiatus, le domaine continental bénéficie d'un taux de sédimentation beaucoup plus important qu'en domaine marin.

Pour le milieu océanique, l'enregistrement est donc global. En milieu continental, il y a souvent superposition entre un enregistrement influencé par des facteurs régionaux et un enregistrement à une plus large échelle. Le substrat et les stocks sédimentaires locaux peuvent influencer l'enregistrement tandis que pour les formations loessiques et les paléosols intra-loessiques des corrélations à très longue distance ont pu être proposées (entre l'Europe centrale et la Chine p. ex.).

Une opposition repose sur la nature de l'enregistrement des facteurs climatiques. Pour l'échelle isotopique océanique, l'enregistrement est quantitatif mais ne prend en compte qu'un paramètre, celui des températures atmosphériques globales. Les conditions paléoclimatiques connues par les groupes humains au cours du Paléolithique dans le nord-ouest de l'Europe ne peuvent être réduites à une courbe des paléotempératures inférée à partir des variations du rapport isotopique de l'oxygène tant en domaine marin que glaciaire. L'enregistrement
sédimentaire continental est au contraire qualitatif mais les faciès lithologiques ou pédologiques peuvent indiquer une combinaison de plusieurs paramètres climatiques : humidité, température, gel, régime des précipitations, couvert végétal, ...

Les courbes de variation isotopique de l'oxygène, tant en milieu océanique que glaciaire, constituent, pour la chronostratigraphie du Pléistocène, un cadre de référence chronoclimatique auquel on tend à se référer de plus en plus systématiquement. Cependant, sur le terrain, c'est sur les données de la stratigraphie et de la paléopédologie des formations continentales que l'on peut s'appuyer pour replacer les occupations humaines paléolithiques dans un cadre chronoclimatique.

## 3 - Une couverture quaternaire et trois agents sédimentaires

Le nord-ouest de l'Europe est un terrain privilégié pour intégrer cadre chronostratigraphique et archéologie paléolithique. Il s'individualise géologiquement par l'importance qu'y prennent les formations superficielles quaternaires. La proximité des masses glaciaires des calottes scandinave et britannique a soumis de façon récurrente les latitudes moyennes à des environnements de type périglaciaire. On regroupe sous ce qualificatif un ensemble de dépôts (dépôts de pente, loess ou sables éoliens de couverture et formations fluviatiles) dont la dynamique est liée aux conditions climatiques de la zone périglaciaire (Lautridou, 1987). La recherche y est naturellement contrainte aux sites de plein-air qui sont au sein même des grands systèmes sédimentaires. Bien que prenant place dans un enregistrement sédimentaire local, le site archéologique est indissociable de l'enregistrement régional. L'interprétation chronostratigraphique se réfère à un cadre régional, ce qui est un élément favorable aux corrélations inter-sites et permet de replacer les occupations anthropiques sur une échelle chronologique relative. Ce cadre régional inclut des séquences archéologiques mais aussi nombre de séquences naturelles. Ceci oppose l'Europe du nord-ouest à celle du sud où la recherche est souvent limitée aux grottes et autres cavités dont l'enregistrement sédimentaire est avant tout local.

### Définition et principaux caractères du Pléistocène moyen

La limite entre Pléistocène inférieur et Pléistocène moyen s'exprime dans le nord-ouest de l'Europe par d'importantes modifications dans la paléogéographie, la géomorphologie, la lithologie et les conditions paléoclimatiques. Ces conditions interviennent clairement au niveau régional antérieurement à l'inversion paléomagnétique Brunhes-Matuyama (Lautridou et al., 1986) vers 1 Ma environ (Antoine et al., 1998). On note un changement majeur dans la dynamique sédimentaire avec le début de l'incision des grands réseaux fluviatiles ainsi qu'un fort développement des structures karstiques au toit du substratum crayeux. Une sédimentation limoneuse tend à prendre le pas sur la composante sableuse tandis que s'amorcent des conditions périglaciaires avec l'installation cyclique de permafrost. Le Pléistocène moyen débute ainsi antérieurement à 780 000 ans pour s'étendre jusque vers 130 000 ans, de la base du complexe Cromérien à la base de l'Eemien. Pour la plupart des auteurs, le Pléistocène moyen récent débute avec l'Holsteinien pour se développer tout au long du complexe saalien et prendre fin avec le début de l'Eemien.

Les formations limoneuses, limono-sableuses et sableuses du Pléistocène moyen et supérieur constituent dans le nord-ouest de l'Europe une couverture étendue mais qui ne devient plus ou moins continue qu'avec les dépôts loessiques de la fin du Saalien et du Weichsélien supérieur. La genèse de cette couverture est à mettre au compte d'une dynamique éolienne largement prédominante (Sommé, 1976). P. Haesaerts (1984a) note que ces apports
loessiques éoliens, tout comme le développement des formations fluviatiles (terrasses), contribuent à caractériser le Pléistocène moyen en le différenciant nettement du Pléistocène inférieur. Les réseaux hydrographiques vont ainsi acquérir une dynamique et un tracé qui n'évolueront que peu par la suite. L'incision verticale dans le substrat devient prépondérante, sous l'influence de la lente remontée tectonique des plaines du nord-ouest de l'Europe, ainsi que l'illustrent la Somme et ses affluents (Antoine, 1994). Pour de nombreux réseaux fluviatiles de ces régions, le Pléistocène ancien n'a laissé que de rares nappes d'extension le plus souvent réduite tandis qu'avec le Pléistocène moyen, même si l'encaissement des cours d'eau s'affirme, d'importantes phases d'alluvionnement s'intercalent. La Seine constitue un exemple caractéristique de cette situation (Lécolle, 1989).

La subsidence du bassin de la Mer du Nord a permis le développement, pendant les phases de haut niveau marin en particulier, d'importantes formations sédimentaires marines et fluvio-marines (McCave *et al.*, 1977).

On doit aussi mentionner un autre agent sédimentaire, qui ne se rapporte pas à la dynamique sédimentaire périglaciaire mais glaciaire : la sédimentation morainique. La contribution des sédiments morainiques dans la couverture quaternaire du nord-ouest de l'Europe apparaît limitée puisque son extension est liée à l'aire d'expansion des masses glaciaires, à la frange septentrionale de notre zone d'étude. Leur importance ne doit cependant pas être négligée, on doit mettre en avant leur rôle de marqueur stratigraphique. L'alternance des avancées et retraits des langues glaciaires engendre en effet l'interstratification des formations morainiques qui leur sont liées ("boulder clay") et des dépôts périglaciaires. Cette situation, rencontrée dans les dépôts du bassin de la Mer du Nord (cf. infra), dans la région Elbe / Saale ainsi que pour certains sites de l'East Anglia, constitue un élément de corrélation précieux entre des régions très éloignées.

Les dépôts engendrés par chacun de ces grands systèmes sédimentaires : éolien, fluviatile et marin vont donc constituer les données de base de la lithostratigraphie et la trame du cadre interprétatif chronostratigraphique. Au-delà de cette dynamique ternaire, l'interstratification des formations imputables à chacun de ces agents va être un facteur favorable aux corrélations.

## 4 - Problème

A l'issue de cette présentation, on pourrait s'attendre à un cadre chronoclimatique homogène à l'échelle du nord-ouest de l'Europe. Pourtant aucun cadre chronoclimatique en vigueur dans la zone d'étude ne semble actuellement applicable en dehors de sa zone de définition. Les traditions de recherche propres à chaque pays ont semble-t-il conduit à des systèmes chronoclimatiques suffisamment différents pour qu'ils ne soient pas directement superposables sans générer des confusions majeures.

Nous nous sommes appuyé sur les contributions synthétiques récentes afin de présenter, pour chacun des principaux ensembles régionaux, le cadre chronoclimatique en vigueur (fig. 2). Des divergences apparaissent nettement à l'examen des cadres chronostratigraphiques et chronoclimatiques présentés. Ces différences sont-elles simplement terminologiques ou reflètent-elles des divergences plus profondes dans les corrélations avec le référentiel océanique ?
<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Fig. 2 : Cadres chronostratigraphiques et chronoclimatiques en vigueur dans les régions du nord-ouest de l'Europe. (Reille, Beaulieu, 1995 ; Antoine, 1990 ; Roe, 1981 ; Roberts et al., 1995 ; Zagwijn, 1989, 1992 ; Bosinski, Richter, 1997 ; Turner dir., 1997 ; Mania, 1995a ; Thieme et al., 1993).</figcaption></figure>

Elles s'expriment tout d'abord au niveau terminologique. Les termes Holsteinien et Saalien sont communs à la plupart de ces ensembles, à l'exception du Royaume-Uni qui se démarque par sa terminologie propre. Ces termes semblent représenter des entités chrono-climatiques différentes. Le "complexe Holsteinien", spécifique à l'Allemagne orientale, regroupe l'Holsteinien s.s., deux autres phases tempérées et les phases froides qui les séparent tandis que le terme Holsteinien désigne ailleurs une unique phase. Le sens du terme Saalien apparaît ainsi différent en France, en Allemagne occidentale, orientale et aux Pays-Bas. La phase glaciaire saalienne est au minimum scindée en deux par un interstade tempéré dans tous les cas. Les phases tempérées postérieures à l'Holsteinien ont reçu des dénominations très variées (Hoogeven, Bantega, Reinsdorf, Treene, Dömnitz, Schöningen) de valeur régionale.

Le deuxième niveau de divergence est plus important. Le nombre de phases tempérées identifiées pour le Pléistocène moyen récent varie et les corrélations entre les données de la chronologie isotopique et les données stratigraphiques et biostratigraphiques fluctuent elles aussi (tabl. 2). L'Holsteinien qui est le premier interglaciaire du Pléistocène moyen récent est corrélat avec les stades isotopiques 9, 11 ou 13. La durée accordée au Pléistocène moyen récent oscille ainsi, selon les modèles proposés, entre 210 000 et près de 400 000 ans ! L'unique point d'accord entre ces différents cadres chronoclimatiques est la corrélation du dernier interglaciaire (Eemien / Ipswichien) avec le sous-stade 5e des courbes isotopiques marines.

Quelles sont les sources possibles de ces divergences ? La première est liée à la variation du nombre de phases tempérées repérées, sur des bases palynologiques ou paléopédologiques, dans chaque région pour le Pléistocène moyen récent. Un "enregistrement-réponse" régional différentiel en serait à l'origine (Sommé, 1990). Certaines phases tempérées identifiées sur les courbes isotopiques pourraient n'avoir été enregistrées au niveau sédimentaire ou pédologique que dans certaines régions du fait de conditions favorables. La seconde source de divergence pourrait être liée aux procédures de corrélation entre enregistrements océaniques et continentaux.
<table><caption>Tabl. 2 : Nombre de phases tempérées enregistrées pour le Pléistocène moyen récent et stade isotopique corrélé avec l'Holsteinien pour les différentes régions du nord-ouest de l'Europe.</caption><thead><tr><th></th><th>Royaume-Uni</th><th>France</th><th>Belgique</th><th>Pays-Bas</th><th>Allem.occid.</th><th>Allem. Orien.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Nombre de phases tempérées enregistrées pour le Pléistocène moyen récent (Holsteinien compris)</td><td>3</td><td>3</td><td>?</td><td>3</td><td>3</td><td>4</td></tr><tr><td>Stade isotopique de l'échelle océanique corrélé avec l'Holsteinien</td><td>11</td><td>9</td><td>?</td><td>9</td><td>9</td><td>13</td></tr></tbody></table>

Qu'est-on en droit d'attendre pour qu'une séquence continentale puisse être corrélée avec la chronologie isotopique océanique ?

- Un parallélisme des variations stratigraphiques, pédologiques et biostratigraphiques ;

- une séquence la plus longue possible où figurent de nombreux événements paléoclimatiques ;

- un calage par des datations qui reposent sur des processus physico-chimiques (TL, ESR, OSL, U-Th, K-Ar, paléomagnétisme), et si possible mettant en jeu deux méthodes ou plus.

Chacun des cadres étant élaboré avec des références régionales qui lui sont propres, il nous est impossible de choisir l'un plutôt que l'autre. En outre, utiliser ces cadres de façon indépendante serait un non-sens. Il est donc nécessaire de construire un cadre synthétique intégrant les données propres à chaque région.

Nous suivrons pour cela trois étapes successives. La première étape consiste à décrire les évènements climatiques du Pléistocène moyen récent sur la base des courbes isotopiques marines et glaciaires. Dans une seconde étape, nous montrerons qu'il est possible d'effectuer des corrélations entre séquences régionales sur la base d'invariants dans les enregistrements continentaux. La troisième étape sera consacrée à la construction du cadre en intégrant de façon critique les principales séquences. Il importe principalement pour cette étape de déterminer combien de phases tempérées au maximum sont enregistrées pour le Pléistocène moyen récent du nord-ouest de l'Europe tout en s'appuyant sur la caractérisation climatofloristique de l'Holsteinien, première de ces phases tempérées.

## 5 - Etape 1 : Les courbes isotopiques $^{18}$O/$^{16}$O. Description des événements climatiques enregistrés pour le Pléistocène moyen récent

C'est à partir de la carotte V28-238, prélevée dans le Pacifique, que N.J. Shackleton (1969) publia une première courbe isotopique découpée en stades marquant les oscillations majeures du rapport $^{18}$O/$^{16}$O et donc les grands cycles climatiques.

Le recours à des carottes plus dilatées a permis une subdivision plus fine de ces stades isotopiques (Shackleton, Pisias, 1985; Pisias et al., 1984). Pour le Pléistocène moyen récent quatre stades subdivisés en sous-stades peuvent être décrits (fig. 3).
<figure><img src="image_4.png" /></figure>

<figure><img src="image_5.png" /></figure>

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Fig. 3 : Courbes isotopiques de l'oxygène.</figcaption></figure>

1. Courbe isotopique océanique standard (d'après Pisias et al., 1984).

2. Courbe isotopique SPECMAP (d'après Martinson et al., 1987).

3. Courbe isotopique glaciaire, carotte de Vostok (d'après Petit et al., 1999).
Le stade isotopique 9 représente une période interglaciaire franche. Pour N.J. Shackleton (1987), l'intensité du réchauffement est comparable à l'Holocène (stade 1) et au sous-stade 5e, corrélé avec l'optimum climatique du Dernier Interglaciaire. Les calibrations permettent d'envisager le début du stade 9 autour de 339 Ka BP et sa fin vers 303 Ka BP (Imbrie et al., 1984). La première péjoration franche après le stade 9 est individualisée par le pic 8.4 sur la courbe proposée par Pisias et al. (1984). De courte durée, elle est suivie par un court réchauffement (8.3) laissant place à une longue phase pléniglaciaire (8.2). La limite du stade isotopique 8 avec le stade 7 se placerait vers 245 Ka BP. Le stade isotopique 7 est désormais subdivisé en trois phases : deux réchauffements (sous stades 7c et 7a) séparés par une phase froide (7b) (Shackleton, Pisias, 1985). D'après N.J. Shackleton (1987), l'intensité du réchauffement du stade 7 est en deçà des conditions enregistrées pour les stades 1, 5e et 9, et il évoque la persistance de masses glaciaires importantes. La péjoration du sous-stade 7b aurait pu atteindre une intensité type glaciaire (Ruddiman, Mc Intyre, 1982). Sur la courbe des paléo-températures atmosphériques inférées à partir des données isotopiques glaciaires de Vostok, les deux phases tempérées des sous-stades 7a et 7c sont nettement individualisées tandis que l'ampleur du refroidissement qui les sépare est élevée (Petit et al., 1999). Le stade isotopique 6, rythmé de nombreuses pulsations qui semblent mineures, constitue la phase froide la plus longue et la plus intense du Pléistocène moyen récent. Elle débute vers 186 Ka BP et se termine, autour de 128 Ka BP, par le réchauffement rapide du sous-stade isotopique 5e qui marque le passage au Pléistocène supérieur.

## 6 - Etape 2 : Les formations morainiques

Les formations morainiques des plaines d'Europe du Nord constituent des invariants dans les enregistrements continentaux à l'échelle de la zone d'étude pour le Pléistocène moyen récent. Elles assurent des corrélations, des "ponts" entre les séquences régionales.

Contrairement au domaine alpin, l'étude des dépôts morainiques du Pléistocène moyen dans le nord-ouest de l'Europe joue un rôle direct dans l'établissement d'un cadre chronostratigraphique. L'extension des masses glaciaires aux dépens de régions où régnait une sédimentation marine ou continentale (fluviatile, éolienne,...) va engendrer des ruptures stratigraphiques franches que l'on va pouvoir suivre et corréler à longue distance. Ce rôle de repère stratigraphique est assuré par le caractère érosif des moraines, le synchronisme des fronts glaciaires, la facilité d'identification de tels sédiments et par le fait que les masses glaciaires excluent dans les régions recouvertes tout autre dépôt sédimentaire.

L'étude morphostratigraphique des dépôts morainiques dans le nord de l'Europe (sud de l'Angleterre, Pays-Bas, Allemagne septentrionale, ...) révèle la structuration complexe du Saalien (Liedtke, 1975 ; West, 1977). Les dépôts relatifs à la calotte glaciaire scandinave en Europe du Nord ont été subdivisés en complexes, échelonnés en latitude, correspondant à des phases glaciaires d'extension décroissante<fnref n="3" />. Ces phases de transgression glaciaires ont été dénommées, de la plus ancienne à la plus récente, glaciation de l'Elster, de la Saale et de la Weichsel. Les moraines frontales de la glaciation de la Saale sont subdivisées en deux stades successifs, Drenthe (Saale s.s.) puis Warthe. Un des principaux problèmes semble être de positionner précisément entre les deux interglaciaires typiques de l'Holsteinien et de l'Eemien ces deux phases de transgression glaciaires attestées par des fronts morainiques.

Interviennent-elles en phase initiale ou finale du Saalien ? Nous allons examiner la succession de ces fronts morainiques d'est en ouest dans la zone de l'Elbe / Saale (Allemagne septentrionale), des Pays-Bas puis du sud du Royaume-Uni.

<footnote n="3">³ Dans la dénomination de ces complexes morainiques et des phases chrono-climatiques correspondantes nous utilisons la terminologie employée régionalement par chacun des auteurs.</footnote>
Dans la région de la Saale et de l'Elbe moyenne, D. Mania (1986, 1995a) nous rapporte de façon synthétique la contribution de l'étude des successions morainiques dans la connaissance de la chronostratigraphie du Pléistocène moyen de ces régions. Le plus ancien front morainique attesté est celui de l'Elstérien. Il a atteint les latitudes les plus méridionales. Pour les deux premières péjorations climatiques postérieures à l'Holsteinien (s.s.), il n'est pas connu d'avancée glaciaire significative. L'avancée suivante est rapportée à la phase finale du Saalien s.l., en particulier à la première phase glaciaire dite de la Drenthe (Saale s.s.). Elle se marque par un front principal en retrait duquel on peut observer dans cette région de la Saale / Elbe moyenne trois moraines qui témoignent d'oscillations internes à cette phase. Assez largement en retrait de ces moraines de la Drenthe, on trouve le front morainique de la Warthe correspondant à la phase glaciaire qui clôt le Saalien (s.l.).

Les traces directes de l'avancée glaciaire elstérienne sont ténues pour le nord des Pays-Bas, prenant la forme de dépôts lacustres proglaciaires contrairement au Saalien marqué par des sédiments morainiques typiques et épais (Zagwijn, 1979). D. Stapert (1983) note que les géologues hollandais s'accordent pour attribuer à la troisième et dernière phase glaciaire du Saalien la transgression glaciaire observée aux Pays-Bas (ter Wee, 1981). Ceci va dans le sens de W.H. Zagwijn (cf. infra, § 7.1) qui a noté que les moraines saaliennes sont en position sommitale dans la séquence saalienne. Le front morainique saalien a ainsi largement dépassé le front elstérien aux Pays-Bas. Dans des carottages à l'est du Dogger Bank<fnref n="4" />, on a cependant identifié des dépôts glaciaires elstériens sous des sédiments marins rapportés à l'Holsteinien. Les analyses pétrographiques des sédiments morainiques des carottages réalisés dans ce secteur oriental du Dogger Bank montrent en effet qu'au cours de l'Elstérien, l'inlandsis britannique était prépondérant sur l'inlandsis scandinave ce qui a entraîné une sous-alimentation du front au niveau des Pays-Bas. Au Saalien, les glaces des inlandsis scandinaves et britanniques se mêlaient au contraire dans ce même secteur (Zagwijn, 1979).

Pour le sud de l'Angleterre, les moraines rapportées à l'Anglien occupent la position la plus méridionale (Perrin et al., 1979). La limite de ce front glaciaire peut être observée immédiatement au nord de la vallée actuelle de la Tamise. Cette masse glaciaire a d'ailleurs contraint la Tamise à un tracé plus méridional, son cours à la fin du Cromérien était de 30 à 50 kilomètres plus au nord. Le front morainique du Wolstonien se positionne en retrait de 50 à 80 kilomètres vers le nord.

Dans les plaines d'Europe du Nord, ainsi que l'expose P. Haesaerts (1984a), le front morainique de la Drenthe a localement atteint et dépassé la limite des moraines de l'Elster. L'extension maximale des glaciers au cours du Pléistocène moyen est cependant elstérienne. Les moraines frontales du stade de la Warthe sont situées en retrait notoire par rapport aux moraines de la Drenthe. On peut ainsi rapporter le maximum glaciaire du Pléistocène moyen récent à la première phase du Saalien final.

Le parallélisme dans l'intensité et la disposition des fronts morainiques entre l'Angleterre et la plaine germano-polonaise est net. Le synchronisme de ces évènements ne semble pas faire de doute. On peut donc corréler Elstérien et Anglien, Wolstonien et Drenthe (Saale s.s.).

"... the maximum glacial advance in eastern Britain was during Elsterian time in terms of continental stratigraphy" (Zagwijn, 1979, p. 38).

Ces moraines qui sont présentes dans plusieurs séquences, naturelles ou archéologiques, de notre zone d'étude deviennent ainsi de précieux éléments de corrélation (fig. 4). Les séquences stratigraphiques de Hoogeven / Bantega / Peelo peuvent ainsi être

<footnote n="4">⁴ Le Dogger Bank est un haut fond de la mer du Nord.</footnote>
mises en parallèle avec celle de Schöningen. Elles débutent incontestablement avec la première phase tempérée postérieure aux moraines elstériennes, l'Holsteinien, et se terminent avec l'irruption des moraines de la Saale.

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Fig. 4 : Corrélation des fronts morainiques du Pléistocène moyen entre l'East Anglia, les Pays-Bas et la région de l'Elbe-Saale.</figcaption></figure>

# 7 - Etape 3 : Les séquences régionales du Pléistocène moyen récent

## 7.1 - La zone subsidente des Pays-Bas (fig. 5)

La nomenclature et les données du cadre chronostratigraphique en usage pour le nord-ouest de l'Europe sont pour une large part dues aux travaux des géologues néerlandais. Les principales subdivisions du Pléistocène moyen récent ont ainsi été proposées à partir des études de l'impressionnant empilement sédimentaire continental (sédiments fluviatiles, lacustres et morainiques) accumulé dans le bassin subsident de la Mer du Nord prolongeant le graben du Rhin. Ces travaux prennent en compte des données à la fois sédimentaires, paléontologiques et paléofloristiques (de Jong, 1967 ; Van der Heide, Zagwijn, 1967 ; Van der Vlerk, Florschütz, 1953 ; ter Wee, 1962 ; Zagwijn, 1961, 1973, 1985).

Nous nous appuyons ici sur les travaux de W.H. Zagwijn (Zagwijn 1973, 1985, 1989, 1992) essentiellement pour leur caractère synthétique. Le cadre chronoclimatique proposé par cet auteur repose sur l'analyse lithostratigraphique et paléofloristique d'une séquence d'environ 50 mètres de puissance. Cette séquence qui se développe sous les formations morainiques de la fin du Pléistocène moyen récent est connue grâce à de multiples carottages réalisés dans la province de Drenthe au nord des Pays-Bas, dans la zone subsidente, sur les
<figure><img src="image_8.png" /></figure>

1

<figure><img src="image_9.png" /></figure>

2

<table><thead><tr><th colspan="2">W</th><th colspan="2">E</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="2">DRENTHE FORMATION (till)</td><td colspan="2">EINDHOVEN FORMATION</td></tr><tr><td>URK FORMATION<br>(upper part)</td><td>(local peat beds)</td><td colspan="2">PEELO FORMATION<br>(including "potklei")</td></tr><tr><td colspan="2">URK FORMATION (lower part)</td><td colspan="2"></td></tr></tbody></table>

3

<caption>Fig. 5 : Cadre chronoclimatique pour le nord des Pays-Bas (d'après Zagwijn, 1973, 1985, 1989, 1992).</caption>

1. Estimation des variations des températures moyennes estivales depuis l'Elstérien jusqu'au Saalien.

2. Succession floristique de l'Elstérien final, de l'Holsteinien et du Saalien ancien.

3. Stratigraphie des couches sous la moraine saalienne sur une puissance de 50m.
sites naturels de Hoogeven, Bantega et Peelo. Elle correspond au bilan sédimentaire de cette
région des Pays-Bas entre la fin de l'Elstérien auquel correspondent des formations glacio-
lacustres ("Potklei") et le stade final du Saalien marqué par l'irruption de puissantes
formations morainiques ("Saalian till"). Cette séquence se compose de formations fluviatiles,
fluvio-glaciaires ou limniques proglaciaires. Les formations morainiques sont l'élément
essentiel de l'interprétation chronostratigraphique de cette séquence.

Les variations du contenu paléobotanique des différentes unités stratigraphiques
distinguées pour le Pléistocène moyen récent des Pays-Bas ont permis à W.H. Zagwijn
d'identifier plusieurs oscillations climatiques de rang interglaciaire. Ceci a conduit cet auteur à
préciser la définition de l'Holsteinien dans son sens paléofloristique et à identifier plusieurs
cycles climatiques intra-saaliens. Le Saalien s'est ainsi révélé une période complexe.

"... after a cold glacial phase attributed to the Elsterian Glacial, a series of beds were deposited which show beyond any doubt characteristics of an interglacial phase. The interglacial sequence may presently be identified with the Holsteinian of N.W. Europe" (Zagwijn, 1973, p. 153).

L'Holsteinien est la première subdivision chronoclimatique du Pléistocène moyen récent dont le site éponyme est une région du nord de l'Allemagne. Il a en réalité été défini par le contenu paléontologique et paléofloristique de sédiments marins à Neede aux Pays-Bas (Van der Vlerk, Florschütz, 1953) puis précisé par l'étude d'autres assemblages polliniques (Zagwijn, 1973). La définition sédimentaire de l'Holsteinien s'appuie essentiellement sur les dépôts marins transgressifs du nord-ouest de l'Europe, principalement développés le long de l'embouchure de l'Elbe (Holstein) et dans le golfe de l'Yser. L'absence de réel stratotype de définition de l'Holsteinien est un problème fréquemment soulevé actuellement (Gibbard, Turner, 1990). L'identification de l'Holsteinien par W.H. Zagwijn se fonde donc sur des bases stratigraphiques mais surtout palynologiques. La structure climatique détaillée de l'Holsteinien sera abordée lors de la présentation du cadre paléoenvironnemental du Pléistocène moyen récent (cf. infra, chap. II).

Au-dessus des niveaux présentant un contenu palynologique d'interglaciaire typique
rapportés à l'Holsteinien, c'est-à-dire pour le Saalien "ancien", W.H. Zagwijn décrit la
succession de trois stades séparés par deux interstades.

"Between the Holsteinian beds and the Saalian till at Bantega, deposits showing evidence of the presence of two temperate phases of interstadial character have been found" (Zagwijn, 1973, p. 153).

Cinq stades / interstades successifs peuvent donc être décrits : (fig. 5)

**Stade 1** : péjoration climatique suivant l'Holsteinien caractérisée par des structures cryogéniques franches (permafrost, *ice-wedge* et *desert pavement*).

**Interstade d'Hoogeven** : ses caractéristiques palynologiques lui confèrent une identité nettement tempérée. La présence assez marquée des taxons arboréens tempérés a conduit W.H. Zagwijn (1973) à s'interroger sur la valeur à donner à cette phase : interstadiaire ou interglaciaire ? Argumentant sur la brièveté relative de cette phase et sur le fait que *Pinus* et *Betula* restaient dominants dans les spectres palynologiques, il resta sur la première hypothèse, donnant à cette phase une valeur interstadiaire.

**Stade 2** : seconde détérioration climatique, marquée par un paysage ouvert à permafrost.
L'auteur note la faible durée de cette phase.

**Interstade de Bantega** : son intensité reste nettement inférieure à celle d'Hoogeven. Elle a donc clairement une valeur interstadiaire. *Pinus* et *Betula* sont les taxons arboréens dominants bien que les thermophiles soient présents.

**Stade 3** : retour d'une péjoration climatique très marquée, équivalente au stade 1.
L'ensemble de cette séquence est scellé par les moraines saaliennes, traduisant l'irruption des calottes glaciaires dans la zone moyenne des Pays-Bas.

W.H. Zagwijn décrit donc **trois phases tempérées** pour le début du Pléistocène moyen récent, d'intensité décroissante, de rang interglaciaire ou interstadiaire, avant la dernière péjoration qui annonce le recouvrement du nord des Pays-Bas par la calotte glaciaire. Il ne nous est cependant pas permis de suivre précisément la structure climatique de la phase finale du Saalien, qui se résume ici aux formations morainiques.

## 7.2 - La France du Nord-Ouest (Antoine, 1990 ; Antoine et al., 1998) (tabl. 3)

La chronostratigraphie du nord de la France repose principalement sur l'association de la stratigraphie de la paléopédologie et du contenu paléofloristique pour les formations fluviatiles (vallées de la Somme, de la Scarpe, de la Seine), les formations limono-loessiques de couverture (Nord, Picardie, Normandie) et les formations marines (Herzeele). Les séquences étudiées sont maintenant très nombreuses. Pour le Pléistocène moyen récent, des différences régionales dans l'enregistrement des phases climatiques sont à noter tant pour le domaine fluviatile que pour les formations de couverture. Les corrélations avec l'échelle isotopique océanique s'appuient sur un large échantillon de datations absolues obtenues pour différentes formations en contexte archéologique ou non (Moyenne Somme, Tourville, Biache, Herzeele). Après la présentation de la séquence d'Herzeele, dont le rôle est majeur dans la définition paléofloristique de l'Holsteinien et dans sa corrélation avec l'échelle isotopique océanique, nous exposerons la chronostratigraphie de la Moyenne vallée de la Somme pour le Pléistocène moyen récent.

### 7.2.1 - L'Holsteinien et la formation d'Herzeele (Pas-de-Calais)

Cette formation a été définie par R. Paepe et J. Sommé (1975) sur la cote flamande à partir de la localité type d'Herzeele (France) et de celle d'Izenberge (Belgique). Les travaux menés sur les coupes de la briqueterie Heem ont permis d'établir une référence pour les formations marines transgressives du Pléistocène moyen pour cette région dite du Golfe de l'Yser, en marge de la plaine maritime holocène (Sommé et al., 1978). Ces dépôts transgressifs, qui marquent les plus hauts niveaux marins interglaciaires, constituent des éléments déterminants dans la restitution de la paléogéographie du Pléistocène moyen (cf. infra, chap. III). Les études ont permis de distinguer, sous les limons et sables éoliens de couverture relevant du Pléistocène supérieur, trois séries marines reposant sur le substrat éocène (fig. 6). La série marine basale (9), sableuse, est couronnée par un dépôt tourbeux continental (8) qui la sépare nettement de la série moyenne à dominante argileuse (7, 6, 5). La série récente est formée de sables coquilliers (4) assez épais suivis par des argiles stratifiées estuariennes (3).

Cette succession correspond au bilan sédimentaire littoral de trois hauts niveaux marins interglaciaires. La position topographique du gisement (cote +12/+7m NGF), qui place l'ensemble au-delà des dépôts flandriens, plaide en faveur d'un âge pléistocène moyen. Ce sont principalement les corrélations établies sur des bases palynologiques qui ont permis dans un premier temps de proposer un rapprochement des séries moyenne et supérieure de la formation d'Herzeele avec l'Holsteinien (Sommé et al., 1978), en référence aux données du bassin subsident de la mer du Nord (Zagwijn, 1973). Cette interprétation a été révisée lors des travaux complémentaires s'appuyant sur une séquence plus dilatée (Vanhoorne, Denys, 1987). Ils ont conduit à restreindre l'Holsteinien à l'unité supérieure d'Herzeele (4,3). Le contenu paléofloristique de cette formation sera évoqué en détail dans le chapitre II. Une datation de 320 Ka BP a été obtenue par ESR pour l'unité marine supérieure d'Herzeele (Stremme, 1985).
<table><caption>Tabl. 3: Cadre chronostratigraphique du Pléistocène du nord-ouest de la France (d'après Antoine et al., 1998).</caption><thead><tr><th rowspan="2">P.M.</th><th rowspan="2">Age Ma</th><th rowspan="2">SIM</th><th colspan="2">Chronostratigraphie</th><th colspan="2">Lithostratigraphie</th><th colspan="2">Pédostratigraphie</th></tr><tr><th>Sous Système</th><th>Etage</th><th>Marin / Est. / Lagun.</th><th>Fluviatile</th><th>Eolien / versant</th><th>Normandie</th><th>Picardie</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="10">Brunelles</td><td rowspan="10">M</td><td rowspan="10">0.78</td><td rowspan="10">SUP.</td><td rowspan="2">Weichselien</td><td rowspan="2">Form du Mt St. Michel</td><td rowspan="2">Form. Marais Vernier</td><td rowspan="2">Form. des Flandres</td><td rowspan="2">Rég. Mantaise</td><td rowspan="2">Normandie</td><td rowspan="2">Picardie</td><td rowspan="2">Nord</td><td rowspan="2">Normandie</td><td rowspan="2">Picardie</td></tr><tr><td>Form. de Léry</td><td>Amiens</td><td>Conty</td></tr><tr><td rowspan="2">Eemien</td><td rowspan="2">Annoville Port Racine</td><td rowspan="2">Le Havre</td><td rowspan="2">Formation d'Ostende</td><td rowspan="2">Moisson</td><td rowspan="2">Freneuse</td><td rowspan="2">Rouen 1</td><td rowspan="2">Camon</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Rouen 2</td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Saalien</td><td rowspan="2">Ecalgrain</td><td rowspan="2">Tancarville</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine moy.</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="10">PLEISTOCÈNE</td><td rowspan="10">Inf.</td><td rowspan="10">1.05</td><td rowspan="10">SUP.</td><td rowspan="2">Holsteinien</td><td rowspan="2">Elsterien</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Moisson</td><td rowspan="2">Freneuse</td><td rowspan="2">Rouen 1</td><td rowspan="2">Camon</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Rouen 2</td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Cromerien</td><td rowspan="2">Form. du Val de Saire</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine moy.</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Crom. IV</td><td rowspan="2">Glac. C</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Glac. B</td><td rowspan="2">Crom. III</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Crom. II</td><td rowspan="2">Gl. A</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Gl. A</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Crom. I</td><td rowspan="2">Dorst Gl.</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Leerdam Igl.</td><td rowspan="2">Bavelen</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Linge Gl.</td><td rowspan="2">Bavel Igl.</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Bavel Igl.</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Menapien</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Waalien</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Eburonien</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Tiglien</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">Pretigilien</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr><tr><td rowspan="2">PLIOCÈNE</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2">Guernes</td><td rowspan="2">Tosny</td><td rowspan="2">Form. de la Seine aval</td><td rowspan="2">F. de Tourville</td><td rowspan="2">Etouvie</td><td rowspan="2">Montières</td><td rowspan="2">Argoeuves</td><td rowspan="2">Epinette</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>Ossel St. Etienne</td><td>La Garenne</td><td>Formation de la Somme</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Fig. 6 : Profil stratigraphique du site d'Herzeele (Briqueterie Heem) (d'après Sommé *et al.*, 1978). 1. loess - Ap, 2. sables de couverture, 3. argile stratifiée estuarienne, 4. sables entrecroisés coquilliers, 5. argile à niveaux rougeâtres, 6. argile limoneuse grise marine, 7. argile noirâtre organique marine, 8. tourbe, 9. sables et argiles marins, graviers de base, 10. argile yprésienne.</figcaption></figure>

Des dates entre 300 et 350 Ka ont aussi été données par U/Th (Sarnthein *et al.*, 1986, Barabas *et al.* 1988). Des âges TL récemment obtenus oscillent par contre entre 248 et 271 Ka BP (Balescu *et al.*, 1993).

Les niveaux supérieurs d'Herzeele, attribués à l'Holsteinien par leur spectre palynologique, ont donc fait l'objet de plusieurs datations absolues. Elles permettent de proposer une corrélation de l'Holsteinien avec le stade isotopique 9, ce qui s'avère conforme avec le modèle de W.H. Zagwijn pour les Pays-Bas (Zagwijn, 1989, 1992). Cette corrélation a cependant été discutée (Schwarcz, Grün, 1988) au profit du stade 7. J. Sommé a récemment fait état des discussions liées à ces datations (Sommé, 1996). Elles engagent la définition de l'Holsteinien dans sa région-type et aux Pays-Bas, sa corrélation avec l'échelle isotopique océanique (stade 7, 9 et/ou 11) et sa définition sur des bases palynologiques.

Sur ce point, nous devons souligner la concordance et l'homogénéité des données palynologiques des principales séquences rapportées à l'Holsteinien / Hoxnien (West, 1956 ; Turner, 1970 ; Zagwijn, 1973 ; Sommé *et al.*, 1978 ; Vanhoorne, Denys, 1987 ; Mullenders, 1993 ; Urban, 1995b). Ces séquences seront abordées en détail dans le chapitre suivant mais nous pouvons d'ores et déjà donner leurs caractères essentiels et présenter les points qui distinguent l'Holsteinien des phases tempérées qui le précèdent ou lui succèdent.

L'optimum holsteinien est marqué par un fort développement de la chênaie mixte. La fréquence des thermophiles est élevée et les thermophiles exigeants (*Buxus*, *Hedera*, *Ilex*, *Juglans*) sont systématiquement présents. La fin de l'optimum se caractérise souvent par un pic très net de *Taxus*. Dans la seconde partie de l'interglaciaire, la fréquence des conifères s'élève au détriment de la chênaie mixte avec en particulier *Pinus*, *Picea* et *Abies* tandis que le rôle de *Carpinus* apparaît accessoire. *Alnus* est toujours fortement représenté tout au long de l'interglaciaire.

L'interglaciaire de Kärlich I/II présente des caractères palynologiques différents de l'Holsteinien (Gaudzinski *et al.*, 1996) (fig. 7). *Carpinus* y joue un rôle beaucoup plus précoce et bien plus affirmé tandis qu'*Alnus* reste un taxon accessoire. Cet interglaciaire étant bien
<figure><img src="image_11.png" /></figure>

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Fig. 7 : Comparaison de la structure climato-floristique du Cromérien IV (1) et de l'Hosteinien (2).</figcaption></figure>

1. Diagramme palynologique de Kärlich-Seeufer (d'après Gaudzinski *et al.*, 1996).

2. Diagramme palynologique de Marks Tey (d'après Turner, West, 1968).
corrélé avec le stade isotopique 11 sur la base de datations absolues et de la stratigraphie, ceci rejette de fait pour ces auteurs toute corrélation de l'interglaciaire holsteinien avec le stade 11.

D'après D. Mania (1995a), dans la séquence de Schöningen, les signatures palynologiques de l'Holsteinien et des deux phases tempérées suivantes se distinguent clairement. Nous pouvons préciser ses propos en mentionnant que pour les deux phases tempérées post-Holsteinien le peuplement arboréen reste partagé entre les taxons tempérés et les taxons boréaux au moment de l'optimum. L'identité paléobotanique de l'Holsteinien semble donc bien argumentée.

Pour la suite de ce travail, nous acceptons la corrélation de l'Holsteinien avec le stade isotopique 9 pour laquelle les arguments sont à nos yeux les plus pertinents. Nous sommes cependant conscient que cette position bien que majoritairement admise n'est pas unanime (Reille, Beaulieu, 1995, p. ex.).

### 7.2.2 - Moyenne vallée de la Somme, sédimentation fluviatile et loessique

La vallée de la Somme a depuis la fin du 19ème siècle un rôle majeur, tant au niveau archéologique que géologique. Ceci tient pour une large part à l'importance des formations sédimentaires quaternaires accumulées dans la vallée mais aussi aux caractéristiques géologiques et géomorphologiques du substrat antéquaternaire de la région. La Somme se présente comme un fleuve au bassin drainant peu étendu et développé sur une région au substrat homogène. La tectonique est dominée par des mouvements verticaux qui induisent une régularité des incisions fluviatiles et de l'étagement des terrasses.

La moyenne Somme a fait l'objet de travaux récents<fnref n="5" /> (Haesaerts, Dupuis, 1986 ; Antoine, 1990 ; Laurent et al., 1994) qui ont précisé la succession stratigraphique et la chronologie des formations quaternaires alluviales et de couverture. Au-dessus de la nappe alluviale de fond de vallée, 10 nappes alluviales conservées sous forme de terrasses régulièrement étagées sur les versants entre +5/6 m et +55 m par rapport à l'altitude du bed-rock en fond de vallée ont été individualisées (fig. 8). Sur le bord externe de ces terrasses, où les sédiments sont les mieux conservés, les observations ont montré que les dépôts fluviatiles sont constitués de sédiments grossiers peu variés surmontés par des formations fluviatiles fines, sables et/ou limons, fréquemment recoupés par une pédogenèse de plaine alluviale. La récurrence de cette succession lithostratigraphique apparaît en accord avec la régularité géométrique du système de terrasse (Antoine, 1990, p. 155).

"La synthèse des données (fluviatile / versant) montre que la formation du système de terrasses résulte d'une évolution morpho-sédimentaire cyclique à commande climatique dans un contexte de surrection générale..." (Antoine et al., 1998, p. 232).

Les données pédosédimentaires, palynologiques et faunistiques convergent pour situer la mise en place des dépôts fluviatiles grossiers au cours d'une phase pléniglaciaire tandis que les dépôts fins correspondent à un climat tempéré froid de type continental.

"...chaque séquence alluviale des terrasses du bassin de la Somme représente le bilan sédimentaire d'un cycle glaciaire-interglaciaire en domaine fluviatile" (Antoine, 1990, p. 157).

<footnote n="5">⁵ On doit ici mettre en relief la contribution des grands travaux autoroutiers au renouvellement des connaissances qui permettent l'accès, par l'ampleur des terrassements réalisés, à des séquences inobservables dans les conditions habituelles de l'archéologie.</footnote>
<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Fig. 8: Representation syntactique du système de terrasses de la moyenne vallée de la Somme (d'après Antoine et al., 1998).</figcaption></figure>
L'interprétation chronoclimatique de cette succession, en référence à l'échelle isotopique océanique, s'appuie sur plusieurs éléments :

- L'individualisation de cycles climato-sédimentaires correspondant à l'alternance glaciaire / interglaciaire, la récurrence régulière des séquences de couverture des nappes successives et l'absence de hiatus. Les 10 terrasses auxquelles s'ajoute la nappe de fond représentent ainsi 11 cycles climatiques successifs.

- Les données géochronologiques : plusieurs occupations anthropiques qui figurent dans ces formations ont fait l'objet de datations absolues à partir des sédiments ou sur os (Laurent, 1993 ; Laurent *et al.*, 1994).

* Dépôts fluviatiles fins de la nappe d'Etouvie (cycle 2), 95 +/-4 Ka (U/Th)

* Dépôts fluviatiles fins de la nappe de Montières (cycle 3), 200 +/-57 Ka (ESR)

* Dépôts fluviatiles fins de la nappe de l'Epinette (cycle 5), 296 +/-53 Ka (ESR)

* Dépôts de versant à lentilles fluviatiles de la base de la terrasse de la Garenne (cycle 6), 400 +/-101 Ka (ESR)

* Dépôts fluviatiles fins de la nappe de Renancourt (cycle 8), 600 +/-90 Ka (ESR)

* Dépôts fluviatiles fins de la nappe de Grâce Autoroute (cycle 11), 997 +/-141 Ka (ESR) et 1105 +/-186 Ka (ESR).

L'inversion paléomagnétique Brunhes / Matuyama a été identifiée dans la partie supérieure des dépôts de la nappe de Grâce (nappe 8) (Biquand, 1974 ; Laurent *et al.*, 1994).

Neuf cycles climato-sédimentaires s'individualisent donc pour l'époque normale Brunhes (Antoine, 1990, fig. 176 ; Antoine *et al.*, 1998, fig. 2). Le Pléistocène moyen récent regroupe alors successivement un cycle incomplet, deux cycles complets et enfin un dernier cycle incomplet qui se prolonge dans le Pléistocène supérieur avec l'Eemien.

On observe donc dans la moyenne vallée de la Somme trois phases tempérées pour le Pléistocène moyen récent (Holsteinien cycle 5, Hoogeven cycle 4, Bantega cycle 3).

L'interprétation chronostratigraphique et la corrélation de la séquence de la Moyenne Somme avec l'échelle isotopique reposent sur un large corpus de datations et sur un calage par rapport à l'inversion paléomagnétique Brunhes / Matuyama. Sur ces bases, les dépôts fluviatiles fins de la nappe de l'Epinette ont été rapportés à l'Holsteinien et corrélés avec le stade isotopique 9 (Haesaerts, Dupuis, 1986 ; Antoine, 1990 ; Laurent *et al.*, 1994 ; Antoine *et al.*, 1998). Les deux phases tempérées suivantes, antérieures à l'Eemien, sont associées à Hoogeven et Bantega. Ils représenteraient les sous-stades 7c et 7a de l'échelle isotopique. Dans les formations de versant de la coupe de Mautort-Cambron, sus-jacentes aux dépôts fluviatiles de la nappe IV (nappe de l'Epinette) qui représente le cycle 5 (Holsteinien), deux paléosols sont enregistrés avant le paléosol eemien. Le stade isotopique 7 comprendrait ainsi deux phases tempérées.

Comme pour les Pays-Bas, on observe dans la moyenne vallée de la Somme trois phases tempérées pour le Pléistocène moyen récent avant la phase finale du Saalien qui correspond au stade isotopique 6.

## 7.3 - La séquence des cratères volcaniques du Velay (Reille, Beaulieu, 1995)

Le Velay est un plateau volcanique de l'est du Massif central principalement constitué de basaltes, mis en place entre 8 et 11 Ma. Au Plio-Pléistocène, des éruptions phréatomagmatiques ont ouvert de profonds cratères qui ont accueilli le développement de formations lacustres. Les carottages de ces dépôts ont permis la constitution de longues séquences palynologiques pour le Pléistocène moyen et supérieur (Reille, Beaulieu, 1995). Actuellement, un épais tephra trachytique présent dans plusieurs séquences en assure la
corrélation. D'après les enregistrements palynologiques, quatre périodes tempérées de valeur interglaciaires sont individualisées avant l'Holocène: Ribains, Le Bouchet 1, Landos et Praclaux. Ce dernier, le plus ancien et le plus intense de ces interglaciaires, est corrélé avec l'Holsteinien d'après ces auteurs tandis que l'interglaciaire de Ribains est corrélé à l'Eemien.

Trois phases tempérées de rang interglaciaire sont donc enregistrées pour le Pléistocène moyen récent dans cette séquence palynologique du Velay.

Sur ces bases, les auteurs corrèlent les deux phases tempérées situées entre l'Holsteinien et l'Eemien avec les stades isotopiques 7 et 9. L'Holsteinien correspondrait alors selon eux au stade isotopique 11.

## 7.4 - L'Allemagne orientale, la zone Elbe-Saale (Mania, 1986, 1995a ; Thieme et al. 1993) (tabl. 4)

Pour l'Allemagne orientale, le cadre chronostratigraphique est construit en référence aux terrasses fluviatiles étagées sur les versants des vallées de la Saale, de la Pleisse, de la Geisel et de la Wipper. Dans cette dernière, des travertins sont interstratifiés (Bilzingsleben) avec les dépôts fluviatiles et les dépôts de versant. De nombreuses séquences contiennent des formations morainiques du stade de l'Elster ou de la Saale, précieuses pour les corrélations et l'interprétation chronostratigraphique des dépôts. On note enfin la contribution des séquences limniques à ce cadre (Neumark, Schöningen). Les datations absolues ont essentiellement été réalisées sur le travertin (U-Th) et sur des dents (ESR) du site de Bilzingsleben. Sur ces bases, D. Mania a proposé de corrêler le travertin de Bilzingsleben avec le stade isotopique 11. Certaines corrélations sont également réalisées sur des bases palynologiques. Nous avons choisi de nous appuyer sur la séquence de Schöningen, la plus longue séquence sédimentaire et chronologique actuellement connue pour le Pléistocène moyen de cette région de l'Elbe-Saale.

<table><caption>Tabl. 4 : Cadre chronostratigraphique de la région de l'Elbe-Saale (d'après Mania, 1986, 1995a ; Thieme et al. 1993).</caption><thead><tr><th></th><th></th><th>Stratigraphie chrono-climatique</th><th>Dépôts glaciaires</th><th>Dépôts interglaciaires de Bilzingsleben</th><th>Séquence de Schöningen</th><th>Principaux sites paléolithiques</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="4">Complexe saalien (Saale s.l.)</td><td>Glaciaire (Warthe)</td><td>Loess<br/>Terrasse de 5-8 m</td><td></td><td></td><td rowspan="2">Schöningen IV</td><td rowspan="2">Neumark-Nord<br/>Ehringsdorf</td></tr><tr><td>Interglaciaire (Treene)</td><td></td><td>Bilzingsl. IV<br/>Niveau de 14 m</td><td></td></tr><tr><td>Glaciaire (Saale s.s./Drenthe)</td><td>Séquence loessique<br/>Terrasse de 15-18 m</td><td></td><td></td><td rowspan="2">Schöningen III</td><td rowspan="2">Markleeberg</td></tr><tr><td>Interglaciaire (Dömnitz/Schöningen)</td><td></td><td>Bilzingsl. III<br/>Niveau de 20 m</td><td></td></tr><tr><td rowspan="4">Complexe holsteinien</td><td>Glaciaire (Fuhne)</td><td>Loess<br/>Terrasse de 22 m</td><td></td><td></td><td rowspan="2">Schöningen II</td><td rowspan="2">Wallendorf<br/>Schöningen 13 II<br/>Schöningen 12<br/>Bilzingsleben</td></tr><tr><td>Interglaciaire (Reinsdorf)</td><td></td><td>Bilzingsl. II<br/>Niveau de 26 m<br/>320-412 Ka BP</td><td></td></tr><tr><td>Glaciaire</td><td>Loess<br/>Terrasse de 27 m</td><td></td><td></td><td rowspan="2">Schöningen I</td><td rowspan="2">Schöningen 13 I</td></tr><tr><td>Interglaciaire (Holstein)</td><td></td><td>Bilzingsl. I<br/>Niveau de 32 m</td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">Complexe elstérien</td><td>Glaciaire (Elster II?)</td><td>Séquence glaciaire II ?<br/>Terrasse de 35 m</td><td></td><td></td><td rowspan="3">Schöningen O</td><td rowspan="3"></td></tr><tr><td>Interglaciaire ?</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Glaciaire (Elster I ou Elster I+II ?)</td><td>Séquence glaciaire I (+II ?)<br/>Terrasse de 45-50 m</td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
### 7.4.1 - Schöningen, sédimentation limnique, loessique et morainique dans un bassin intracratonique

Schöningen est une localité de l'est de l'Allemagne, dans le Nordharzvorland, à 45 kilomètres à l'est de Magdeburg, importante localité sur l'Elbe. Le complexe de sites préhistoriques de Schöningen est surtout connu par la fabuleuse découverte de javelots en bois préservés dans des niveaux attribués au Paléolithique ancien (Thieme, 1996).

Les spécificités du contexte géologique régional ont conduit à l'accumulation d'importantes séries sédimentaires depuis la fin du Pléistocène inférieur jusqu'à l'Holocène. A l'est de la localité de Schöningen, un important diapir de sel a rompu le substrat triassique sur 2 kilomètres de large en créant sur sa périphérie deux larges dépressions qui ont fonctionné comme des pièges sédimentaires depuis le Tertiaire. L'extraction à ciel ouvert de lignite, formée au cours du tertiaire dans ce système d'accumulation, a conduit H. Thieme à initier en 1982 un vaste programme d'archéologie préventive (Thieme, Maier, 1995). L'ampleur des travaux de terrassement a permis aux chercheurs d'accéder à une imposante séquence de dépôts pléistocènes. Ceci contribue à considérer cette séquence de Schöningen comme une séquence de référence précieuse pour la chronostratigraphie régionale du Pléistocène moyen récent (Thieme *et al.*, 1993).

Le point déterminant de cette séquence est d'inclure à sa base la moraine elstérienne et dans sa partie supérieure la moraine de la Drenthe / Saale ce qui est unique à l'échelle de l'Europe.

Un transect de près de 2 kilomètres permet de visualiser la géométrie des dépôts quaternaires (fig. 9). La base de la séquence est composée d'importants dépôts morainiques et de sables fluvioglaciaires. Ces dépôts sont incisés par trois chenaux emboîtés, comblés par des sédiments lacustres et lacustres organiques. Ces trois chenaux sont partiellement arasés par un ensemble sablo-morainique. Un quatrième chenal comprend à sa base des sédiments lacustres organogènes avec paléosols surmontés par une séquence loessique. Le cinquième chenal présente une succession proche avec cependant une forte extension des loess. La séquence se termine par l'incision et le remplissage d'un dernier chenal.

"*The channels and their associated sediments represent a series of interglacial / glacial cycles that have been named Schöningen I-VI*" (Thieme, 1998, p. 175).

Les moraines de fond constituent les repères chronostratigraphiques essentiels de cette séquence. Elles permettent en outre d'effectuer des corrélations à longue distance. Deux incursions glaciaires sont connues dans cette région, elles sont rapportées au glaciaire Elstérien et au glaciaire Saalien s.s.(Drenthe) (Mania, 1986). Les moraines de Schöningen correspondent ainsi à ces deux épisodes glaciaires (Thieme *et al.*, 1993; Thieme, Maier, 1995). Le remplissage des chenaux Schöningen I, II et III traduit donc la présence de trois phases tempérées séparées par deux phases froides entre la formation de ces calottes glaciaires. Le plus ancien interglaciaire a été corrélaté avec l'Holsteinien (Urban *et al.*, 1991; Urban, 1995b) sur des bases stratigraphiques et palynologiques tandis que la phase tempérée du chenal Schöningen II est mise en parallèle avec l'interglaciaire de Reinsdorf grâce à son contenu floristique (Urban, 1993, 1995a, 1995b). La phase tempéré suivante (Schöningen III) permet de définir l'interglaciaire de Schöningen, de même rang que le Dömnitz. Le pédocomplexe du chenal IV, qui s'insère entre la moraine de la Drenthe (Saalien s.s.) et le pédocomplexe Eemien, caractérisé ici par la succession d'un paléosol brun lessivé et de deux sols humifères, peut être rapporté à une phase tempérée entre Drenthe et Warthe. Cette phase tempérée est ici enregistrée sous forme de sédiments lacustres affectés par des pseudogleys. "*Die Böden stellen die Bildungen einer intrasaalezeitlichen Warmzeit dar*" (Mania, 1995b, p. 39). D. Mania (1986) désigne cette phase comme l'interstade de Treene.
<figure><img src="image_14.png" /></figure>

a

<figure><img src="image_15.png" /></figure>

b

<figure><img src="image_16.png" /></figure>

c

Fig. 9 : Stratigraphie du complexe de sites de Schöningen et interprétation chronostratigraphique.

a. Coupe dans le secteur fouillé (d'après Thieme *et al.*, 1993).

b. Coupe au travers des cycles de dépôts quaternaires dans la dépression en marge du diapir de sel de Stabßfurt-Helmstedt (d'après Thieme, 1996).

c. Stratigraphie schématique et interprétation chronostratigraphique des dépôts pléistocènes de la carrière de Schöningen (d'après Thieme, 1996).

Légende des figurés

a. : 1. moraine, 2. gravier très caillouteux, 3. sables, limons et argiles lacustres, 4. limon calcaire avec argile détritique à la base, 5. sables et sables limoneux, 6. tourbe, 7. hiatus, 8. limon à lentilles de tourbe et d'argile, 9. sable fin, 10. sable graveleux, 11. sable proglaciaire, 12. colluvions, 13. loess colluvié, 14. argile de comblement d'un chenal, 15. loess, 16. fente de gel, 17. paléosol brun.

b. : 1. cycle glaciaire elstérien, 2. cycle glaciaire saalien, 3-4. dépôts lacustres, 5. pédocomplexe, 6. loess, 7. Zechstein salifère, 8. gypse, 9. Buntsandstein, 10. Muschelkalk, 11. Keuper, 12. tertiaire.

c. : 1. cailloutis, 2. sable graveleux, 3. sable, 4. sédiment lacustre, 5. sédiment lacustre organique, 6. tourbe, 7. sol, 8. horizon humifère, 9. sol de prairie, 10. travertin, 11. structures cryogéniques, 12. loess, 13. moraines de fond, 14. sédiments variés proglaciaires.
On observe donc de façon très complète quatre phases tempérées pour le Pléistocène moyen récent (Holsteinien, Reinsdorf, Schöningen et Treene) et un total de trois générations loessiques dont une précède un front morainique.

### 7.4.2 - Corrélation de la séquence de Schöningen avec la stratigraphie isotopique océanique

Le calage chronologique de la séquence de Schöningen a été proposé par H. Thieme (Thieme, Maier, 1995 ; Thieme, 1998) et D. Mania (1995b) en référence aux travaux de ce dernier (1986, 1995a) sur la région de l'Elbe-Saale, sur le site de Bilzingsleben en particulier. H. Thieme (1998) a proposé que la phase tempérée holsteinienne de Schöningen, cinquième phase tempérée avant l'Holocène, soit corrélée avec le stade isotopique 13 ce qui s'avère incompatible avec notre position. Nous montrons dans le paragraphe suivant que le calage de la séquence de Schöningen par rapport à l'échelle isotopique proposé par H. Thieme est incompatible avec la stratigraphie du site.

Cette corrélation repose sur un principe qui consiste à considérer que chaque épisode climatique tempéré enregistrée dans les sédiments traduit des conditions interglaciaires et correspond à une phase impaire de l'échelle isotopique océanique<fnref n="6" />. En procédant à un tel compte à rebours, on tend à vieillir de façon importante les épisodes considérés. Cette position rejette de fait la possibilité d'une subdivision de certains stades de la chronologie isotopique océanique. Si l'on accepte la corrélation de l'Holsteinien défini sur des bases palynologiques avec le stade isotopique 9, on doit rejeter la proposition de H.Thieme.

Le degré d'évolution de la microfaune, d'Arvicola terrestris en particulier (Kolfschoten, 1995 ; Kolfschoten in Tuffreau et al. 1995), place la partie inférieure de la séquence au début du Pléistocène moyen récent ce qui s'avère compatible avec l'attribution à l'Holsteinien du premier épisode tempéré de la séquence.

Les deux épisodes glaciaires transgressifs, Elster et Saale, observés de façon universelle dans le nord de l'Europe, sont des éléments clés pour l'interprétation chronostratigraphique que nous donnons de cette séquence (cf. *supra*, § 6). L'épisode glaciaire qui précède l'Holsteinien peut être corrélé avec le stade isotopique 10. Le second épisode glaciaire transgressif (Drenthe / Saale s.s.) est en position tardive mais non finale dans la séquence. Il est en effet suivi par un petit épisode tempéré puis une dernière génération loessique avant l'Eemien. Nous le corrélons donc avec le début du stade isotopique 6.

Les deux phases tempérées Reinsdorf et Schöningen, postérieures à l'Holsteinien mais antérieures au maximum glaciaire Saalien, sont alors logiquement les équivalents des interstades Hoogeven et Bantega. La succession est donc similaire aux Pays-Bas avec trois phases tempérées d'amplitude décroissante pour le Pléistocène moyen récent. Cependant l'ultime phase tempérée, Treene, qui interrompt la phase froide associée au stade isotopique 6 n'est pas enregistrée aux Pays-Bas par manque de sédimentation.

Ces deux séquences soutiennent la subdivision du stade isotopique 7 en deux sous-stades tempérés séparés par un sous-stade froid. La séquence de Schöningen montre en outre que le stade isotopique 6 ne se résume pas à une phase froide unique mais qu'une pulsation tempérée la scinde.

### 7.4.3 - Les autres séquences de la région Elbe / Saale

Notre proposition d'un nouveau calage de la séquence de Schöningen tend à soulever des interrogations sur l'âge de l'occupation du site de Bilzingsleben rapportée par D. Mania

<footnote n="6">⁶ "We must however not forget that correlation to the oxygen isotope stages is often mainly based on very simple counting procedures, ..." (Roebroeks, Kolfschoten, 1995, p.300)</footnote>
(1995a) à l'interglaciaire de Reinsdorf. Celui-ci étant corrélé au stade isotopique 7c dans le schéma que nous avons proposé pour la séquence de Schöningen, les dates absolues obtenues à Bilzingsleben (280 à 414 Ka) seraient alors totalement contradictoires. Ce problème reste largement ouvert.

## 7.5 - L'Allemagne occidentale (Bosinski, Richter, 1997 ; Bosinski, 1995 ; Turner dir., 1997) (fig. 10)

La construction du cadre pour l'Allemagne occidentale s'appuie principalement sur les séquences de loess entrecoupées de paléosols de la zone du Rhin moyen telles Kärlich, Ariendorf, Tönchesberg, Schweinskopf. Pour Kärlich et Ariendorf, on trouve à la base des séquences des formations fluviatiles, recouvertes par de longues séquences loessiques entrecoupées de paléosols. La stratigraphie de cette région bénéficie de la proximité du complexe volcanique de l'est de l'Eifel. Les produits de ces appareils volcaniques interstratifiés à ces séquences (tephras) sont autant d'horizons repères corrélables à longue distance par leur contenu minéralogique et pouvant être datés (K/Ar). La biostratigraphie, avec en particulier la transition *Mimomys savini / Arvicola terr. cantiana*, participe à l'interprétation chronostratigraphique de ces séquences.

Le cadre chronostratigraphique pour l'Allemagne occidentale (Bosinski, Richter, 1997 ; Bosinski, 1995 ; Turner dir., 1997) est proche du modèle construit à partir des séquences de la Moyenne Somme, de Schöningen et de la zone subsidente des Pays-Bas (fig. 2). Cependant, les corrélations du glaciaire elstérien avec le stade isotopique 12 et du glaciaire saalien avec le stade isotopique 8 évoquées par G. Bosinski (Bosinski, Richter, 1997) ne s'accordent pas avec le schéma que nous avons proposé.

La séquence d'Ariendorf (Bosinski, 1995 ; Turner dir., 1997) se développe sur les sédiments fluviatiles grossiers d'une moyenne terrasse du Rhin (30 m), dite terrasse de Leubsdorf (fig. 10). L'âge maximum d'un premier tephra (ARI-DT1) reposant sur la terrasse est de 490 Ka ($^{40}$Ar/$^{39}$Ar). Une couche de loess le sépare de deux paléosols alternés avec deux téphras (ARI-DT2/3) respectivement datés ($^{40}$Ar/$^{39}$Ar) 419 +/-18 Ka BP (Lippolt et al., 1986), 451 +/-6 Ka BP et environ 410 Ka BP (van den Bogaard, Schmincke, 1990). Ces deux tephras ont été rapportés par leur contenu minéralogique à la phase éruptive de Rieden dans l'Est Eifel tout comme le tephra KAE-BT4 (396 +/-20 Ka BP$^{40}$Ar/$^{39}$Ar) de Kärlich qui interrompt vraisemblablement un interglaciaire (Gaudzinski et al., 1996). Tout indique pour G. Bosinski une éruption au cours d'un même interglaciaire corrélable avec le stade isotopique 11. On trouve au-dessus quatre couches de loess séparées par des paléosols. Le troisième de ces paléosols présente à son sommet un sol humifère qui contient un tephra (ARI-DT4, "Hüttenberg pumice") daté de 215 +/-20 Ka BP ($^{40}$Ar/$^{39}$Ar). La séquence loessique d'Ariendorf a enregistré trois phases tempérées et trois phases froides (loess LDI, LDII et horizon humifère) pour le Pléistocène moyen récent. Le loess LDIII est quant à lui rapporté au Weichsélien par des dates TL. Les trois phases tempérées peuvent être corrélées avec l'Holsteinien, Hoogeven et Bantega.

## 7.6 - Le cadre chronostratigraphique révisé du Royaume-Uni (Roberts et al., 1995) (tabl. 5)

Le cadre chronostratigraphique du Pléistocène moyen du Royaume-Uni a fait l'objet de profondes modifications en liaison avec le développement de travaux de synthèse sur les formations fluviatiles de la Tamise inférieure (Bridgland, 1994). L'étagement des nappes
ARIENDORF

KÄRLICH

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Fig. 10 : Stratigraphie des sites de Kärlich et Ariendorf et interprétation chronostratigraphique (d'après Bosinski, 1995 ; Turner *dir.*, 1997).</figcaption></figure>
alluviales, dont les sédiments ont préservé plusieurs des plus importants sites paléolithiques ancien / moyen de Grande-Bretagne, sert de base à une chronologie relative des sites. Parallèlement, la couverture limono-loessique est très morcelée et souvent d'étendue très restreinte, ce qui différencie le Royaume-Uni du nord-ouest de la France et limite de fait la construction d'un cadre chronostratigraphique aux formations fluviatiles et lacustres.

<table><thead><tr><th>Conventional British stages<sup>1</sup></th><th>Modified scheme<sup>2</sup></th><th>Sites</th><th>Dutch/European sequence<sup>3</sup></th><th>OIS<sup>4</sup></th></tr></thead><tbody><tr><td>OIS do not apply to this column</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Devensian</td><td>Devensian</td><td></td><td>Weichselian</td><td>5d+</td></tr><tr><td>Ipswichian</td><td>Ipswichian</td><td>Bobbitshole, Trafalgar Square</td><td>Eemian</td><td>5e</td></tr><tr><td>These stages not recognised</td><td>Cold stage</td><td></td><td></td><td>6</td></tr><tr><td></td><td>Temperate/interglacial stage</td><td>Marsworth, Stanton Harcourt</td><td></td><td>7</td></tr><tr><td></td><td>Cold stage</td><td></td><td>Saalian Complex</td><td>8</td></tr><tr><td></td><td>Hoxnian</td><td>Hoxne?, Little Thurrock, Globe Pit, Purfleet</td><td></td><td>9</td></tr><tr><td>Wolstonian</td><td>Cold stage</td><td></td><td></td><td>10</td></tr><tr><td>Hoxnian</td><td>Temperate/interglacial stage</td><td>Swanscombe, Barnham, Beeches Pit, Clacton</td><td>Holsteinian</td><td>11</td></tr><tr><td>Anglian</td><td>Anglian</td><td></td><td>Elsterian</td><td>12</td></tr><tr><td>Cromerian</td><td>Temperate/interglacial stage</td><td>Boxgrove, High Lodge, Wivenhoe, Westbury-sub-Mendip, Kent's Cavern, Warren Hill, Waverley Wood</td><td>Cromerian IV</td><td>13</td></tr><tr><td>Beestonian</td><td>Cold stage</td><td></td><td>Glacial C</td><td>14</td></tr></tbody></table>

<caption>Tabl. 5 : Cadre chronostratigraphique pour le Royaume-Uni (d'après Roberts *et al.*, 1995).</caption>

Le cadre chronoclimatique révisé pour le Royaume-Uni (Roberts *et al.*, 1995) présente trois phases tempérées pour le Pléistocène moyen récent comme pour le nord-ouest de la France ou les Pays-Bas (tabl. 5). Cependant la corrélation de la première phase tempérée du Pléistocène moyen récent, dénommée Hoxnien (équivalente à l'Holsteinien), avec le stade isotopique 11 va à l'encontre du cadre que nous proposons et des corrélations des fronts morainiques (fig. 4). La tendance générale parmi les chercheurs du Royaume-Uni à corréler l'Anglien (Elstérien) avec le stade isotopique 12 (Roberts *et al.*, 1994; Gamble, 1999) s'appuie essentiellement sur les travaux de V. Sibrava (1986) et sur des datations aminochronologiques, réalisées pour les principaux sites archéologiques (Bowen, Sykes, 1988; Bowen *et al.*, 1989; Bowen, 1991; Ashton *et al.*, 1994).

"*The fixing in time of the Anglian Stage has not yet been unequivocally agreed upon by British Quaternary scientists but the weight of evidence suggests correlation with Oxygen Isotope Stage (OIS) 12*" (Roberts *et al.*, 1995, p. 165).

Le cadre chronoclimatique proposé par ces auteurs repose aussi sur la distinction biostratigraphique d'assemblages fauniques pré-Anglien (High-Lodge) et post-Anglien (Swanscombe, Barnham, Clacton, Hoxne) qui ne peut être contestée. Sur la base des datations aminochronologiques (Bowen *et al.*, 1989; Bowen, 1991), M.B. Roberts *et al.* (1995) ont remis en question la corrélation des dépôts de Swanscombe et de Hoxne. Datés par aminochronologie, les dépôts de Swanscombe sont rapportés au stade isotopique 11 tandis

<footnote n="1">¹Mitchell *et al.*, 1973. ²Roberts *et al.*, 1995. ³Zagwiin, 1992 modifié. ⁴Shackleton, 1987.</footnote>
que ceux de Hoxne sont datés du stade isotopique 9. Il y aurait alors pour ces auteurs deux interglaciaires de type "Hoxnien".

Outre notre désaccord sur la corrélation de l'Anglien / Elstérien avec le stade isotopique 12, nous formulons plusieurs critiques sur ce cadre chronostratigraphique révisé.

L'interstratification de sédiments fluviatiles et de sédiments morainiques ou fluvio-glaciaires de l'Anglien permet d'affirmer la position (antérieure à l'Elstérien) de l'occupation de High-Lodge et au contraire post-anglienne pour Barnham et Hoxne ce qui est en accord avec les données biostratigraphiques.

La principale critique va aux datations aminochronologiques. Elles sont dans plusieurs cas en désaccord avec les données biostratigraphiques et stratigraphiques (Roberts *et al.*, 1995), en particulier pour certains sites assurément pré-Anglien (Boxgrove), et les éléments qui permettraient de calibrer cette aminochronologie sont quasi inexistants<fnref n="7" />. Dans le cadre chronostratigraphique proposé par M.B. Roberts *et al*. (1995), les datations absolues obtenues tant à Swanscombe, Clacton et Hoxne, en partie contradictoires avec l'aminochronologie et avec l'attribution de l'Hoxnien au stade isotopique 11, sont systématiquement ignorées. Nous les rappelons ci-dessous :

**Swanscombe :**

Base de l'Upper Middle Gravel, 326 +99/-54 Ka BP (Szabo, Collins, 1975)

Lower Loam, 228 Ka +/-23 Ka BP (TL) (Bridgland *et al.*, 1985)

Upper Loam, 202 Ka +/-15 Ka BP (TL) (Bridgland *et al.*, 1985)

**Hoxne :**

Base de "stratum C", 211 +/-22 Ka BP et 209 +/-27 Ka BP (TL, spectr. Gamma) (Bowman in Singer *et al.* 1993)

Base de "stratum C", 319 +/-38 Ka BP (US-ESR, âge moyen) (Schwarcz, Grün in Singer *et al.* 1993)

**Clacton :**

Associée à l'industrie, 245 +35/-25 Ka BP (Szabo, Collins, 1975)

Malgré des écarts importants au sein d'un même site, ces dates sont difficilement compatibles avec la corrélation au stade isotopique 11 (362-423 Ka BP, Imbrie *et al.*, 1984) proposée pour les dépôts tempérés "hoxniens" de Swanscombe et Clacton. D'après nous, ces dates sont plus facilement compatibles avec le stade isotopique 9.

La remise en cause de l'attribution à l'Hoxnien / Holsteinien des dépôts tempérés de Hoxne est injustifiée sur la seule base des datations aminochronologiques. Le contenu palynologique de ces dépôts est comparable avec celui des premiers dépôts tempérés qui s'établissent sur la moraine anglienne / elstérienne ailleurs en U-K à Marks Tey (Turner, 1970), aux Pays-Bas à Bantega (Zagwijn, 1973) ou en Allemagne à Schöningen (Urban, 1995a). Nous détaillerons la séquence palynologique de Hoxne dans le chapitre suivant.

L'ensemble de ces observations nous amène à rajeunir d'un cycle climatique le cadre chronostratigraphique proposé par M.B. Roberts *et al*. (1995) et à soutenir l'homologie de la phase tempérée de Hoxne avec l'Holsteinien / Hoxnien.

## 7.7 - La Belgique (Haesaerts, 1984a) (tabl. 6)

La chronostratigraphie des formations pléistocène moyen de Belgique s'appuie principalement sur la stratigraphie et la géomorphologie des formations fluviatiles de la Meuse et de l'Escaut auxquelles se rattachent celles de la Haine dont on doit la plus récente

<footnote n="7">⁷ "To enable the aminostratigraphy to be converted into a geochronology the stratigraphic framework requires calibration with other dating methods, e.g. U-series or TL." (Bates, 1996, p. 140)</footnote>
<table><caption>Tabl. 6 : Cadre chronostratigraphique pour la Belgique (d'après Haesaerts, 1984a).</caption><thead><tr><th rowspan="2">Age BP</th><th rowspan="2">Chronostratigraphie</th><th colspan="10">Lithologie</th><th rowspan="2">Plateaux et Versants</th><th rowspan="2">Palé Sols</th></tr><tr><th>Marin</th><th>Fluviatile (ESCAUT)</th><th>Fluviatile (MEUSE)</th><th>Alluvions tourbes et travertins</th><th>Alluvions tourbes et travertins</th><th>Colluvions et sables dunaires</th><th>Sables de couverture</th><th>Loess et Limons</th><th>Dépôts périglacaires</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">.10'</td><td rowspan="2">HOLOCÈNE</td><td rowspan="2">FLANDRIEN</td><td rowspan="2">Sables et argiles (DUNKERQUE)<br>Sables coquilliers (CALAIS)</td><td rowspan="2">Alluvions tourbes et travertins</td><td rowspan="2">Aggradation fluviatile<br>ZWIJNARDE</td><td rowspan="2">GEISTINGEN</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td>10</td><td>PLEISTOCÈNE SUPERIEUR</td><td>WEICHSELIEN</td><td>SG2</td><td>SG1</td><td>EEM</td><td>EEMIEN</td><td>INF.</td><td>MOYEN</td><td>SUP.</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>25</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>50</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>70</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">128</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE MOYEN</td><td rowspan="2">SAALIEN</td><td rowspan="2">Sables coquilliers (DOSTENDE)</td><td rowspan="2">Tourbes et graviers de fond de vallée<br>BALGERHOEK</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">330</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE MOYEN</td><td rowspan="2">HOLSTEINIEN</td><td rowspan="2">Sables coquilliers (IZENBERGE et HERZEELE)</td><td rowspan="2">Tourbes (MELLE et HERZEELE)</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">810</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">ELSTERIEN</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">1600</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">COMPLEXE</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">2500</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">CROMERIEN</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">2500</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">MENAPIEN</td><td rowspan="2">Argiles (TURNHOUT)</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">2500</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">EBURONIEN</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">2500</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">TIGLIEN</td><td rowspan="2">Argiles (RIJKEVORSEL)</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">2500</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">PRETIGLIEN</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr><tr><td rowspan="2">2500</td><td rowspan="2">PLEISTOCÈNE INFERIEUR</td><td rowspan="2">REUVERIEN</td><td rowspan="2">Sables coquilliers (MERKSEM)</td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td><td rowspan="2"></td></tr><tr><td>MECHELEN<br>AAN DE MAAS</td></tr></tbody></table>
synthèse à P. Haesaerts (1984a). Le calage de ces formations fluviatiles avec la formation marine d'Herzeele s'appuie sur des bases palynologiques. Les formations limono-loessiques du Pléistocène supérieur sont souvent bien développées (Haesaerts et al., 1997) et jouent un rôle important dans le calage des formations fluviatiles. Pour la vallée de la Haine, c'est en particulier la séquence de la cuesta d'Harmignies qui joue ce rôle (Haesaerts, 1980). Les datations absolues sont rares (Mesvin). Il n'est pas proposé de corrélation avec l'échelle isotopique océanique.

# 8 - Synthèse

## 8.1 - Proposition d'un cadre chronoclimatique synthétique (fig. 11)

Les éléments présentés dans les précédents paragraphes sont ici mis à profit pour effectuer une première synthèse envisageant à la fois les corrélations entre les principales séquences et la construction d'un cadre chronostratigraphique que nous utiliserons comme trame chronologique de nos raisonnements. Une reconstruction plus complète qui prendra en compte les données relatives aux paléofaunes et paléoflores sera proposée à l'issue du second chapitre.

Les données présentées montrent que pour le Pléistocène moyen récent c'est un maximum de quatre phases tempérées d'ampleur décroissante qui a été enregistré au niveau pédosédimentaire. Nous proposons donc la succession suivante :

- interglaciaire holsteinien / SI 9

- stade pléniglaciaire du début saalien / SI 8

- interglaciaire ou fort interstade intrasaalien, Hoogeven / SI 7c

- stade pléniglaciaire court mais net / SI 7b

- interstade intrasaalien, Bantega / SI 7a

- première phase pléniglaciaire de la fin saalien, Drenthe / SI 6

- pulsation tempérée, interstade, Treene / SI 6

- seconde phase pléniglaciaire de la fin saalien, Warthe / SI 6.

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>Fig. 11 : Proposition d'un cadre chronoclimatique synthétique pour le nord-ouest de l'Europe.</figcaption></figure>
Confrontation avec la biochronologie.

Nous ne percevons aucune contradiction majeure du cadre que nous avons proposé avec la biochronologie des faunes de grands mammifères dont la contribution reste mineure pour le Pléistocène moyen récent. Son intérêt est cependant majeur pour discerner des assemblages de la fin du Pléistocène moyen ancien et du Pléistocène moyen récent. Elle a ainsi permis de statuer sur la position résolument pré-anglienne de l'industrie de High Lodge (Ashton et al. ed., 1992).

Quelques contradictions apparaissent cependant avec la biochronologie des arvicolidae. Des travaux ont montré qu'en Europe centrale et du Nord-Ouest, le quotient d'évolution de l'émail des molaires des rongeurs de cette lignée (indice SDQ) diminuait durant la phase finale du Pléistocène moyen (Heinrich, 1982a, 1982b ; Kolfschoten, 1990). Cette tendance est le support d'une biochronologie relative destinée à regrouper des assemblages fauniques ou à les hiérarchiser dans le temps. Plusieurs diagrammes représentant l'évolution de cet indice entre la fin du Cromérien et la fin du Weichsélien ont depuis été publiés. Nous avons pour notre part regroupé les données de ces diagrammes concernant les sites du Pléistocène moyen récent afin de les confronter aux positions chronologiques que nous leur attribuons sur les bases stratigraphiques et paléopédologiques dans le cadre que nous venons de présenter (fig. 12). La tendance évolutives des caractères dentaires de la lignée apparaît de façon incontestable. Dans la position chronologique que nous leur attribuons, quelques assemblages s'écartent cependant de façon significative de la tendance générale. T. van Kolfschoten avait déjà noté (Tuffreau et al., 1995) que l'indice de l'assemblage de Cagny-l'Epinette s'écartait significativement de ceux des autres assemblages holsteiniens. Il est en effet comparable à des assemblages plus récents, de la phase Hoogeven. A l'opposé, l'indice de Schöningen 12B apparaît trop élevé, comparable aux assemblages holsteiniens. Pourtant cet assemblage est indiscutablement daté de la seconde phase tempérée post-elstérienne. De même l'indice des arvicolidés d'Ariendorf 2 s'accordait bien avec la datation Saalien final proposée dans un premier temps (Bosinski et al., 1983) mais s'avère trop faible depuis que la datation a été révisée en faveur de l'interphase froide Hoogeven / Bantega (Turner dir., 1997).

Ces divergences ne trouvent actuellement aucune explication mais illustrent les limites actuelles de la biochronologie des arvicolidae. Les divergences ne sont pas à nos yeux suffisantes pour remettre en cause la position chronologique proposée pour ces assemblages sur des bases stratigraphiques et paléopédologiques.

A la suite de ce cadre général, nous évoquons de façon plus détaillée les formations pédo-sédimentaires propres à chacune de ces phases.

## 8.2 - Scénario pédo-sédimentaire (fig. 13)

Le Pléistocène moyen récent débute de façon conventionnelle avec l'Holsteinien, de caractère interglaciaire franc, corrélé avec le stade isotopique 9 selon le schéma présenté ici. Cette période tempérée qui engendre le retrait rapide des masses glaciaires de l'Elstérien, observées uniformément sur le nord de l'Europe, se caractérise principalement par un haut niveau marin et par les dépôts qui lui sont liés (Herzeele, Izenberg), sables et tourbes. En domaine continental, on observe de fortes pédogenèses souvent développées directement sur des produits remaniés du substrat. C'est en particulier le cas du sol argilique sur la presle à Cagny-la-Garenne, ou du paléosol Elbeuf III du Pucheuil sur des apports détritiques tertiaires. Plus rarement, la pédogenèse holsteinienne se développe sur des formations de couverture limoneuses comme à St. Pierre-les-Elbeuf (sol Elbeuf III) ou dans la séquence de versant de Grâce-Autoroute (sol GR-3). Les formations de couverture limono-loessiques antérieures à l'Holsteinien sont en général peu développées sauf dans quelques cas comme la Moyenne
<figure><img src="image_19.png" /></figure>

Fig. 12 : Distribution du quotient de l'épaisseur de l'émail dentaire (indice SDQ) des populations d'Arvicola du nord-ouest et du centre de l'Europe au Pléistocène moyen récent (d'après Heinrich, 1982a, 1982b ; Chaline, 1988 ; Kolfschoten, 1990 ; Thieme et al., 1993 ; Tuffreau et al., 1995 ; Steensma, Kolfschoten, 1997). En arrière-plan : Arvicola terrestris (taille réelle du corps : 17-20 cm).
vallée de la Somme ou la séquence d'Ariendorf avec le "Haesaerts loess". On doit aussi évoquer le cas du pédocomplexe Achenheim III, altérant le loess ancien inférieur, mais dont l'attribution à l'Holsteinien reste en contradiction avec les datations absolues. Le haut niveau marin induit le développement de formations fluvio-estuariennes dans les basses vallées des principaux fleuves. Les sables et limons estuariens (B) de Tourville dans la vallée de la Seine sont rapportés à cette phase. Pour la vallée de la Somme, l'interglaciaire correspond au dépôt des limons fluviatiles calcaires (I2 à I1) de la nappe de Cagny-l'Epinette et au petit sol de plaine alluviale humide qui les coiffe (I). Ces formations limoneuses trouvent semble t-il des équivalents dans la vallée de l'Yonne sur le site de Soucy avec des limons fluviatiles sableux jaunes carbonatés interglaciaires (Lhomme, Connet, 1995 ; Lhomme et al., 1996). Les dépôts fluviatiles fins de la séquence de Swanscombe sont aussi rapportés à la première phase tempérée post-anglienne<fnref n="8" />. Plus à l'est, en domaine germanique, la première phase de comblement des dépressions intracratoniques après les moraines elstériennes est rapportée à l'Holsteinien. A Schöningen, elle se compose principalement de sédiments lacustres organiques (séquence Schön. I). Les dépôts de Hoxne et de Marks Tey (U-K) illustrent aussi cette phase de comblement des dépressions de la moraine elstérienne par des sédiments lacustres. L'ensemble de travertins de Kartstein dans le nord de l'Eifel a été rattaché à l'Holsteinien (Bosinski, 1995), ce qui est compatible avec les datations absolues autour de 300 Ka BP.

La première phase du Saalien (stade isotopique 8), glaciaire, est marquée par d'importantes structures cryogéniques dans les formations du bassin subsident des Pays-Bas. Les formations fluviatiles sont principalement des sédiments grossiers (sables et graviers) comme ceux de la nappe d'Argoeuves dans la vallée de la Somme, les "Corbets Tey Gravel" dans la vallée de la Tamise, les graviers de la nappe de Mesvin dans la vallée de la Haine ou ceux de la terrasse de Caberg dans la vallée de la Maas. Les dépôts de couverture dans la vallée de la Somme sont principalement des formations de versant de faible épaisseur et de géométrie irrégulière dont les matériaux sont d'origine autochtone : sables lités ruisselés (Cagny-Epinette, H), cailloutis et sables limoneux (Cagny-la-Garenne, GSL1, 2, SL1, 2). Ces caractéristiques des dépôts de versant du début Saalien semblent propres à la vallée de la Somme. En effet, le Saalien ancien se marque à St. Pierre-les-Elbeuf par une séquence de limons à doublet (18 à 16), au Pucheuil par des limons feuilletés ou des limons argileux (8a/g). La séquence d'Ariendorf montre quant à elle, pour une phase post-holsteinienne compatible avec le début du Saalien (stade 8), une sédimentation loessique déjà bien affirmée (loess sableux LDI).

La corrélation de formations sédimentaires continentales avec le stade isotopique 7 ou l'une de ses subdivisions constitue l'un des obstacles majeurs dans la chronologie du Pléistocène moyen récent, qui semble en partie lié à l'inégal enregistrement de la pulsation froide (7b) en fonction des contextes régionaux. P. Antoine a évoqué ces divisions du stade 7 pour la Moyenne Somme. Selon son hypothèse deux nappes alluviales, celle d'Argoeuves et celle de Montières, correspondraient ainsi respectivement aux cycles glaciaire / interglaciaire 8/7c et 7b/7a. La situation apparaît différente mais surtout plus complexe en Basse Somme où l'équivalent de la nappe de Montières semble absent. Ainsi, le sous stade 7b ne se marquerait pas par l'individualisation d'une nappe alluviale dans toutes les vallées. Les formations fluviatiles fines de Maastricht-Belvédère (IV-B à V-A) et celles de Tourville D représenteraient un bilan cumulé du stade 7. A Biache-St-Vaast, dans la vallée de la Scarpe, les limons fluviatiles fins (unité 2) correspondraient à la phase tempérée du sous-stade 7a. Pour les formations de couverture, la subdivision n'est que très rarement marquée. A Ariendorf cependant, deux paléosols intrasaaliens encadrent un ensemble loessique (loess

<footnote n="8">⁸ Le terme d'Anglien est utilisé par les chercheurs du Royaume-Uni pour désigner une période glaciaire, corrélée avec l'Elstérien (Roberts et al., 1995).</footnote>
<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>Fig. 13 : Corréations stratigraphiques entre les séquences des principaux sites du Pléistocène moyen du nord-ouest de l'Europe (la partie post-eemienne de ces séquences n'est pas représentée) (d'après ¹Haesaerts, Dupuis, 1986 ; Antoine, 1990 ; ²Tuffreau et al., 1995 ; ³Tuffreau, Sommé, dir., 1988 ; ⁴Lautridou, 1985 ; ⁵Lautridou, Verron, 1976 ; ⁶Delagnes, Roppars, dir., 1996 ; ⁷Roebroeks, 1988 ; ⁸Lautridou et al., 1985 ; ⁹Turner, dir., 1997 ; ¹⁰Thieme et al., 1993 ; ¹¹Thieme et al., 1981).</figcaption></figure>
LDII) tandis que dans les coupes de Mautort et de Cagny-la-Garenne ces deux paléosols intrasaaliens sont séparés par un limon sableux ruisselé sur le versant (Antoine, 1990). Dans les grandes séquences de loess d'Asie centrale, la tendance générale est la distinction de deux paléosols intrasaaliens. Dans le nord-ouest de l'Europe, on observe le plus fréquemment pour le stade 7 un unique pédocomplexe comme c'est le cas à St. Pierre-les-Elbeuf, au Pucheuil (sol Elbeuf II) et à Achenheim (Pédocpx. Ach.II). Le télescopage des deux paléosols est lié à l'absence de sédimentation limono-loessique au cours de la brève période froide du sous-stade 7b. A ce titre, les séquences de Cagny-la-Garenne et de Mautort font exception.

La phase finale du Saalien, corrélée avec le stade isotopique 6, semble assez complexe. Le début glaciaire semble se marquer dans quelques coupes (Le Pucheuil, 6h ; Villiers-Adam ; Gentelle ; Ariendorf 3) par un sol noir humifère qui évoque ceux du Début glaciaire weichsélien. Peut-être faut-il rattacher à cette phase le sol humo-calcique (unité 3a) et le sol à hydromull (unité 3b) de Biache-St-Vaast. La dégradation climatique qui marque le début de la première phase glaciaire du Saalien final se traduit sur ce même site par le passage à une dynamique de versant (unité 4 : solifluxion, ruissellement). Se développe ensuite sur l'ensemble de l'Europe du Nord-Ouest une sédimentation à forte composante loessique, dont la proximité avec les faciès loessiques weichséliens a souvent été signalée. Cette phase (Drenthe) correspond à l'avancée des fronts glaciaires dont on retrouve les moraines à la partie supérieure du cycle III de la séquence de Schöningen. Une pulsation tempérée (Treene) qui sépare ce stade Drenthe du stade Warthe semble enregistrée dans plusieurs séquences, mais sous des formes variables. Il a ainsi été signalé sur l'île de Sylt (îles Frisonnes du Nord) un podzol intercalé entre deux ensembles de moraines saaliennes (Felix-Hennigsen, Urban, 1982). C'est peut-être à cette oscillation tempérée fraîche qu'il faut rattacher l'horizon humifère cryoturbé qui subdivise le loess saalien à Vimy (couche 12) et Beaumetz-les-Loges (couche 9). Dans le cycle V de Schöningen, ce sont deux pseudogley qui couronnent un ultime remplissage lacustre avant la dernière accumulation loessique qui précède l'Eemien. On doit noter ici qu'à Cagny-la-Garenne, la micromorphologie a révélé l'existence d'un sol de prairie arctique entre les loess anciens sableux (LAS) et les loess calcaires (LAC) (van Vliet-Lanoë, 1989). La fin du Saalien est marquée par la reprise d'une sédimentation loessique typique. On note cependant que la pulsation tempérée a engendré un retrait net des langues glaciaires qui n'atteindront pas lors de cette dernière phase glaciaire saalienne l'extension du stade précédent.

Le Pléistocène moyen récent prend fin avec le brusque réchauffement interglaciaire de l'Eemien.

Le cadre chronostratigraphique du Pléistocène moyen récent du Nord-Ouest proposé ici comme une synthèse des travaux récents nous servira de trame pour présenter l'évolution des paléoenvironnements faunistiques et floristiques pour cette période (chap. II) mais aussi pour positionner de façon relative les sites se rattachant à cette période (chap. III).
# Chapitre II

## Evolution des paléoenvironnements
au cours du Pléistocène moyen récent
dans le nord-ouest de l'Europe

La synthèse et les corrélations proposées précédemment (cf. *supra*, chap. I) sur des bases chronostratigraphiques font apparaître des dissemblances interrégionales parfois importantes sur le bilan pédosédimentaire du Pléistocène moyen récent. En particulier, si le problème du nombre de phases tempérées entre le dernier interglaciaire et l'interglaciaire holsteinien peut désormais être apprécié, au-delà des divergences d'interprétation, la structure climatique détaillée de ces phases tempérées intrasaaliennes ne peut actuellement être déterminée à la seule lumière des données pédosédimentaires. Il est donc opportun de rechercher si la résolution des données paléofloristiques et paléofaunistiques est suffisante pour préciser la structure climatique des différentes phases du Pléistocène moyen récent. Pour cela, nous donnerons une image des paysages qui se sont succédés dans le nord-ouest de l'Europe au cours du Pléistocène moyen récent afin d'en inférer le contexte climatique. Ceci apparaît d'autant plus nécessaire que, pour les phases tempérées du Pléistocène moyen, différents modèles climatiques établis sur des bases paléofloristiques ont été proposés.

Par sa position latitudinale, l'Europe du nord-ouest a été cycliquement soumise pendant le Pléistocène moyen aux fluctuations des masses glaciaires polaires. Ceci a induit de profondes modifications des dimensions géographiques et de la géomorphologie de l'espace fréquentable. Les changements de circulations atmosphériques et marines ont eu un effet majeur sur la nature et la distribution des ressources faunistiques et floristiques.

Notre objectif est donc essentiellement paléoenvironnemental et paléoclimatique. Dans le cadre des chapitres III et IV, nous mettrons cependant à profit les données paléofaunistiques et paléofloristiques pour alimenter les discussions sur les modèles de peuplement et sur les rapports entre mutations techniques et changements climatiques.

- Les modèles de peuplement de l'Europe pour le Pléistocène accordent une influence majeure aux conditions paléoenvironnementales. Le potentiel alimentaire des biotopes est le point central dans cette vision écologique de l'homme fossile. Le développement de milieux extrêmes aurait ainsi conduit à de fréquents abandons des régions septentrionales. L'existence de flux et de reflux de populations, dont l'influence sur le transfert des idées est probable, doit ainsi être prise en compte dès lors que l'on s'attache à suivre les mutations des traditions techniques. La pérennité du peuplement du nord-ouest de l'Europe, condition minimale d'une continuité culturelle repose donc largement sur le potentiel offert par les biotopes qui se sont succédés dans ces régions au cours du Pléistocène moyen récent. Il est donc nécessaire de documenter les variations paléoenvironnementales et de les rapporter aux indices de peuplement.

- Le déterminisme environnemental a toujours été au centre de l'interprétation des changements des comportements humains sans que les moteurs de ces adaptations soient réellement explicités. Les mutations dans les traditions techniques du Pléistocène moyen récent trouvent-elles un parallèle dans l'ampleur et la fréquence des changements écologiques de cette période ?
Nous nous attacherons donc dans ce second chapitre à documenter les changements intervenant dans la flore et la faune de grands mammifères en suivant le cadre chronologique proposé à l'issue du premier chapitre. Pour chacune des phases climatiques, nous commenterons les spectres fauniques et palynologiques de plusieurs sites afin d'avoir une vision globale. On trouvera, pour la plupart des sites évoqués, un tableau synthétique où figurent les principaux caractères des palynozones ainsi que la liste des taxons de la faune de grands mammifères. En préalable, nous présenterons le cadre conceptuel de ces travaux dont l'influence est notoire dans les interprétations paléoclimatiques. On montrera ainsi que coexistent plusieurs modèles différents de structuration climato-floristique des interglaciaires du Pléistocène moyen.

# 1 - L'enregistrement paléobotanique des variations climatiques du Pléistocène moyen récent : modèles et controverses

Les connaissances acquises sur la structure palynologique des phases climatiques du Pléistocène moyen récent tiennent, pour une très large part, à l'étude de séquences naturelles Plio-Pléistocènes particulièrement dilatées dans des bassins récepteurs subsidents. Ces études, menées en dehors de tout contexte archéologique, avaient un objectif clairement chronostratigraphique (Florschütz, 1957; Zagwijn, 1961, 1973, 1985). Elles ont permis d'aborder parallèlement la succession des assemblages floristiques et de reconstituer à partir de cet enregistrement les cycles climatiques.

Plusieurs problèmes se sont posés lors des premières approches paléoclimatiques et paléoenvironnementales du Pléistocène moyen récent à partir des données palynologiques. Le principal obstacle a été d'ordre conceptuel. Les variations climatiques quaternaires ont tout d'abord été perçues de façon binaire avec une succession de phases glaciaires et interglaciaires. Ceci tient pour une large part à l'héritage historique d'une chronologie glaciaire alpine basée sur l'alternance des phases d'avancée et de retrait des fronts morainiques.

La notion d'interglaciaire, dans son sens palynologique, a été construite sur la base de la zonation phytogéographique actuelle de la façade occidentale de l'Europe et des études menées sur les séquences du dernier cycle glaciaire / interglaciaire représenté par le Weichsélien et l'Holocène. Ceci a conduit à adopter un système de cycle climato-floristique ayant valeur de modèle.

Un modèle à quatre phases a ainsi été proposé (Iversen in Hafsten, 1970) :

- phase cryocratique : végétation subarctique, absence d'arbres ;

- phase protocratique : immigration des espèces pionnières à faible exigence thermique (Pinus, Betula, Salix,...) correspondant à une forêt boréale de plus en plus dense ;

- phase mésocratique correspondant à un optimum thermique permettant une diversification de la végétation forestière continue dont la composition varie en latitude. En Europe occidentale il s'agirait de la forêt feuillue diversifiée ;

- phase télocratique résultant d'une péjoration climatique. Celle-ci entraîne la disparition des arbres de la forêt mésocratique et leur remplacement par des espèces telles que *Carpinus*, *Fagus*, *Picea* ou *Abies*. Le retour à des conditions cryocratiques se fait par l'intermédiaire d'une forêt de type boréal de plus en plus ouverte.

Les travaux menés sur les séquences pléistocènes de l'Angleterre, rapportées aux interglaciaires Hoxnien et Ipswichien, avaient abouti à des interprétations comparables
(Turner, West, 1968). Ces auteurs ont ainsi proposé un découpage climato-floristique d'un interglaciaire en quatre zones (tabl. 7).

<table><caption>Tabl. 7 : Structure climato-floristique d'une phase interglaciaire (d'après Turner, West, 1968).</caption><thead><tr><th>Vegetational aspect</th><th>Zone</th><th>Important pollen types</th><th>Vegetation</th></tr></thead><tbody><tr><td>[Early glacial]</td><td></td><td>[herb]</td><td>[herb-dominated]</td></tr><tr><td>Post temperate</td><td>4</td><td><i>Pinus</i>, <i>Betula</i> (higher herb)</td><td>coniferous forest (more open)</td></tr><tr><td>Late temperate</td><td>3</td><td>mixed-oak forest genera + <i>Carpinus</i> (Abies)</td><td>mixed-oak forest with tree taxa not prominent in Zone 2</td></tr><tr><td>Early temperate</td><td>2</td><td>mixed-oak forest genera</td><td>mixed-oak forest</td></tr><tr><td>Pre temperate</td><td>1</td><td><i>Betula</i>, <i>Pinus</i></td><td>coniferous forest</td></tr><tr><td>[Late glacial]</td><td></td><td>[herb]</td><td>[herb-dominated]</td></tr></tbody></table>

Les études menées sur les séquences de dépôts fluviatiles fins du Pléistocène moyen et plus généralement du Pléistocène de la vallée de la Somme<fnref n="9" /> et de la Scarpe n'ont pas permis à A.V. Munaut de retrouver une telle structure pour les phases tempérées (Munaut, 1988a ; Tuffreau et al., 1995). Les assemblages décrits montrent la coexistence d'arbres boréaux, tempérés et de plantes steppiques, ce qui évoque la sylvo-steppe d'Europe centrale. La phase mésocratique typique, avec la forêt caducifoliée mixte, serait ainsi absente de ces périodes tempérées.

"D'un point de vue palynologique, [...] contrairement à l'Holocène [...] tous les autres dépôts interglaciaires et interstadiaires observés dans le Nord du Bassin parisien sont d'un type différent, caractérisé par un élément plus continental, sans sédiments organiques, et dans un milieu de sylvo-steppe" (Munaut in Tuffreau et al., 1995).

Ceci l'a conduit à s'interroger sur le sens de ces divergences et à envisager deux hypothèses : soit ces différences sont le reflet d'une structuration climato-floristique des phases tempérées du Pléistocène moyen différente de l'Holocène, soit elles posent le problème de l'enregistrement sédimentaire des interglaciaires dans les séquences considérées.

Les très fortes divergences paléofloristiques entre la phase tempérée documentée dans la séquence fluviatile de Cagny-l'Epinette, corrélée avec le stade isotopique 9, et l'Holsteinien / SI9 tel qu'il apparaît à Herzeele ou à Hoxne posent en effet le problème.

Dans ses travaux, W. Zagwijn (1973, 1989) a clairement évoqué les fortes différences qui existent entre les enregistrements polliniques des différentes phases tempérées du Pléistocène moyen et qui contribuent à troubler la définition des interglaciaires.

La coexistence de ces différents modèles tend à montrer que la structure climatique des phases du Pléistocène moyen est complexe et probablement variable.

Nous proposons un examen synthétique des principales séquences palynologiques relevées pour le Pléistocène moyen récent du Nord-ouest de l'Europe afin d'apporter une image de l'environnement végétal dans lequel évoluait l'homme au Pléistocène moyen, d'estimer l'ampleur des variations du milieu et de confronter les données aux modèles de structuration climato-floristiques.

<footnote n="9">⁹ Dans la vallée de la Somme, les formations fluviatiles fines intra-saaliennes (nappe d'Argoeuves et nappe de Montières) correspondant aux phases Hoogeven et Bantega ont rarement donné lieu à des analyses palynologiques publiées à l'exception de Longpré-les-Corps-Saints (Munaut, 1974) qu'une nouvelle interprétation (Antoine dir., 1998) place dans le prolongement soit de la nappe d'Argoeuves soit de celle de Montières. Dans l'attente de datations et d'études complémentaires une incertitude subsiste sur l'âge de ces dépôts (SI 8/7c ou 7b/7a). La nappe de Biache-Saint-Vaast dans la vallée de la Scarpe qui peut être corrélée avec Bantega vient compléter les données.</footnote>
## 2 - Les paysages et la grande faune du nord-ouest de l'Europe au cours du Pléistocène moyen récent

Restituer une image des paysages, qui se sont succédés dans ces régions septentrionales au cours du Pléistocène moyen récent, impose de composer avec les problèmes documentaires. Le principal problème est le morcellement des séquences sédimentaires, souvent amplifié par la conservation variable de l'information paléofloristique et paléofaunistique.

Les conditions d'enfouissement nécessaires à la conservation des données fauniques et botaniques ne sont pas toujours présentes sur les sites de plein-air du Pléistocène moyen du nord-ouest de l'Europe. Les formations fluviatiles fines, principalement composées sur ce substratum calcaire du nord-ouest de l'Europe de limons carbonatés, constituent avec les bassins intracratoniques à sédimentation partiellement organique un des contextes les plus favorables à la préservation des restes de faune et des assemblages polliniques. Le potentiel de conservation diffère aussi en fonction des phases climatiques. Ainsi, les phases pléniglaciaires se caractérisent souvent par l'absence de sédimentation ou une sédimentation détritique grossière rarement à même de conserver l'information paléobotanique ou faunistique tandis que des érosions majeures peuvent intervenir en début glaciaire et générer parfois d'importants hiatus dans les enregistrements.

Les séquences sédimentaires susceptibles de fournir un enregistrement paléobotanique et paléofaunistique qui couvre la plus longue partie du Pléistocène moyen récent sont très exceptionnelles. Nous aurons donc recours pour reconstituer une image des paysages aux longues séquences du bassin subsident du nord des Pays-Bas que nous complèterons et enrichirons avec d'autres séquences plus courtes relevées dans les principaux sites paléolithiques.

Pour chacun des sites, qu'il soit archéologique ou naturel, nous avons dressé un tableau synthétique reprenant les caractéristiques majeures des associations polliniques et des formations végétales qu'elles permettent de reconstituer tout en respectant les découpages stratigraphiques ou zonations mis en évidence par les auteurs de ces études. Dans une même optique, les données fauniques seront présentées de façon très synthétique. Elles prennent la forme d'un tableau où sont consignées, par site et par couche, les différents taxons de macrofaune présents. Nous ne prenons pas en compte les variations quantitatives de la représentation des différents taxons.

Pour chacune des phases du Pléistocène moyen récent, nous présentons en parallèle les données floristiques et faunistiques afin de rendre leur confrontation plus aisée.

### 2.1 - L'Holsteinien (SI 9)

Dans les carottages de Bantega I/II (Pays-Bas) (tabl. 8) (Zagwijn, 1973), l'enregistrement débute avec un assemblage pollinique (LE) qui évoque une forêt claire de type boréal où dominent le pin et le bouleau. Les taxons arboréens thermophiles font totalement défaut ce qui permet d'envisager un milieu ouvert subarctique, rapporté par l'auteur à une phase tardiglaciaire de l'Elstérien. L'Holsteinien (Ho1) débute ici par un milieu forestier (75% AP) où le pin et le bouleau restent prédominants même si l'on note l'apparition des thermophiles (Quercus, Corylus). Les deux phases suivantes (Ho2a et 2b) voient un net déclin du bouleau et du pin, ce dernier restant cependant très présent. On remarque la fréquence élevée de l'Aulne, qui devient même le taxon majoritaire. Le chêne atteint près de 20%, accompagné par plusieurs thermophiles tels Ulmus, Fraxinus, Tilia et Acer. Le milieu est une forêt dense (80%AP). Il est à noter l'émergence de Taxus en Ho2b. Dans la zone Ho3a, Carpinus, Abies et Picea prennent de l'importance et les éléments de la chênaie mixte
Légende des tableaux 8 à 11, 13 et 14

**Colonne 1** : De haut en bas, nomenclature des couches stratigraphiques ou des palynozones individualisées, dans leur ordre stratigraphique (des plus récentes au plus anciennes)

**Colonne 2** : Type de formation végétale déduit de l'assemblage pollinique
forêt dense mixte, forêt dense de conifères, forêt, forêt ouverte, forêt claire, steppe arborée (sylvo-steppe), steppe

**Colonne 3** : Type climatique correspondant à la formation végétale

**Colonne 4** : % moyen des pollens arboréens (AP) pour la couche ou la zone

**Colonne 5** : % moyen des pollens d'herbacées (NAP) pour la couche ou la zone

**Colonne 6** : Taxons arboréens dominants (fréq. des pollens >5%), dans un ordre de fréquence décroissante. Les flèches placées devant un taxon indiquent une tendance nette à l'augmentation ou à la diminution au sein de la zone ou de la couche. Lorsque la fréquence d'un taxon est importante pour l'interprétation elle est mentionnée à la suite entre parenthèse. Par les lettres B et T suivies d'une fréquence sont indiquées les fréquences de taxons arboréens boréaux et tempérés.

Taxons arboréens tempérés : *Alnus*, *Carpinus*, *Quercus*, *Fagus*, *Corylus*, *Tilia*, *Ulmus*, *Frangula*, *Lonicera*, *Fraxinus*, *Ilex*, *Hedera*, *Prunus*, *Juglans*

Taxons arboréens boréaux : *Pinus*, *Betula*, *Picea*, *Salix*

**Colonne 7** : Taxons arboréens minoritaires (fréq. des pollens <5%), dans un ordre de fréquence décroissante. Les flèches placées devant un taxon indiquent une tendance nette à l'augmentation ou à la diminution au sein de la zone ou de la couche. Lorsque la fréquence d'un taxon est importante pour l'interprétation elle est mentionnée à la suite entre parenthèse.

**Colonne 8** : Taxons herbacés dominants dans un ordre de fréquence décroissante. Les abréviations suivantes sont utilisées pour les familles les plus couramment identifiées :
Gram : Gramineae ; Cyp : Cyperaceae ; Umb : Umbelliferae ; Chen : Chenopodiacea ; Eri : Ericales ; Lig : Liguliflores

**Colonne 9** : Taxons dont l'importance semble liée au contexte édaphique

**Colonne 10** : Interprétation climatique

DGL : début glaciaire

PGL : pléniglaciaire

TGL : tardiglaciaire

IG : interglaciaire

IS : interstade tempéré

**Colonne 11** : Remarques

La présence de taxons rares mais importants pour l'interprétation est mentionnée ici
<table><caption>Tabl. 8 : Assemblages palynologiques de la séquence de Bantega I/II (d'après Zagwijn, 1973).</caption><caption>Bantega I / II (Pays-Bas), d'après Zagwijn, 1973</caption><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.<5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T.ctx. édaph.</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>SVIb "Bantega"</td><td>forêt ouverte</td><td>tempéré frais</td><td>60</td><td>40</td><td>Betula, Pinus, Alnus</td><td>Corylus, Quercus</td><td>Gram, Cyp, Eri</td><td></td><td>IS</td><td>Présence Quercus, >Corylus</td></tr><tr><td>SVIa "Bantega"</td><td>forêt +/-ouverte</td><td>tempéré frais</td><td>70</td><td>30</td><td>&gt;Betula, Pinus, Alnus</td><td>Corylus</td><td>Gram, Eri, Cyp, Myrica</td><td></td><td>IS</td><td></td></tr><tr><td>SV</td><td>steppe arborée</td><td>froid</td><td>40/50</td><td>60/50</td><td>Pinus, Alnus, Betula</td><td>(Picea-0)</td><td>Gram, Eri, Cyp, Myrica</td><td></td><td>PGL</td><td>Disp. Quercus et Abies, fort retour des Herb.</td></tr><tr><td>SIVb "Hoogeven"</td><td>forêt mixte dense</td><td>tempéré</td><td>80</td><td>20</td><td>Pinus, Alnus (25max), Picea (20 max), Betula</td><td>Quercus, Corylus, Tilia</td><td>Cyp, Gram</td><td></td><td>IS</td><td>Retour tax. arb. thermophiles</td></tr><tr><td>SI</td><td>forêt ouverte</td><td>frais subboréal</td><td>60</td><td>40</td><td>Betula, Pinus, Alnus, Juniperus</td><td>Salix</td><td>Gram, Cyp, (Eri, Umb)</td><td></td><td>TGL</td><td></td></tr><tr><td></td><td>steppique ?</td><td>froid</td><td></td><td></td><td>Hiatus de l'enreg. palyn</td><td></td><td></td><td></td><td>PGL</td><td>Séd. sableux, pollens non conservés</td></tr><tr><td>Ho4</td><td>forêt claire boréale</td><td>frais/boréal</td><td>60</td><td>40</td><td>Betula, Pinus, Alnus, Salix</td><td>Corylus, Juniperus, Picea</td><td>Cyp, Gram, Eri</td><td></td><td>DGL</td><td>Déclin ou disp. tax. arb. thermophiles</td></tr><tr><td>Ho3b</td><td>sylvosteppe</td><td>tempéré frais</td><td>40</td><td>60</td><td>Alnus, Pinus, Salix, Betula</td><td>Picea, Corylus</td><td>&gt;Gram, Cyp, Eri</td><td>Alnus ?</td><td>fin IGL</td><td>Fort déclin Abies / Carpinus, fort > Herb.</td></tr><tr><td>Ho3a</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>80</td><td>20</td><td>&lt;Alnus, &lt;Pinus, Picea, Abies</td><td>Betula, Quercus, Carpinus, Corylus, Salix, Taxus</td><td>Cyp, Eri, Gram</td><td>Alnus ?</td><td>IGL</td><td>Présence de Fagus et Buxus</td></tr><tr><td>Ho2b</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>80</td><td>20</td><td>Alnus (40/50max), Pinus, &lt;Quercus</td><td>Betula, Salix, Corylus, Picea, Ulmus, Fraxinus, Tilia, Acer</td><td>Cyp, Gram, Eri, Umb</td><td>Alnus ?</td><td>IGL</td><td>Apparit. Carpinus, Abies, Taxus</td></tr><tr><td>Ho2a</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>80</td><td>20</td><td>&lt;Pinus, Alnus, Quercus (20max)</td><td>&lt;Betula, Ulmus, Fraxinus, Tilia, Acer</td><td>Gram, Cyp, (Artemisia, Chen)</td><td></td><td>début IGL</td><td></td></tr><tr><td>Ho1</td><td>forêt</td><td>tempéré frais</td><td>75</td><td>25</td><td>Pinus (65max), Betula</td><td>Alnus, Salix, (Quercus, Corylus)</td><td>&lt;Cyp</td><td></td><td>début IGL</td><td></td></tr><tr><td>LE - Elsterien</td><td>forêt claire boréale</td><td>frais boréal</td><td>60</td><td>40</td><td>Pinus, Betula</td><td>Salix, Juniperus, Hippophaë</td><td>Cyp, Gram, Artemisia, Chen</td><td></td><td>TGL</td><td></td></tr></tbody></table>
régressent nettement. Il faut noter la présence de *Fagus* et de *Buxus* traduisant une ambiance climatique qui reste nettement tempérée. Les zones Ho3b/Ho4 se marquent par un net déclin des taxons arboréens (40 à 60% AP). Cette forêt claire à pin, bouleau, aulne et saule, où les taxons arboréens thermophiles ont disparu, indique un rafraîchissement net du climat et une ambiance boréale. Ces deux zones peuvent être rapportées à une fin d'interglaciaire et à un début glaciaire.

A Herzeele (France) (tabl. 9) dans l'unité supérieure (3 et 4) désormais seule rapportée à l'Holsteinien (Sommé *et al.*, 1978 ; Vanhoorne, Denys, 1987) (cf. *supra*, chap. I, § 7.2.1), l'ambiance est celle d'une forêt dense sous un climat tempéré. On discerne cependant trois phases. Dans la première, le milieu oscille entre une forêt ouverte et une forêt dans laquelle *Pinus* domine le spectre, accompagné par les taxons de la chênaie mixte. *Betula* y joue un rôle accessoire. On observe, dans une seconde phase, une forêt dense de feuillus où *Quercus* domine la chênaie mixte dans laquelle les taxons arboréens boréaux sont peu présents. Des espèces indiquant un climat nettement tempéré ont été identifiées : *Vitis*, *Buxus*<fnref n="10" />, *Hedera*, *Ligustrum*. A Herzeele, au cours de cette seconde phase, l'aulne est fortement présent comme à Bantega et à Marks Tey (Turner, 1970). Il faut aussi signaler l'expansion de l'if qui coïncide avec ce qui semble bien être l'optimum climatique. Dans la troisième phase, la forêt reste dense mais les taxons boréaux reprennent peu à peu de l'importance, la chênaie mixte régresse et *Abies* devient rapidement le taxon dominant tandis que l'on remarque la présence de *Carpinus*. Finalement, *Pinus* et *Picea* prennent eux aussi le pas sur la chênaie mixte, donnant une forêt dense de conifères assez proche de la taïga.

La séquence de Hoxne, utilisée par R.G. West (1956) pour définir l'Hoxnien (équivalent palynologique britannique de l'Holsteinien), a été ré-échantillonnée à l'occasion des dernières fouilles (Singer *et al.*, 1993) et ré-analysée (Mullenders, 1993) (tabl. 10). Immédiatement au-dessus de la moraine anglienne / elstérienne, dans la couche F, la séquence débute par une steppe arborée à bouleau et *Hippophaë*<fnref n="11" />, typique d'un paysage tardiglaciaire (ILo). *Hippophaë* est aussi présent à Bantega dans la zone tardiglaciaire elstérienne (LE). Le réchauffement s'amorce à la base de la couche E (zone HoI) avec une forêt boréale dominée par *Betula* dans laquelle *Quercus* apparaît. L'optimum interglaciaire (HoIIa, HoIIb) se caractérise par une forêt dense où les taxons arboréens boréaux disparaissent presque totalement. On note une forte expansion de *Taxus* en fin de zone HoIIb. A partir de la zone HoIIb, l'aulne devient le taxon dominant. Les conditions édaphiques locales (lac) ont probablement favorisé cette sur-représentation. La phase suivante (HoIIc, HoIII) voit le déclin de *Quercus* et des autres arbres thermophiles et leur remplacement par *Pinus*. Ensuite (sommet de HoIII, HoIIb, HoIVa), on observe la progression de *Pinus* puis l'expansion de *Abies* et *Picea*.

Au sommet du bed 5 (zone HoIVb), on observe la réapparition de *Quercus* qui va devenir le taxon prépondérant (20%) devant les taxons boréaux (*Pinus*, *Betula*) dans les couches sus-jacentes (beds 6, 7, 8). Cette phase terminale à *Quercus* est inconnue dans les diagrammes palynologiques holsteiniens, à Marks Tey par exemple. Il y a lieu de penser qu'il s'agit d'une phase tempérée postérieure à l'Holsteinien (Hoogeven ?) et qu'un hiatus majeur existe dans la séquence sédimentaire puisque la phase glaciaire intercalée n'est pas enregistrée.

Cette phase tempérée forestière à *Quercus* ne peut en outre être assimilée à la pulsation de caractère interstadiaire mise en évidence à Sangatte dans une couche de tourbe

<footnote n="10">¹⁰ Il semble que *Buxus* soit absent des diagrammes palynologiques holsteiniens du R.-U.</footnote>

<footnote n="11">¹¹ *Hippophaë* est un arbrisseau épineux des milieux littoraux sableux. Sa fréquence est souvent élevée dans les spectres palynologiques du Tardiglaciaire elstérien.</footnote>
Herzeele (Nord, France), d'après Sommé et al., 1978

<table><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.&lt;5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T.ctx. édaph.</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>(3) arg. estuar.</td><td>forêt dense de conif.</td><td>tempéré</td><td>90</td><td>10</td><td>Abies, Pinus, Picea</td><td>Chênaie mixte, Carpinus, (Corylus, Betula)</td><td>Eri</td><td></td><td>fin IG</td><td>Drosera</td></tr><tr><td>(4) sup, s/a hum.</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>95<br>70</td><td>5<br>30</td><td>Abies, Alnus, Chênaie mixte à Quercus dominant</td><td>Pinus</td><td>Chen, Gram</td><td></td><td>fin IG</td><td>Présence de Vitis, Taxus et Buxus</td></tr><tr><td>(4) sables coqu.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>stérile</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>(4)inf sommet sables</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>90</td><td>10</td><td>Abies, Alnus, Pinus</td><td>Chênaie mixte à Quercus, Picea</td><td>Eri, Chen, Armeria</td><td>Armeria</td><td>fin IG</td><td></td></tr><tr><td>(4)inf base sables</td><td>forêt dense de feuillus</td><td>tempéré</td><td>95</td><td>5</td><td>Chênaie mixte à Quercus dominant Alnus, Pinus</td><td>Corylus, Betula, Taxus, Picea</td><td></td><td></td><td>optimum IG</td><td>Présence Carpinus, Vitis et Buxus</td></tr><tr><td>(5) arg. rouge</td><td>forêt dense de feuillus</td><td>tempéré</td><td>90</td><td>10</td><td>Chênaie mixte à Quercus dominant Betula, Alnus</td><td>Corylus, Pinus, Taxus, Picea</td><td>Gram, Artemisia, Eri</td><td></td><td>optimum IG</td><td>Buxus présent</td></tr><tr><td>(6) arg. grise</td><td>forêt dense de feuillus</td><td>tempéré</td><td>&gt;95</td><td>&lt;5</td><td>Chênaie mixte à Quercus dominant Alnus, Betula, Corylus</td><td>Ilex, Taxus, Picea</td><td>Chen</td><td></td><td>optimum IG</td><td>Ligustrum, Hedera présents</td></tr><tr><td>(7) arg. noire</td><td>forêt dense de feuillus</td><td>tempéré</td><td>95</td><td>5</td><td>Chênaie mixte à Quercus dominant Alnus, Corylus</td><td>Pinus, Taxus, Picea</td><td>Chen</td><td></td><td>optimum IG</td><td>Carpinus présent</td></tr><tr><td>(8) tourbe</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>90</td><td>10</td><td>Alnus, Chênaie mixte à Q. dominant Pinus, Corylus</td><td>Taxus, Betula, Picea</td><td>Cyp, Gram</td><td></td><td>optimum IG</td><td>Hedera très présent</td></tr></tbody></table>

Herzeele (Nord, France), d'après Vanhoorne, Denys, 1987

<table><caption>Tabl. 9 : Assemblages palynologiques de la séquence de Herzeele (d'après Sommé et al., 1978 ; Vanhoorne, Denys, 1987).</caption><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.&lt;5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T.ctx. édaph.</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>(4) sup / (3)</td><td>forêt dense de conif.</td><td>tempéré</td><td>80<br>95</td><td>20<br>5</td><td>Abies (50/70), Alnus, Chênaie mixte à Quercus dominant</td><td>Carpinus, Picea, Betula, Pinus</td><td>Gram, Chen</td><td></td><td>fin IG</td><td>Buxus, Vitis présents</td></tr><tr><td>(4) milieu</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>80<br>95</td><td>20<br>5</td><td>Chênaie mixte à Quercus dominant, Pinus, Alnus, Picea</td><td>Taxus, Betula, Tilia, Fraxinus</td><td>Eri</td><td></td><td>optimum IG</td><td>Apparition Buxus et Vitis</td></tr><tr><td>(4) base</td><td>forêt à forêt ouverte</td><td>tempéré frais</td><td>80<br>40</td><td>20<br>60</td><td>Pinus (20/60), Chênaie mixte à Quercus dominant</td><td>Betula, Fraxinus</td><td>Eri, Cyp</td><td></td><td>début IG</td><td>Apparition Hedera</td></tr></tbody></table>
<table><caption>Tabl. 10 : Assemblages palynologiques de la séquence de Hoxne (d'après Mullenders, 1993).</caption><caption>Hoxne (Suffolk, U.K.), d'après Mullenders, 1993</caption><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb. <5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T.ctx. édaph.</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>Bed 8</td><td>forêt à steppe arborée</td><td>tempéré</td><td>80 à 30</td><td></td><td>Quercus (20), Betula, Pinus, Alnus</td><td>Corylus, Picea, Tilia</td><td>Gram, Dryopteris, Cyp, Chen</td><td></td><td>IGL</td><td>Fagus présent</td></tr><tr><td>Bed 7</td><td>forêt ouverte</td><td>tempéré</td><td>65</td><td>35</td><td>Quercus (20), Alnus (20), Pinus, Betula</td><td>Corylus</td><td>Gram, Artemisia, Chenopodium</td><td></td><td>IGL</td><td>Fagus et Picea présents</td></tr><tr><td>Bed 6</td><td>forêt dense</td><td>tempéré</td><td>85</td><td>15</td><td>Quercus (20), Betula (20), Pinus, Alnus</td><td>Corylus</td><td>Gram, Dryopteris</td><td></td><td>IGL</td><td>Hedera bien présent</td></tr><tr><td>Bed 5 sommet Ho IVb</td><td>forêt ouverte à dense</td><td>frais</td><td>50 80</td><td>50 20</td><td>Pinus, Alnus, Betula, Quercus</td><td>Picea</td><td>&gt;Gram, Artemisia, Chen, Plantago</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="11" style="background-color: #cccccc; font-weight: bold;">Hiatus ?</td></tr><tr><td>Bed 4 somm. + 5 base Ho IVa</td><td>forêt dense</td><td>frais</td><td>80</td><td>20</td><td>Alnus, Pinus, Corylus, Betula</td><td>Abies, Tilia</td><td>Gram, Empetrum Eri</td><td></td><td></td><td>Fagus présent</td></tr><tr><td>Bed 4 moyen Ho IIIb</td><td>forêt claire</td><td>frais et très humide</td><td>40</td><td>60</td><td>Alnus, Pinus, Abies, Picea</td><td>Betula, (Quercus)</td><td>Dryopteris, Polypodium</td><td>Fougères ?</td><td></td><td>Fort développement des Fougères</td></tr><tr><td>Bed 4 base Ho IIIb</td><td>forêt</td><td>tempéré frais</td><td>70</td><td>30</td><td>Alnus (40), Betula, Pinus</td><td>Corylus, Quercus, Picea, Abies</td><td>Gram, Dryopteris, Cyp</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Bed 2 et 3 Ho III</td><td>forêt dense</td><td>tempéré frais</td><td>80</td><td>20</td><td>Alnus (40), Pinus (20), Betula</td><td>Picea, Abies, Corylus, Quercus</td><td>Dryopteris, Gram, Comp</td><td></td><td>Fin IGL</td><td>Présence Acer</td></tr><tr><td>Bed 1 Ho III</td><td>forêt dense</td><td>tempéré frais</td><td>80 90</td><td>20 10</td><td>&lt;Alnus (75,50), Pinus (10), Betula</td><td>Picea, Corylus, Quercus</td><td>Gram, Dryopteris, Umb, Comp</td><td></td><td>Fin IGL</td><td>Quasi disparition tax. arb. Thermophiles Presence Itex</td></tr><tr><td>Stratum D Ho IIc / Ho III</td><td>forêt dense</td><td>tempéré</td><td>90</td><td>10</td><td>Alnus (65), &lt;Corylus, &lt;Quercus, &gt;Pinus</td><td>Fraxinus, Taxus</td><td>Umb, Cyp</td><td></td><td>IGL</td><td></td></tr><tr><td>Stratum E Ho IIc</td><td>forêt dense</td><td>tempéré</td><td>92</td><td>8</td><td>Alnus (47), Corylus (17), Taxus (9), Quercus (7)</td><td>Pinus, Ulmus, &gt;Fraxinus</td><td>Gram, Ranunculacea, Umb</td><td></td><td>IGL</td><td>Présence Juglans</td></tr><tr><td>Stratum E Ho IIb</td><td>forêt dense</td><td>tempéré</td><td>94</td><td>6</td><td>Alnus (51), Quercus (15), Corylus, Tilia, Taxus (22 en fin de zone)</td><td>&lt;Betula</td><td>Hedera</td><td></td><td>IGL</td><td>Présence Larix</td></tr><tr><td>Stratum E Ho IIa</td><td>forêt dense</td><td>tempéré</td><td>90</td><td>10</td><td>Quercus (30), &gt;Alnus, Pinus, &gt;Tilia</td><td>Corylus, Fraxinus</td><td>Gram, Dryopteris</td><td></td><td>IGL</td><td>Présence Ilex</td></tr><tr><td>Stratum E Ho I</td><td>forêt</td><td>tempéré frais à tempéré</td><td>77</td><td>23</td><td>Betula (60), Pinus, &gt;Quercus</td><td>Alnus, Juniperus</td><td>Gram, Dryopteris</td><td></td><td>Début IGL</td><td>Apparition Hedera</td></tr><tr><td>Stratum F I Lo</td><td>forêt claire/steppe</td><td>froid</td><td>54 (16)</td><td></td><td>Hippophaë (38), Betula</td><td>Salix</td><td>Gram, Cyp</td><td></td><td>TGL</td><td>AP entre () = sans Hippophaë</td></tr><tr><td>Stratum G - Till I Lo</td><td>forêt de conifères</td><td>tempéré frais</td><td>76</td><td></td><td>Picea (35), Pinus (28), Hippophaë (6)</td><td>Alnus, Betula</td><td>Cyp, Gram</td><td></td><td>fin IGL ? DGL ?</td><td>Stock paly antérieur à la moraine ?</td></tr></tbody></table>
séparée de la plage sableuse holsteinienne par une couche de marne crayeuse (Sommé *et al*., 1999). Le contenu palynologique de cette marne indique nettement une première dégradation (75 à 80% de NAP) tandis que la tourbe correspond au développement d'une forêt très ouverte à *Pinus* (47,1%) sous une ambiance tempérée continentale.

L'identité paléobotanique de l'Holsteinien apparaît ici très proche de ce que les travaux de Turner (1970) avaient mis en évidence dans le remplissage lacustre de Marks Tey (R.-U.) (fig. 7). Cette similitude s'exprime en particulier avec le développement intense du sapin et de l'épicéa en fin d'interglaciaire avant le début de la dégradation, l'omniprésence de l'aulne ainsi que l'expansion de l'if à la fin de l'optimum. La forêt claire à pin, bouleau et saule marquant le début de la péjoration est observée de façon identique à Bantega et Marks Tey.

Le paysage végétal de l'interglaciaire holsteinien s'affirme très clairement comme un paysage forestier dense sous des conditions climatiques clairement tempérées. La chênaie mixte à *Quercus* dominant, prépondérante dans une première phase, est relayée par une forêt mixte ou de conifères, où *Abies* et *Picea* jouent un rôle important. Il est à noter que les taxons arboréens boréaux (*Pinus*, *Salix*, *Betula*) restent présents, parfois de façon marquée, tout au long de l'interglaciaire.

Le contenu pollinique des limons fluviatiles fins (I) de Cagny-l'Epinette, rapportés à une phase tempérée corrélée avec le stade isotopique 9 (Holsteinien), donne une image sensiblement différente de la végétation (Munaut, 1988a ; Tuffreau *et al*., 1995) (tabl. 11). Les paysages de forêt claire et de sylvo-steppe à *Pinus* / *Betula* évoquent, d'après A.-V. Munaut, une phase climatique tempérée continentale. Il semble que cette divergence soit liée au caractère incomplet de l'enregistrement des phases tempérées dans les sédiments fluviatiles de la vallée de la Somme. Ce phénomène, déjà évoqué par P. Antoine (1990), tend à se préciser grâce aux recherches menées récemment sur l'évolution du système fluviatile de la Somme au Tardiglaciaire et à l'Holocène (Antoine *dir.*, 1998). Le dépôt des limons fluviatiles pourrait s'être effectué au cours du Tardiglaciaire ou au début d'interglaciaire ce qui est compatible avec l'assemblage pollinique (Antoine *dir.*, 1998). Cette phase est peu représentée à Bantega (Ho1) et Hoxne (HoI). Il est donc possible qu'à l'optimum interglaciaire corresponde un hiatus sédimentaire.

La faune de mammifères de l'Holsteinien provient principalement de formations fluviatiles fines où elle est associée à des niveaux d'occupation humaine. A Cagny-l'Epinette (tabl. 12) (Tuffreau *et al*., 1995), les assemblages fauniques à la base des limons fluviatiles (J) ou dans leur masse (I, II) indiquent des conditions clairement tempérées, malgré un paysage végétal qui n'évoque pas des conditions pleinement interglaciaires. Les taxons présents sont *Equus caballus mosbachensis*, *Bos primigenius*, *Cervus elaphus* et un daim (tabl. 12).

Dans un même contexte sédimentaire et chronologique (limons fluviatiles), le site de Soucy I, dans la vallée de l'Yonne (Lhomme *et al*., 1998), a livré des restes d'un éléphantidae, du Rhinocéros de Merck, de cheval, de *Bos primigenius*, de cerf, de chevreuil, d'un suidé, d'un ursidé et de *Castor fiber* (tabl. 12). Cet assemblage s'accorde avec des conditions tempérées et un paysage forestier pouvant être assez dense.

## 2.2 - Le Saalien ancien (SI 8)

Nous avons mentionné dans le précédent paragraphe que les zones Ho3b/Ho4 de Bantega I/II (Zagwijn, 1973) comme la zone IV de Marks Tey (Turner, 1970 ; Turner, West, 1968) caractérisaient une phase de fin d'interglaciaire / début glaciaire (tabl. 8 et fig. 7). Le
Cagny-Epinette (Somme) d'après Tuffreau *et al.*, 1986; Munaut, 1988, modifié

<table><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.&lt;5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T.ctx. édaph</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>Couche H (sup?)</td><td>steppe arbo./forêt ouv.</td><td>temp. frais</td><td>30-65</td><td>70-35</td><td>Pinus, Betula, Corylus,</td><td>Alnus, Quercus, Fraxinus</td><td>Lig., Gram.</td><td></td><td>DGL ?</td><td rowspan="2">↑<br>Présence de tous les tax.<br>thermo. de la chênaie mixte</td></tr><tr><td>Couche H</td><td>forêt ouverte</td><td>temp. frais</td><td>65-70</td><td>35-30</td><td>Pinus, Betula</td><td>Quercus, Alnus, Corylus,<br>Fraxinus</td><td>Gram.</td><td></td><td>DGL ?</td></tr><tr><td colspan="11" style="text-align: center;">Hiatus ?</td></tr><tr><td>Couche I</td><td>forêt ouverte</td><td>temp. frais</td><td>65-70</td><td>35-30</td><td>Pinus, Betula</td><td>Quercus, Alnus, Corylus,<br>Fraxinus</td><td>Gram.</td><td></td><td>TGL ?</td><td>↓</td></tr></tbody></table>

Mesvin IV (Hainaut, Belgique) d'après Roche, 1981

<table><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.&lt;5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T.ctx. édaph</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>lent. de sable cray<br>base du chenal</td><td>steppe</td><td>froid</td><td>10</td><td>90</td><td>Betula (8)</td><td>Alnus</td><td>Gram (90)</td><td></td><td>DGL / PGL</td><td></td></tr></tbody></table>

Peelo series V (Pays-Bas), d'après Zagwijn, 1973

<table><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.&lt;5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T ctx. édaph</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>SIVa "Hoogeven"</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>85</td><td>15</td><td>Pinus (30), Betula, Alnus,<br>Corylus, Chênaie mixte</td><td>Salix</td><td>Eri, Gram, Cyp</td><td></td><td>IS</td><td>Présence de Carpinus et Picea</td></tr><tr><td>?</td><td>forêt dense</td><td>tempéré</td><td>95</td><td>5</td><td>Betula (65), Pinus</td><td>Chênaie mixte,<br>Corylus, Alnus, Salix</td><td>Gram</td><td></td><td>?</td><td>Zone perturbée selon W.H. Zagwijn</td></tr><tr><td>SIII "Hoogeven"</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>&gt;90</td><td>&lt;10</td><td>&lt;Betula, &gt;Pinus, Corylus (20),<br>Chênaie mixte, Alnus</td><td>Juniperus, Salix</td><td>Gram, Cyp, Eri</td><td></td><td>IS</td><td></td></tr><tr><td>SII</td><td>forêt dense de bouleau</td><td>frais</td><td>80</td><td>20</td><td>Betula (70), Juniperus</td><td>Pinus, Salix, Alnus</td><td>Cyp, Gram</td><td></td><td>TGL</td><td></td></tr><tr><td>S1 sup</td><td>forêt ouverte</td><td>frais boréal</td><td>70</td><td>30</td><td>Betula (65), &lt;Pinus</td><td>Juniperus, Corylus, Salix</td><td>&lt;Cyp, Gram, Artemisia</td><td></td><td>TGL</td><td></td></tr><tr><td>inf</td><td>steppe arborée</td><td>froid</td><td>40</td><td>60</td><td>Betula (30), Pinus</td><td>Juniperus, Corylus, Alnus</td><td>Cyp(30à40), Gram, Artemisia</td><td></td><td>PGL</td><td></td></tr></tbody></table>

Peelo series IIIa (Pays-Bas), d'après Zagwijn, 1973

<table><caption>Tabl. 11 : Assemblages palynologiques des séquences de Cagny-l'Epinette (d'après Tuffreau *et al.*, 1986; Munaut, 1988, modifié), de Mesvin IV (d'après Roche, 1981), de Peelo series V et de Peelo series IIIa (d'après Zagwijn, 1973).</caption><thead><tr><th>Couche/zone</th><th>Type format. vég.</th><th>Type clim.</th><th>AP</th><th>NAP</th><th>Tax. arb. domin.(>5%)</th><th>T. arb.&lt;5%</th><th>T. herb. dom.</th><th>T ctx. édaph</th><th>Interp. clim.</th><th>Remarques</th></tr></thead><tbody><tr><td>SIVa "Hoogeven"</td><td>forêt dense mixte</td><td>tempéré</td><td>80</td><td>20</td><td>Pinus (45), Alnus, Betula,<br>Corylus, Carpinus</td><td>Chênaie mixte, Picea,<br>Juniperus, Salix</td><td>Gram, Eri, Cyp</td><td></td><td>IS</td><td></td></tr></tbody></table>
rafraîchissement a clairsemé le milieu forestier (AP = 40 à 60) qui s'apparente alors à une
forêt claire. Le bouleau et le pin qui sont les taxons dominants lui donnent un caractère boréal.
Les taxons arboréens thermophiles disparaissent au cours de cette phase. Un sable stérile en
pollens interrompt l'enregistrement du début Saalien à Bantega. La connaissance du contexte
végétal des périodes glaciaires est rendue très difficile par le régime sédimentaire, souvent
grossier, et les altérations cryogéniques qui engendrent l'altération du matériel pollinique. Le
site de Mesvin IV (Belgique) permet cependant de façon assez exceptionnelle de bénéficier
d'un aperçu sur le paysage végétal de cette phase pléniglaciaire. Le contenu palynologique
d'une lentille de sable à granules crayeux provenant de la base du remplissage fluviatile
grossier du chenal, accumulé au cours du pléniglaciaire, a pu être analysé (Roche, 1981)
(tabl. 11). Le spectre est très pauvre, dominé de façon écrasante par les graminées (90%).
Quelques taxons arboréens boréaux persistent : *Betula* (8%) et *Alnus* (2%). Ceci nous donne
l'image d'un paysage très ouvert, steppique, sous un climat froid.

La zone SI de Bantega (tabl. 8) et de Peelo series V (tabl. 11) (Zagwijn, 1973) pourrait
représenter un état des paysages à la fin du premier stade du Saalien. On observe des
assemblages polliniques correspondant au passage d'une steppe arborée (AP=40%) à une forêt
ouverte (AP=60%) où *Betula* et *Pinus* dominent fortement, accompagnés de l'aulne, du
genévrier et du saule. Les taxons thermophiles de la chênaie mixte sont significativement
absents de ce paysage de forêt boréale que l'on peut rapprocher d'une phase tardiglaciaire.

L'image des paysages de cette première phase glaciaire est très parcellaire. Les
données de Mesvin nous laissent cependant envisager lors du pléniglaciaire, un milieu très
ouvert, de nature steppique où persistaient quelques bouquets de pin, de bouleau et de saule.
La transition vers une période tempérée ou depuis une période tempérée semble s'opérer par
l'intermédiaire d'une forêt boréale sans taxons thermophiles, se densifiant ou s'éclaircissant.

Les formations fluviatiles grossières de Maastricht-Belvédère, qui peuvent être
rapportées au Saalien ancien, contiennent dans leur partie supérieure (unité III-A) une faune
avec indicateurs d'un milieu steppique (cheval) et froid / steppique (mammouth, rhinocéros
laineux) (Kolfschoten, 1985) (tabl. 12). *Cervus elaphus* est cependant présent.

La faune du site de Mesvin IV est très comparable (Van Neer, 1981, 1986). Le renne
s'ajoute aux taxons froids et le bison aux steppiques (tabl. 12). Comme à Maastricht, on note
ici la présence d'espèces telles que *Megaceros giganteus* et *Sus scrofa* qui évoquent un
environnement plus tempéré.

La faune recueillie dans un niveau archéologique (Ariendorf 1) à la partie basale du
troisième loess (LDI) d'Ariendorf, que l'on peut corréler avec le stade 8, présente une
association identique à mammouth et rhinocéros laineux dans laquelle les steppiques ont une
place (*Equus* sp., *Bos* / *Bison* sp.) (Turner, 1997) (tabl. 12). Ici encore le cerf accompagne des
espèces froides et steppiques.

Les graviers fluviatiles de l'unité C de Tourville-la-Rivière, accumulés au cours de la
première phase du Saalien, ont livré l'ensemble des taxons froids évoqués précédemment
(mammouth, rhinocéros laineux, renne), des espèces steppiques (cheval de Mosbach, *Bison*

<footnote n="12">¹² La Cotte de St. Brelade : Scott, 1986 ; Achenheim : Heim et al., 1982 ; Tönchesberg : Conard, 1992 ; Schweinskopf : Schäfer, 1987 ; Pontnewydd : Green, 1983 ; Biache-St-Vaast : Auguste, 1988, 1991 ; Maisons-Alfort : Durbet et al., 1997 ; Ariendorf : Turner, 1997 ; Tourville-la-Rivière : Descombes, 1983 ; Montières-les-Amiens : Auguste, 1995b ; Maastricht-Belvédère : Kolfschoten, 1985 ; Schöningen : Kolfschoten, 1985, Thieme et al., 1993 ; Ehringsdorf : Feustel, 1983 ; Hoxne : Stuart et al., 1993 ; Wolvercote : Roe, 1981 ; Mesvin IV : Van Neer, 1986 ; Baker's Hole : Roe, 1981 ; Cagny l'Epinette : Tuffreau et al., 1995 ; Soucy : Lhomme et al., 1998 ; Clacton, Swanscombe : Stuart, 1977, Roberts et al., 1995 ; Barnham : Ashton et al., 1994.</footnote>
priscus) mais aussi quelques taxons tempérés (cerf et *Bos primigenius*) (Descombes, 1983) (tabl. 12). Cette association est très comparable aux ensembles que nous venons d'évoquer.

La faune de la couche loessique 20" (ens. III) d'Achenheim, rapportée au maximum glaciaire du stade 8, contient *M. trogontherii* / *primigenius*, *M. trogontherii*, *Equus caballus* cf. *mosbachensis* et *Cervus elaphus* (Heim *et al.*, 1982) (tabl. 12). Nous retrouvons ici le même type d'association de grands mammifères.

Les assemblages fauniques apparaissent très homogènes et marquent incontestablement le caractère steppique du paysage et le froid de cette première phase du Saalien. Cependant, la présence dans toutes les séries évoquées d'ongulés forestiers et/ou tempérés (cerf, mégacéros, sanglier) invite à réflexion. S'ils tendent à indiquer la persistance de bouquets forestiers au cours de cette période glaciaire, on est cependant conduit à évoquer pour ces taxons une tolérance thermique nettement plus importante que celle envisagée traditionnellement. Nous avons ici des paysages probablement assez proches de la "steppe à mammouths" évoquée par Guthrie (1990) pour les phases de maximum glaciaire du Pléistocène, qui présentait une productivité primaire suffisamment forte pour soutenir une biomasse abondante de grands et très grands herbivores.

## 2.3 - L'interstade d'Hoogeven (SI 7c)

A Bantega (tabl. 8), Peelo series V (tabl. 11) et series IIIa (tabl. 11) (Zagwijn, 1973), après la phase tardiglaciaire à bouleau / pin évoquée dans le paragraphe précédent, la transition vers la phase interstadiaire est assurée dans un climat encore frais par une forêt dense de bouleau (70%) (Peelo V, SII). Le caractère tempéré frais s'affirme en SIII par la fréquence du noisetier (20%) et l'apparition de la chênaie mixte dans une forêt très dense. La phase suivante (SIVa) se caractérise par un rôle accru du pin (30 à 45%) au détriment du bouleau. La chênaie mixte est présente dans cette forêt dense, marquant une ambiance tempérée, mais sa place reste subalterne. Dans la phase finale de cet interstade (SIVb), *Pinus* reste le taxon prédominant devant l'aulne tandis que *Picea* se développe nettement (20%) et que les arbres thermophiles deviennent plus rares. Ceci traduit un rafraîchissement sensible du climat bien que le paysage reste très forestier.

Nous nous appuyons aussi pour évoquer l'environnement végétal de cette phase sur les travaux menés sur le site de Salouel (Somme) (Ameloot-Van der Heijden et al., 1996) (tabl. 13). Les analyses polliniques ont été effectuées dans une séquence de limons fluviatiles surmontant les graviers d'une basse terrasse de la vallée de la Selle, affluent de la Somme, qui a été corrélée avec la nappe d'Argoeuves. Selon ce schéma, les limons fluviatiles de Salouel se rapporteraient à l'interstade d'Hoogeven. Les prélèvements à la base de ces limons (P1 à 4)<fnref n="13" /> permettent de reconstituer une forêt claire boréale où *Pinus* et *Betula* sont les taxons dominants. Les taxons arboréens tempérés (*Quercus*, *Ulmus*, *Carpinus*) sont présents en faible proportion. L'ambiance générale semble plutôt fraîche et il est concevable, compte tenu de la position stratigraphique, de considérer qu'il s'agit d'une phase tardiglaciaire / début interstadiaire. Dans une seconde phase (P5/P6), le taux de boisement reste stable (AP=60/65) mais les taxons arboréens tempérés prennent de l'importance, le chêne surpasse en effet le pin. Le contexte climatique est plus tempéré mais semble rester frais. Les derniers prélèvements

<footnote n="13">¹³ Dans les spectres palynologiques de Salouel, les fougères dominent ou occupent une position très importante. Leur surdéveloppement semblant lié au contexte édaphique local (Munaut in Ameloot-Van der Heijden et al., 1996), ce taxon n'a pas été pris en compte dans le calcul des fréquences que nous présentons.</footnote>