Extrait de la Lettre n°10 du Programme International Géosphère Biosphère-Programme Mondial de Recherches sur le Climat (PIGB-PMRC)

Evolution de la morphologie fluviatile des cours d’eau du bassin de la Somme depuis la fin du dernier maximum glaciaire jusque vers 5000 ans BP (d’après Antoine, 1997).

Les études des séquences tardiglaciaire et holocène du bassin de la Somme région de la Normandie, (Nord -Ouest de la France) sont basées sur des transects de vallée complétés par de nombreux profils archéologiques. La confrontation des données sédimentologiques, stratigraphiques, ¹⁴C , palynologique, malacologique débouche sur un schéma global d’évolution dont les principales étapes sont les suivantes (voir figure)

Le Dernier Maximum Glaciaire
Durant le dernier maximum glaciaire, le climat est aride et le réseau fluviatile est engorgé par suite d’un apport de sédiment très important : ceci résulte d’une forte érosion des bassins versants due principalement à des phénomènes de gélifluction (résultat des alternances gel-dégel). Le réseau est alors caractérisé par des chenaux en tresses, peu profonds et très instables : le rapport débit/apport latéraux n’est pas assez élevé pour déblayer l’apport sédimentaire et les chenaux migrent rapidement (bilan sédimentaire positif entraînant un exhaussement de la plaine alluviale).

La déglaciation
La première modification majeure se situe à la limite Pléniglaciaire supérieur / Tardiglaciaire (13 000 BP âge ¹⁴C ). La réponse des cours d’eau à l’amélioration climatique se traduit par une incision importante des dépôts et le passage d’un système de chenaux en tresses, à un système à multiples chenaux stables (système de transition). Ce phénomène peut résulter à priori soit d’une augmentation de l’apport des pluies soit d’une diminution des apports sédimentaires (par suite du développement de la végétation qui fixe les sols et l’arrêt de la sédimentation loessique). En fait on constate un retard entre le déclenchement de l’incision et le développement de la végétation, privilégiant ainsi l’hypothèse d’une augmentation de l’alimentation en eau. Par ailleurs cette interprétation est renforcée par les données macologiques qui indiquent une forte augmentation de l’humidité ambiante au début du Bølling L’événement apparaît court, de l’ordre de quelques siècles, car le début du comblement qui marque la phase suivante se situe vers 12 400-12 300 BP( âge ¹⁴C).

Puis, au cours de l’Allerød, la couverture végétale se développe, entraînant la stabilisation des versants et une diminution des apports latéraux (apport des versants): on observe le dépôt de limons organiques en relation avec un système à large chenal unique à méandres. La dynamique devient celle d’une plaine alluviale classique où des limono-organiques se mettent en place lors des crues en position latérale par rapport au chenal et provoquent un rehaussement progressif du plancher de la vallée.

L’épisode du Dryas Récent
La fin du Tardiglaciaire se manifeste ensuite par la mise en place dans l’ensemble de la vallée d’un remplissage de limons calcaires très pauvres en matière organique (limons blanc) attribués au Dryas Récent. La péjoration climatique du Dryas Récent (estimée par ailleurs de 13 800 à 12 500 BP âge calender, ou de 11 000 à 10 000 âge ¹⁴C) débute par une phase d’érosion du sol organique qui s’était déposé lors de l’Allerød . Pollens et assemblages de coquilles montrent alors un climat froid et très humide puis de plus en plus froid et sec. Les fonds de vallée sont le siège d’une importante sédimentation alimentée par l’érosion des bassins versants (boues crayeuses issues de la gelifraction) dont l’épaisseur moyenne est d’environ d’un mètre dans l ’ensemble de la plaine fluviale.

Le début de l’Holocène
Une seconde phase d’incision majeure marque la fin du Dryas Récent et le début de l’Holocène (ca 10 000 BP âge ¹⁴C). Cette phase d’incision représente un phénomène généralisé observé dans la plupart des réseaux hydrographiques de l’Europe du Nord en relation avec le début de l’amélioration climatique rapide. Les datations dans les premiers dépôts de tourbes qui ont suivi cette phase d’incision suggèrent que cette phase a été très brève, de l’ordre du siècle.

Durant la première moitié de l’Holocène l’ensemble de la vallée se colmate progressivement. Le développement rapide de la couverture végétale se traduit par l’augmentation de l’importance relative de la fraction organique dans les sédiments et par une fixation des sols qui limite de plus en plus les apports détritiques de versant.

Cette période se caractérise par le développement de tourbières bordées par de petits chenaux latéraux où se déposent des silts organiques et une réduction généralisée des écoulements. La vallée tourbeuse qui fonctionne comme une éponge et le développement de la végétation entraîne une forte augmentation de l’évapotranspiration, diminuant ainsi la quantité d’eau qui circule dans les chenaux.

Le Changement du milieu de l’Holocène
Un changement climatique se dessine vers le milieu de l’Holocène : une dernière phase d’incision, plus faible que les précédentes, est observée. Elle est suivie par le dépôt de limons organiques lités dans un large chenal unique à méandres. L’augmentation du bilan hydrique responsable de cette phase d’incision ne peut être attribué à un effet d’anthropisation qui aurait fragilisé le bassin versant : c’est le début du néolithique et l’impact de l’homme, quand il existe, reste très limité; elle ne peut être que le résultat d’une modification climatique.

Perspectives
Durant les derniers millénaires, impact de l’activité humaine et modification climatique contribuent toutes deux à faire évoluer l’environnement. Des études détaillées s’appuyant à la fois sur les données archéologiques, stratigraphiques et bioclimatiques et paléoclimatiques, sont en cours sur ce sujet, notamment dans le cadre du programme CNRS "Paléoenvironnement et Hominidés".

Contact :
Pierre Antoine
Préhistoire et Quaternaire
Université des Sciences et technologies de Lille
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Pierre.Antoine@univ-lille1.fr