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1. Introduction        Les successions pédo-sédimentaires enregistrent les        grandes phases climatiques de l’Holocène et les vagues successives        d’anthropisation qui aboutissent aux paysages actuels. Leur étude est        maintenant intégrée aux travaux d’archéologie, comme en Belgique et        Luxembourg (Langohr, 2001 ; Fechner et al.,        sous presse), en Allemagne (Bork et Lang, 2003 ; Leopold et Volkel,        2006 ; Dotterweich, 2008 ; Dotterweich et Dreibrodt, 2011), en Suisse        (Braillard et al., 2002) et en France,        notamment en Normandie (Germain-Vallée et Lespez, 2011), en Alsace        (Ertlen et al., 2013 ; Boës et Gebhardt, 2007),        en Champagne (Fechner et Slachmuylder, 2009), dans la vallée du Rhône        (Berger et Bravard, 2012) et le Nord-Picardie (Deschodt et Salvador,        2006 ; Deschodt et al., 2012). En Lorraine, en        dépit de quelques études pédologiques classiques (Gury, 1973, 1976 ;        Duchaufour, 1976 ; Bonneau et al., 1978 ;        Jacquin et Florentin, 1988), l’analyse des interactions de l’Homme sur        les sols reste limitée à des thématiques très spécifiques comme les        relations entre l’histoire de la végétation et la podzolisation dans        les Vosges (Guillet, 1972) ou la dynamique des hautes-chaumes du        massif vosgien (Goepp et al., 2008). Pour        combler en partie cette lacune, nous présentons des données originales        acquises lors du suivi pédo-sédimentaire de divers travaux        archéologiques, préventifs et programmés, effectués au cours de la        dernière décennie en Lorraine et proposons un premier essai de        reconstitution des phases d’érosion des sols de cette région au cours        de la seconde moitié de l’Holocène.        Après une présentation des grands ensembles        géologiques structurant la Lorraine et des méthodes utilisées,        l’article aborde la description pédo-sédimentaire d’une quinzaine de        profils archéologiques dont les unités caractéristiques révèlent des        phases de pédogenèse et d’érosion-sédimentation datées par des témoins        archéologiques. L’analyse de ces données permet ensuite de proposer un        cadre diachronique de ces grandes phases à l’échelle de la région. La        comparaison de ces données lorraines, replacées dans le cadre plus        large des variations climatiques de l’Holocène, avec celles de régions        limitrophes, conduit à une réflexion sur la relation entre le forçage        climatique et les activités anthropiques à l’origine des grandes        phases érosives locales.              2. Contexte régional naturel        La Lorraine (fig. 1) comprend la partie orientale        du bassin de Paris adossée aux Vosges. Le Massif vosgien inclut un        cœur cristallin, le bassin permien de Saint-Dié-des-Vosges et une        bordure gréseuse du Trias (grès du Buntsandstein) qui se prolonge        jusqu’aux Vosges du Nord. La couverture mésozoïque donne à la Lorraine        son paysage caractéristique de côtes calcaires orientées nord/sud,        structurant le réseau hydrographique principal (Moselle, Meurthe et        Sarre) qui s’écoule vers le nord (Lexa-Chomard et Pautrot, 2006 ; Le        Roux, 2007).        Figure 1 : Localisation des sites étudiés, sur        la carte géologique simplifiée de la région, d’après Lexa-Chomard et        Pautrot (2006) et Sell et al. (1998). Figure 1: Location of the studied sites, on the        geological map of the area (simplified from Lexa-Chomard &#38; Pautrot        (2006) and Sell et al. (1998).                Les Vosges cristallines correspondent au        socle, la Lorraine gréseuse correspond au grès permien et au Trias        inférieur et le Plateau lorrain correspond au Trias moyen et        supérieur.The Crystalline Vosges correspond to        the basement, the “Lorraine gréseuse” to the permian and lower Trias        sandstones, the “Plateau lorrain” to the middle and upper Trias,        respectively.        Les formations superficielles lorraines sont        composées essentiellement de dépôts associés aux glaciations        quaternaires vosgiennes (Flageollet, 2002) et de formations alluviales        disposées sur des terrasses ou en fond de vallée (Carcaud, 1992 ;        Cordier et al., 2004). Des limons quaternaires        peu épais, discontinus et souvent remaniés, couvrent une partie des        plateaux du nord de la Lorraine. Grèzes litées et éboulis de versant        sont fréquents, respectivement au pied des versants calcaires du        plateau lorrain (Lucas-Leclin, 1992) et sur les pentes des Vosges        cristallines (Decaulne, 2007).        Le climat lorrain est tempéré légèrement        continental avec des disparités notoires liées au relief. La        pluviométrie s’échelonne entre 750 mm/an le long du sillon lorrain        (vallée moyenne de la Moselle) et 2 400 mm/an au Ballon d’Alsace        (Wahl, 2007).              3. Approche pédo-sédimentaire        Le profil de référence correspondant au secteur le        plus représentatif de chaque site est choisi d’après l’observation des        sondages profonds et des bermes témoins laissées dans l’emprise        archéologique à l’issue de larges décapages. Chaque profil        pédo-sédimentaire inclut des sols plus ou moins érodés enfouis sous        des accumulations colluvio-alluviales de fond de vallée ou des        colluvions de versant. Dans les vallons, on observe souvent des        profils inversés, caractérisés par des horizons organiques sombres et        épais, recouverts par des formations limoneuses plus claires issues        d’horizons minéraux plus anciens démantelés en amont. Les structures        anthropiques (chemins creux, mares, fossés, foyers, trous de poteau…)        piègent localement des colluvions accumulées postérieurement à leur        usage. Sur les berges, les apports alluviaux de débordement se mêlent        parfois aux colluvions et complexifient la lecture des profils.        Pour la description (tableau 1) et l’interprétation        (tableau 2) de ces profils, une approche litho-pédostratigraphique est        appliquée. Chaque profil (fig. 2) est composé d’une succession        d’unités pédologiques (horizons) et/ou sédimentaires (colluvions,        alluvions) [U] analysées selon les critères pédo-sédimentologiques        (granulométrie, macro- et microstructures). À partir de ces        descriptions, les unités sont interprétées et regroupées en séquences        génétiques [S] correspondant à des phases dynamiques homogènes de        sédimentation ou de pédogenèse. Les limites de séquence sont soit des        contacts d’érosion, soit des variations granulométriques et        microstructurales correspondant à des changements de dynamique        sédimentaire ou pédologique. Les horizons pédologiques sont décrits        selon les critères macroscopiques classiques de couleur, texture et        structure (Duchaufour, 1976 ; Baize et Jabiol, 1995). La dénomination        des sols est celle du référentiel pédologique des principaux sols        d’Europe (Baize, 1992). La granulométrie (Laboratoire EOST, Université        de Strasbourg) et la pédochimie (Laboratoire d’étude des sols, INRA        d’Arras) ont respectivement permis de préciser l’origine alluviale ou        colluviale des apports en fond de vallée et de caractériser certains        horizons pédologiques. Les observations de terrain ont parfois été        prolongées par l’analyse micromorphologique des sols et des sédiments        au microscope. Les lames minces (9x6 cm), réalisées par le Laboratoire        Thomas Beckmann (Allemagne), ont été décrites selon la nomenclature        internationale (Bullock et al., 1985), traduite        en français par Stoops (1986).        Tableau 1 : Tableau récapitulatif des        contextes, des principaux résultats pédo-sédimentaires de chaque site,        des références aux figures et des éléments de datation.Table 1: Summary table of the main features of the sites        of Lorraine : setting, pedo-sedimentary characters, figure numbers,        chronological data.                En gras : les datations 14C précises ; souligné : les datations archéologiques        de structure en place ; en italique : les calages archéologiques par        du matériel épars. La nomenclature des unités pédologiques est celle        du référentiel de pédologie (Baize, 1992)Bold : 14C absolute ages,        underlined : archaeological datation of undisturbed structures,        italics : rough dating of reworked archaeological material.        Pedological nomenclature of Baize (1992)        Tableau 2 : Tableau replaçant les différents        processus déduits des observations pédo-sédimentaires dans le contexte        climatique (voir légende fig. 6) et environnemental global des grandes        phases de l’Holocène.Table 2: Table of the        erosional and depositional processes inferred from the        pedo-sedimentary data and in relation with the climatic and        paleoenvironnemental phases of the Holocene (see fig. 6        legend).                Les lignes brisées représentent des        discordances visibles sur le terrain. La dernière colonne fait        référence à la bibliographie disponible pour chaque site.The broken line refers to a discordance seen in the        field. Available references about each site in the last        column.        Figure 2 : Profil schématique représentant une        succession d’unités pédologiques et sédimentaires (U) regroupées en séquences génétiques (S) qui correspondent à des phases dynamiques        homogènes de sédimentation ou de pédogenèse.Figure 2: Theoretical profile of a succession of pedo        and sedimentary units (U) which are related to genetic sequences (S),        each sequence corresponds to a homogeneous sedimentation or        pedogenesis phase.                Grâce à de nombreuses recherches en France        septentrionale, effectuées en contexte archéologique (Courty et al., 1989 ; Macphail et        al., 1990 ; Gebhardt, 1993, 2000), expérimental (Gebhardt, 1995,        1999) ou ethnographique (Gebhardt, 2007a), nous possédons un        référentiel conséquent de traits micromorphologiques applicable à        l’étude de l’anthropisation des paysages lorrains. Ce référentiel        documente l’ouverture du milieu, la déforestation, l’érosion, le        colluvionnement, les labours, le parcage/pâturage et les variations        des niveaux phréatiques.        Le matériel archéologique remanié, inclus dans les        dépôts, et plus rarement associé à des occupations en place, apporte        un précieux calage chronologique des profils, parfois complété par des        datations 14C. Pour les âges 14C publiés par d’autres auteurs que nous reprenons        ici, nous proposons des équivalences BP/cal BC, en petits caractères,        estimées avec une probabilité de 2 sigma selon le logiciel Calib 7.0 (Stuiver et Reimer, 1993), afin de        permettre les comparaisons. Plusieurs courbes, établies à partir de        différents marqueurs climatiques (fig. 6), servent de cadre de        référence pour tenter de caler chronologiquement les séquences        lorraines, de cerner les interactions entre activités agro-pastorales        anciennes et milieu naturel (Gebhardt, 2000) et de pointer les        périodes de dégradation et d’instabilité du paysage au cours du temps        (Germain-Vallée et Lespez, 2011).              4. Résultats        Détaillés dans différents rapports de fouille ou de        diagnostic archéologiques et articles, les résultats sont synthétisés        sous la forme de deux tableaux (tableaux 1 et 2).        La plupart des sites mentionnés (fig. 1, tableaux 1        et 2) est issue de l’archéologie préventive. Ils sont localisés au        nord de la Lorraine, le long des vallées de la Moselle, de la Seille        et de la Sarre, soit dans les fonds de vallée, soit sur les versants.        Dans les fonds de vallée, on observe un mélange d’apports colluviaux        et de dépôts alluviaux. Sur les pentes, le substrat argilo-calcaire        peut être recouvert de formations limoneuses d’épaisseur variable plus        ou moins remaniées ou érodées, parfois pédogenéisées. Seuls deux sites        concernent des recherches archéologiques programmées : l’un en Forêt        de Haye, sur le plateau calcaire bajocien et l’autre en contexte plus        montagneux, installé sur une butte témoin gréseuse dominant la haute        Meurthe au sud-ouest du bassin de Saint-Dié-des-Vosges.        Pour chaque site, le regroupement séquentiel des        unités descriptives a révélé une succession pédo-sédimentaire        (tableaux 1 et 2) comprenant un sol ancien, plus ou moins érodé voire        remanié, enfoui sous une séquence colluviale. La taille et        l’hétérogénéité des sites de Vitry-sur-Orne et Bliesbruck ont        nécessité l’analyse de deux profils pédologiques de référence.        Plusieurs types de paléosols ont été observés (tableaux 1 et 2). Des        réducti-rédoxysols et fluvisols de fond de vallon et de plaine        alluviale (Ay-sur-Moselle, Saint-Epvre, Le Borny, Lesmesnils,        Bliesbruck) indiquent une forte oxydo-réduction. Des luvisols        caractérisés par un horizon BT typique sont reconnus à Sarrebourg et        en Forêt de Haye. Ils sont parfois tronqués comme à Imling. Un jeune        rendisol de pente s’est développé sur des marnes calcaires à Solgne.        Enfin, des sols plus ou moins brunifiés sont observés à Illange et        Ennery. La séquence basale peut être remaniée soit en un colluviosol        plus riche (Vitry-sur-Orne, Bouxière, Haut-Clocher) ou moins riche        (Varrinchâtel) en artéfacts roulés, soit en un anthroposol totalement        artificiel (chenal comblé à Moyenvic). Des colluviosols plus ou moins        anthropisés recouvrent ces séquences basales (Illange, Vitry-sur-Orne,        Ay-sur-Moselle, Le Borny, Solgne, Saint-Epvre, Bouxière, Bliesbruck,        Haut-Clocher, Imling).        À Illange et Bouxière, des fentes de dessiccation        formant de vagues polygones de quelques décimètres de diamètre        (fig. 3, a, b) présentent un remplissage limoneux blanchâtre appauvri        en fer et argile. En lame mince, on y observe divers éléments        organiques associés à des fragments remaniés d’horizon BT issus d’un        luvisol érodé en amont. Ces fentes sont soulignées par une auréole        d’oxydation liée à la migration du fer et du manganèse lors        d’alternances de phases de forte sécheresse et d’humidité (Roger        Langohr, com. pers.). À Bouxière, elles apparaissent à la surface de        décapage du niveau gallo-romain et descendent jusqu’aux niveaux        supérieurs du Bronze Final. De petites micro-fissurations sont        également observées en lame mince dans les revêtements poussiéreux du        colluviosol de Solgne. La formation de ces fentes pourrait avoir        accompagné l’assèchement des fonds de vallées humides (Illange,        Bouxière, Solgne) à la suite de l’abaissement de la nappe phréatique        (Lesmesnils).        Figure 3 : Coupes étudiées et        caractéristiques micromorphologiques. Figure 3:        Profiles and soil micromorphological        characteristics.                Illange, a. sondage SD5049/Zone4, séquence        colluviale inversée (JA\JS)        sur un brunisol (A/S/Gr), LJ : horizon de labour,        JS : horizon colluvial supérieur, JA : horizon colluvial formé à partir de l’érosion de        l’horizon A en amont, A : horizon organo-minéral, S : horizon        structural, Gr : horizon gleyifié ; Bouxière-sous-Froidemont, b.        colluviosol en limite de berge, J4 : horizon        colluvionné, J3\J2\J1 : horizons colluvionnés avec apports alluviaux ; c.        réseau de fentes vues en plan ; d. remplissage des fissures appauvri        en fer avec un fragment remanié d’un horizon BT (BTr), Lumière        Naturelle (LN), Lumière Polarisée (LP) ; e. abondants phytolites (P)        (LN) ; f. revêtements argileux poussiéreux (RP) (LN) ; Saint-Epvre, g.        coupe synthétique du remplissage du vallon, localisation des coupes 16        et 13 par rapport au paléochenal (en bleu, Blaising et al., 2011), S (1, 2, 3…)        : séquences génétiques regroupant plusieurs unités pédologiques et        sédimentaires U (1,2…), en bleu foncé (U) : horizon organique daté de 9520 +/-70 BP        (9160-8700 cal BC), en orangé (U1) : 2780+/-30 BP (1000 - 850 cal BC) au Bronze        final, en rouge (U3) : Haut Moyen Âge, en jaune (U6) : An Mil ; h.        fragment de céramique roulé (LN), i. phytolites (LN) ; j, fragment de        sol remanié (LN/LP), k/l. intercalations poussiéreuses (LN), m.        revêtements phosphatés (LN/LP), n. fragment osseux (LN).Illange, a. SD5049/Zone4, reversed colluviated sequence        (JS/JA) on a preserved soil        (A/S/Gr), LJ :        ploughed layer, JS,        upper colluviated horizon, JA : colluviated horizon from eroded A horizon, A :        organo-mineral horizon, S : structural horizon, Gr : gley horizon ;        Bouxière-sous-Froidemont, b. colluviated soil profile on river bank,        J4 : colluviated        horizon, J3\J2\J1 :        colluviated horizons with alluvial input ; c. fissures observed from        the surface ; d. fissures with bleached infill and reworked fragments        of a BT horizon (BTr) - Plain Polarized Light (PPL), Cross Polarized        Light (XPL) ; e. numerous phytolithes (P) (PPL) ; f. clayey dusty        coatings (RP) (PPL) ; Saint-Epvre, g. synthetic sequence of the valley        infill, location of profiles 16 et 13 and palaeo-channel (in blue,        Blaising et al., 2011), S (1, 2, 3…) : genetic sequences composed of several        pedo- and sedimentary units U (1,2…), organic horizon in dark blue (U) dated from        -9520+/-70 BP (9160-8700 cal BC), in orange (U1) : 2780+/-30 BP (1000 - 850 cal        BC), in red (U3) : Early Medieval, in        yellow (U6) : Year        1000 ; h. rolled sherd fragment (PPL/XPL), i. phytolithes (PPL), j.        reworked soil fragment (PPL/XPL), k/l. dusty intercalations (PPL), m.        phosphatic accumulation in pores (PPL/XPL), n. bone fragment        (PPL).        Sur l’ensemble des sites (tableaux 1 et 2), on        observe la présence de colluvions accumulées dans les dépressions        naturelles ou artificielles, dans les zones basses et à l’amont des        micro-reliefs. Ceci indique une intense érosion des sols de pente. De        nombreux indices dans ces colluvions évoquent une origine anthropique.        Ainsi, les phytolithes associés aux graminées/herbacées et les        revêtements argileux poussiéreux témoignent d’une mise à nu de la        surface du sol due à la déforestation. Sur certains sites, des résidus        organiques humifiés, des nodules phosphatés et des artéfacts        anthropiques remaniés et roulés révèlent des apports de fumier        (Vitry-sur-Orne, Ay-sur-Moselle, Saint-Epvre). Des déjections        d’herbivores attestent la présence de bétail dans un champ (Borny) ou        un chemin creux (Vitry-sur-Orne). Le travail du sol est avéré à        Moyenvic (labour) et Bliesbruck (jardinage). Enfin, à Saint-Epvre,        l’étude micromorphologique d’un billon a démontré son rôle majeur dans        la mise hors d’eau du sol humide local, pour gagner des espaces        agricoles (Gebhardt, 2008a). L’ensemble de ces données confirme une        forte pression anthropique.              5. Essai de reconstitution des grandes phases        d’érosion des sols en Lorraine au cours de l’Holocène                  Les premiers impacts anthropiques au          Néolithique          Si quelques-uns des sites archéologiques lorrains          les plus anciens attestent d’une bonne stabilité du paysage au cours          de l’Atlantique et du Subboréal (Illange, Ennery), d’autres révèlent          des transferts sédimentaires qui viennent enrichir les sols de fond          de vallée dès le Néolithique (Ay-sur-Moselle). Ils témoignent d’un          impact anthropique, limité aux versants de secteurs par la suite          fortement érodés (Vitry-sur-Orne). Des phases d’érosion précoce sont          également signalées à Pagny-sur-Moselle et Vandière (Carcaud, 1992),          à Remerschen (Baes et Fechner, sous presse) et à Marsal (Baes et al., sous presse) en Lorraine. Sur les lœss          d’Alsace (Ertlen et al., 2013), une          quarantaine de centimètres d’horizons supérieurs de certains          paléosols a pu colluvionner localement dès le Néolithique Final          (Gebhardt, 2011d). Cela s’accorde avec les travaux palynologiques de          Vergne (2004) qui montrent une détérioration du couvert végétal          lorrain s’affirmant progressivement au cours du Subboréal. Une phase          majeure d’anthropisation affecte des sites de basse altitude en          Lorraine septentrionale, marquée par l’explosion des plantes          rudérales autour de 4900 cal BC (Ruffaldi, 1999 ; AA-20328 : 6065 ±          65 BP, com. pers.). Dans les Hautes Vosges, les premières céréales          sont attestées vers 4800-4490 cal BC (5800 ± 70 BP) à Moselotte et          aux Trois Fours (Vergne, 2004).          L’influence anthropique, marquée dès le milieu du          Néolithique par un détritisme alluvial ponctuel succédant à une          sédimentation plus organique prévalant jusqu’à la fin de          l’Atlantique, est également ressentie dans les régions limitrophes          de la Lorraine telles que les vallées du bassin de Paris (Pastre et al., 2002), la région lyonnaise (Franc, 2005),          la vallée du Rhône (Delhon et al., 2009) et          l’Europe Centrale (Thiemeyer et al., 2005 ;          Dotterweich, 2008).          Figure 4 : Coupes étudiées et observations          micromorphologiques.Figure 4: Profiles and          soil micromorphological characteristics.                    Ennery, a. vue générale du transect préservé          dans un creux du relief ; b. séquence colluviale inversée (JA\JS) sur un fluvisol brunifié          (A/SCa/(M) ; c. fragment de céramique émoussé et          roulé (LN) ; d. bionodule de calcite émoussé et roulé (LP) ; e.          fragment de charbon (C) et revêtements argileux poussiéreux (RP ;          LN) ; Imling, f. luvisol tronqué (BT/C) par des rigoles d’érosion et          recouvert d’un colluviosol (J), sous des remblais de démolition          (Rem) ; g. fragment de sol allochtone (LN) ; h. revêtement          argilo-silteux poussiéreux peu épais (RS ; LN), i. revêtements          argileux limpides (RL) de l’horizon illuvial (BT) en place (LN) ;          Ay-sur-Moselle, j. fluvisol peu évolué, développé sur les formations          alluviales sablo-limoneuses meubles de débordement (A/M) et          recouvert par un anthroposol cumulique (Jp) très sombre puis un          colluviosol (Js) ; k. fond matriciel organique avec de nombreux          micro-fragments charbonneux (C) ; l. fragment de sol réticulé, roulé          (LN) ; m. déjection d’herbivore avec nombreux phytolites (LN), n.          fragment de litage relictuel (LN).Ennery, a.          general view of the transect in a depression : b. reversed colluvial          sequence (JA\JS) on the preserved soil (A/SCa/(M)) ; c. rounded and          rolled ceramic fragment (PPL) ; d. rolled and rounded calcite          bionodule (XPL) ; e. charcoal fragment (C) and dusty clay coating          (RP ; PPL) ; Imling, f. luvisol (BT/C) truncated by erosion gullies          and covered by a colluviosol (J), under man-made debris (Rem) ; g.          allochtonous soil fragment (PPL) ; h. clayey-silt dusty thin coating          (RS ; PPL) ; i. limpid clay coatings (RL) from the undisturbed BT          horizon ; Ay-sur-Moselle, j. fluvisoil developed on loamy-sandy          overflow sediments (A/M) overlain by a dark anthroposoil (Jp) and a          colluviosoil (Js) ; k. Ay-sur-Moselle, organic groundmass with          numerous micro-charcoal (C) fragments (PPL) ; l. rolled reticulated          soil fragment (PPL) ; m. numerous phytolithes (P) in an herbivorous          dung (PPL), n. relictual bedding fragment (PPL).                          Une extension des défrichements pendant l’Âge          du Bronze          À l’Âge du Bronze, au cours de l’optimum          climatique tardif du Subboréal (OAB, Optimum de l’Âge du Bronze ;          fig. 6), les berges sont occupées à Ennery (vallée de la Moselle),          Bouxière (vallée de la Seille) et Saint-Epvre (vallée de la Nied)          (fig. 1 et tableau 1). Des phases locales d’érosion marquées par des          colluvions de versant étendues et épaisses sont décelées dès le          début du Subatlantique. Ces colluvions s’accumulent au bas des          pentes remplissant les thalwegs encore actifs peu de temps avant          (Saint-Epvre). Ces apports limono-sableux indiquent le déboisement          et la mise en culture des pentes. En effet, la recrudescence des          apports limoneux vers 2600-2300 cal BC (4000 BP) coïncide avec une          ouverture des paysages à la fin du Néolithique et au début de l’Âge          du Bronze, confirmée par l’analyse pollinique (Vergne, 2004). Cette          évolution est également ressentie dans la dynamique alluviale de la          Moselle (Carcaud, 1992) et concorde avec l’apparition, dans le          paysage naturel forestier de la fin du Subboréal, des premiers          indices de céréaliculture en plaine (Koenig et Ruffaldi, 2007). Des          traces de défrichement par le feu sont également révélées dès l’Âge          du Bronze sur les sommets vosgiens (Goepp et          al., 2008). En même temps, un pôle d’expansion humaine semble          se développer à l’Âge du Bronze au sud de Nancy, mais l’occupation          de l’espace lorrain ne paraît toutefois pas continue avant le Bronze          final (Buzzi et al., 1993 ; Koenig et          Ruffaldi, 2007).          Là encore, la Lorraine semble en accord avec les          modèles des régions limitrophes (Kuzucuoglu et          al., 1992 ; Braillard et al., 2002 ;          Leopold et Volkel, 2006 ; Dotterweich, 2008 ; Doyen et al., 2013). Les premières mises en culture de          l’Âge du Bronze final semblent ici affecter localement, mais          sensiblement, les horizons supérieurs organiques fragiles des sols          dès la fin du Subboréal.                          La crise sédimentaire de l’Âge du Fer          Ce n’est qu’au cours de l’Âge du Fer que l’Homme          semble véritablement impacter les paysages lorrains, même si          l’anthropisation de l’environnement se fait sentir dès les périodes          antérieures. D’importantes colluvions, corollaires d’une          exploitation des versants, comblent les thalwegs et les dépressions,          que ce soit sur le plateau lorrain, les vallées ou les pentes du          massif des Vosges. Sur de nombreux sites, les sols sont tronqués          (Imling, Varrinchâtel). À Bouxière, les occupations remontent plus          haut sur les berges et les pentes, tandis que les fonds de vallée          toujours humides et parcourus par des cours d’eau encore actifs,          bien que localement pâturés (Le Borny), ne présentent pas          d’installation humaine permanente. Ce schéma semble se reproduire en          Alsace sur les bords de l’Ill (Nilles et al.,          2010). L’érosion anthropique reste localisée mais précoce sur le          versant lorrain des Vosges gréseuses. Les fragments roulés d’horizon          illuviaux (BT) observés quasiment systématiquement au sein des          sédiments colluvionnés attestent de l’importante épaisseur de sol          affectée par l’érosion. Sur les pentes gréseuses fragiles de          Varrinchâtel, l’épaisseur des horizons érodés entre les premières          occupations du site au vie s. av. J.-C. et l’enfouissement du profil sous le          rempart du ive s.          avant J.-C. (Gebhardt et al., 2009) permet          d’estimer la vitesse d’érosion à 30 cm en un siècle. Ce taux est          comparable à celui observé sur les collines morainiques de l’est          lyonnais (30 cm/siècle ; Franc, 2005) et en Bourgogne (15 cm par          siècle, Petit et al.,          2006). Sur certains sommets boisés des Vosges moyennes, l’ouverture          du milieu forestier permet l’explosion de la lande à Callune          (Guillet, 1972) et s’accompagne d’une mise à nu du sol précédant          l’occupation gallo-romaine comme au Wasserwald (Gebhardt, 2007a).          Dans le secteur de La Bresse (Vosges), on note des traces d’abattage          d’arbres à la fin de l’Âge du Fer et une remontée des nappes          phréatiques favorisant le développement de prairies humides (Kalis          et al., 2006). Sur le Rossberg (Alsace), la          présence de charbons de genévrier commun révèle des prairies sous          pâturées ou en voie d’abandon à La Tène Finale (Goepp et al., 2008). Au pays de Sarrebourg, l’analyse          palynologique du remplissage de mardelles révèle le développement de          prairies, sans doute favorisées par le pâturage de sols érodés          devenus impropres à la culture à la fin de l’Âge du Fer (Etienne et al., 2011, 2013).                          Assèchement des fonds de vallée pendant la          période gallo-romaine          Le passage à l’Antiquité gallo-romaine semble se          faire sans transition sur les sites étudiés. Comme en Allemagne          (Leopold et Volkel, 2006) et en Franche-Comté (Sordoillet et al., 2013), les populations lorraines          romanisées ont composé avec des sols appauvris et des paysages          largement transformés par leurs prédécesseurs. À Imling, la mise à          nu par l’érosion de l’horizon illuvial BT puis son recouvrement par          des dépôts colluvionnés avant l’installation d’une villa au ier s. apr. J.-C.,          témoigne de cet héritage (Gebhardt et al.,          2009). Cette période coïncide avec l’amélioration climatique du          Petit Optimum Romain (POR, fig. 6). Les déficits hydriques semblent          assez importants pour provoquer dans les sols la formation de fentes          de retrait caractéristiques (Illange, Bouxière), voire          la fissuration des revêtements argileux (Solgne) et un assèchement          rapide, au moins saisonnier, permettant l’exploitation de terres          alluviales jusque-là très humides (Bliesbruck, Lesmesnils). Dans le          bassin de Saint-Dié, le paysage boisé de la vallée de la Fave subit          les premiers assauts de l’Homme au profit du noyer et des cultures          de céréales et de chanvre (Allenet, 2008). Le cours d’eau se          recentre dans son lit mineur, n’excluant pas des débordements          limoneux fins saisonniers plus loin sur les berges et la formation          de tourbes dans les chenaux résiduels.          Malgré des crues encore récurrentes attestées          dans d’autres régions (Salvador et al.,          2002), la conquête des plaines alluviales lorraines est          peut-être aussi, à l’instar des vallées du Rhône, de la Saône ou du          Doubs, initiée par le besoin d’espaces et le développement d’une          agriculture productiviste (Berger et Bravard, 2012). En effet, des          travaux de drainage (Saint-Epvre) ou d’empierrement (Haut-Clocher)          permettent d’accélérer la mise en valeur des derniers terrains          encore humides. À Moyenvic, le labour est attesté dans un chenal          comblé (Gebhardt, 2004a, 2010b). En Forêt de Haye, la mise en place          de terrasses permet localement de contenir l’érosion.          Figure 5 : Coupes étudiées et observations          micromorphologiques.Figure 5: Profiles and soil micromorphological          characteristics                    Le Borny, a. rédoxysol cumulique (Jg) sur          marne ruisselée, recouvert par des remblais de carrière antique          (JIV), puis par une séquence colluviale          historique non datée (L/ JIII\JII\LI) ; b. fragment roulé de          poterie (LN) ; c. revêtement argileux poussiéreux (RP), charbons          (C), os (O) dans remblais de carrière (LN), d. déjection d’herbivore          (LN), e. imprégnation de fer dans la masse (LN) ; Sarrebourg, f.          luvisol (E/BT/M/C) développé sur des plaquages de limon recouvrant          une terrasse alluviale ancienne de la Sarre, g. aspect général du          calcaire marneux altéré du substrat (LN), h. fragment d'horizon          organique (HO) et charbon (C) (LN), i. fragment de sol organique          remanié (FS) et revêtements argileux poussiéreux (RP) (LN), j.          phytolite (P) (LN) ; Solgne, k. rendisol développé sur un substrat          marneux altéré et ruisselé (ACa/M), recouvert          par une séquence colluviale (JA\ L/JS), l. phytolites (P) (LN), m. revêtement argileux          poussiéreux (LN), n. argiles calcaires ruisselées (LN) ; Peltre, o.          remplissage de fond de cabane en fosse creusé jusqu’à la dalle          calcaire (Rfc/M), recouvert par deux séquences colluviales (JI\JII puis L/JIII) ; Haut-Clocher, p. succession stratigraphique          du vallon avec de bas en haut : un rédoxysol (M) sous des apports          gravelo-sableux tardiglaciaires (J1\J2), des limons colluvionnés protohistoriques (J3\J4), une voie antique (Vr) et          des colluvions post-romaines (J5\J6) ; l’étoile localise le charbon daté prélevé au          sommet des limons (J4).Le          Borny : a. cumulic redoxysol (Jg) buried under Roman dump (JIV) and historical undated          colluvium (L/LI/JII/JIII) ; b. sherd fragment (PPL) ; c. layered dusty clay          coating (PPL) ; d. herbivorous dung (PPL) ; e. iron incrustation in          the groundmass (PPL) ; Sarrebourg, f. luvisol (E/BT/M/C) developed          in a patchy loamy unit over the alluvial deposits of an old terrace          of the Sarre River, g. general view of the weathered marle at the          top of the bedrock (PPL), h. charcoal (C) and organic horizon          fragment (HO) (PPL), i. reworked organic soil fragment (FS) and          dusty clay coating (RP) (PPL), j. phytolithe (P) (PPL),); Solgne :          k. rendisoil developed in the washed marly bedrock (ACa/M) and overlain by a          colluvial sequence (JA\ L/JS), l. phytolithes (P) (PPL), m. dusty (RP) clayey          coatings (PPL), n. washed calcareous clay (PPL) ; Peltre, o          infeeling of a grubenhaus dug in the calcareous bedrock (Rfc/M),          overlain by two colluvial sequences (JI\JII than L/JIII) ; Haut-Clocher, p.          stratigraphic succession of the valley, from the bottom up : redoxy          soil (M) overlain by a late-glacial sandy gravel (J1\ J2), protohistorical          colluviated loam (J3\J4), a Roman road (Vr) and historic post-Roman colluvium          (J5\J6) ; star : location of the          dated charcoal, at the top of the loam (J4).                          Relative stabilisation médiévale des          paysages          En parallèle à la poursuite d’une emprise forte          et continue sur le milieu, les espaces agraires se structurent au          cours du Moyen Âge (Vallange). Les labours en billons (Saint-Epvre)          atténuent l’humidité de certains fonds de vallons comblés, comme aux          abords de la Fave où se développent des prairies bombées encore          visibles aujourd’hui (Gebhardt, 2006). Dans          les Vosges, on note une oscillation entre des phases agropastorales          et de retour de la forêt, tandis que la remontée du niveau des          nappes phréatiques favorise l’extension des tourbières à La Bresse          (Kalis et al., 2006). Sur les pentes          limoneuses lorraines, transferts sédimentaires et surfaces érodées          augmentent malgré un taux d’érosion stable (15 cm en un siècle à          Saint-Epvre). Une gestion rationalisée des espaces agraires est          attestée par l’installation de parcellaires et la fixation des          paysages par des haies, des prés et des friches ; elle semble          accompagner la pression humaine grandissante sur les sols. Certains          massifs forestiers sont affectés par des pressions socio-économiques          telles les exploitations salines dans le massif du Römersberg par          exemple (Etienne et al., 2010). Caractérisée          à la fois par des fluctuations climatiques notables au cours du          millénaire médiéval (fig. 6) et des aléas historiques majeurs          (conflits, épidémies), la dynamique paysagère médiévale reste          difficilement généralisable sans une confrontation avec les          recherches historiques de ces secteurs (Garnier, 2004).          Figure 6 : Corrélation des séquences          pédo-sédimentaires des sites de Lorraine (8) avec les phases          paléo-climatiques et archéologiques de l’Holocène définies par          différents marqueurs.Figure 6: Correlation of          the pedo-sedimentary sequences observed at the sites of Lorraine (8)          with multi proxy paleoclimatic and archeological phases of          Holocene                    1. fluctuations des glaciers alpins          (Holzhauser et al., 2005) ; 2. fluctuations          climatiques reconnues à l’échelle de l’Europe (Magny, 1995) (CNA :          Crise du Néolithique Ancien, AGF : Age Glaciaire du Fer, PAG : Petit          Age Glaciaire, et OAB : Optimum de l’Age du Bronze, POR : Petit          Optimum Romain, POM : Petit Optimum Médiéval). D’autres fluctuations          secondaires peuvent s’y intercaler (CNA :          Crise du Néolithique Ancien, ONM : Optimum du          Néolithique Moyen, CBA : crise du Bronze          Ancien, CHMA : crise du Haut Moyen Âge) ; 3.          charge solide et liquide de la Saône et du Rhône (Bravard, 1997) ;          4. carbone résiduel (van Geel et Magny, 2002) ; 5. variations du          niveau des lacs du Jura (van Geel et Magny, 2002) ; 6. courbe          vectorielle, à moyenne glissante sur 500 ans, des températures (°C),          établie à partir de δ18O de la carotte de glace          GISP 2 (Groenland, d’après Wanner et al.,          2011) ; 7. chronozones palynologiques (Mangerud et Berglund,          1978).1. Alpine-glaciers fluctuations          (Holzhauser et al., 2005) ; 2. main european climatic phases (Magny,          1995) : CNA : Ancient Neolithic crisis, AGF : Iron Age Crisis, PAG :          Small Ice Age, and OAB : Bronze Age Optimum, POR : Small Romain          Optimum, POM : Small Medieval Optimum. Other secondary fluctuations          can be intercalated : CAN : Ancient Neolithic Crisis, ONM : Middle          Neolithic Optimum, CBA : Ancient Bronze Crisis, CHMA : Early Middle          Age Crisis ; 3. liquid and solid charge of the Saône and Rhône          rivers (Bravard, 1997) ; 4. residual carbon variations (van Geel et          Magny, 2002) ; 5. Jura lakes level (van Geel et Magny, 2002) ; 6.          temperature reconstruction (°C) based on δ18O          data from the GISP 2 ice core (Groenland, spline : 500 yr cutoff          period, after Wanner et al., 2011) ; 7. palynological chronozones          (Mangerud et Berglund, 1978).                      6. Discussion        Ce premier bilan de l’évolution pédo-sédimentaire        en Lorraine durant l’Holocène se heurte à plusieurs limites :                  La représentativité et le maillage des          sites          Les sites étudiés, qui présentent a priori un intérêt archéologique, offrent          l’avantage de permettre de dater les phases de colluvionnement.          Toutefois, cet échantillonnage pédo-sédimentaire ne résulte pas d’un          inventaire programmé de tous les types de contextes archéologiques          ou géomorphologiques lorrains. Au contraire, les rares sites          analysés par l’archéologie préventive ont été découverts au hasard          des aménagements du territoire actuels localisés surtout dans le          sillon lorrain. Le maillage de ces sites ne couvre pas l’ensemble          des milieux et ne garantit pas la représentation continue des          processus dans le temps. Malgré ces limites, cette étude montre le          potentiel lorrain et ouvre la voie à des recherches ciblées.                          L’imprécision des données chronologiques          disponibles en Lorraine          Sauf dans le cas de rares implantations humaines          in situ, la datation des processus évoqués          repose sur des témoins archéologiques remaniés qui rendent, comme le          souligne Leveau (2007), les calages chronologiques des séquences          sédimentaires imprécis. Dans le cas de colluvions recouvrant un          paléosol, le contenu archéologique donne soit un âge minimal au          processus d’érosion à l’origine des colluvions, soit un âge maximal,          en cas d’inversion stratigraphique. De plus, les grandes phases          d’implantation humaine s’étalant sur plusieurs siècles, voire          plusieurs millénaires, les témoins observés ne représentent en fait          qu’une durée limitée, de l’ordre de quelques générations, au sein          des phases archéologiques. L’âge et la durée des phases d’érosion ou          de sédimentation reconstituées se situent donc, en l’absence de          datation, dans un laps de temps non connu au cours de ces phases          d’implantation humaine.                          Essai d’intégration des premiers acquis          pédo-sédimentaires lorrains aux échelles climatiques de          référence          La temporalité environnementale demande à être          harmonisée (Bertrand, 2002). Les travaux les plus récents, en Europe          occidentale, basés sur l’analyse d’enregistrements en domaines          lacustre, glaciel et fluviatile (Bravard, 1997 ; Van Geel et Magny,          2002 ; Holzhauser et al., 2005), permettent          aujourd’hui de définir pour l’Holocène six phases climatiques          principales. Elles se structurent selon une alternance de périodes          plus fraîches et humides assorties d’un hydro-dynamisme élevé et          d’une remontée des nappes phréatiques intercalés avec des périodes          plus chaudes et sèches. Ces fluctuations sont également bien          reconnues dans les enregistrements glaciaires et marins scandinaves          (Davis et al., 2003 ; Mayewsky et al., 2004 ; Wanner et          al., 2011 et le site HOCLAT de Wanner et Ritz). Toutes ces          données nouvelles complètent et nuancent le premier modèle, toujours          en vigueur, basé sur le croisement d’études biostratigraphiques et          radiochronologiques à l’origine du découpage de l’Holocène en cinq          chronozones (Mangerud et al., 1974 ; Mangerud          et Berglund, 1978) allant du Préboréal au Subatlantique (Blytt          (1876) et Sernander (1908). Seules les oscillations récentes          concernent cet article (fig. 6).          En Lorraine, malgré des inconnus qui relèvent du          flottement de certains calages chronologiques bornant les          différentes phases archéologiques, la confrontation des données          pédo-sédimentaires présentées ici avec les référentiels          climato-sédimentaires les plus récents montrent cependant certaines          concordances. Ainsi, la détérioration climatique signalée dans les          enregistrements d’Europe occidentale vers l’an 1000 avant J.-C.          (avancée des glaciers alpins, augmentation de la charge solide du          Rhône et de la Saône, remontée du niveau des lacs jurassiens)          coïncide en Lorraine avec une crise sédimentaire enregistrée à l’Âge          du Fer (phase AGF, fig. 6). Il en va de même pour l’optimum          climatique (retrait des glaciers alpins, baisse de la charge solide          du Rhône et de la Saône et du niveau des lacs du Jura) reconnu          autour du changement d’ère (jusque vers le iiie siècle après J.-C.          marqué par un retour de dégradation) et qui en Lorraine semble          correspondre à une période de stabilisation des milieux (phase POR,          fig. 6). La convergence entre les données pédo-sédimentaires          lorraines et les enregistrements plus globaux pour les périodes plus          anciennes ou plus récentes est pour le moment peu probante ce qui          limite la possibilité de calage chronologique des processus          pédo-sédimentaires correspondants. Le Moyen Âge, qui a subi          plusieurs fluctuations climatiques, reste, en Lorraine, encore trop          peu concerné par les études pédo-sédimentaires pour permettre des          corrélations pédo-climatiques.                          Crise climatique ou anthropique ?          La question posée ici concerne la part des          processus dus aux facteurs naturels par rapport à celle induite par          des processus liés aux activités humaines.          L’interaction entre homme et environnement est          très étudiée par les chercheurs travaillant sur le pourtour          méditerranéen (Bertoncello et al., 2011),          secteur plus sensible aux pressions hydriques et aux interventions          des sociétés humaines implantées depuis plus longtemps que dans les          pays du nord de l’Europe. Dans le nord-est de la France, la question          de ces interactions a déjà été abordée sur la base d’analyses          polliniques (Gauthier et al., 2000 ; Richard          et Ruffaldi 2004 ; Ruffaldi et al., 2006).          Après la révélation de traces de céréaliculture proto-néolithique          précoce très localisée, ces premiers travaux ne font état d’une          ouverture franche des paysages de plaine qu’à la fin de l’Âge du          Bronze. Au cours de l’Âge du Fer et de l’Antiquité, le paysage          végétal ne s’anthropise alors qu’en altitude et les variations du          couvert forestier sont plutôt mises sur le compte de soubresauts          climatiques. Au Moyen Âge, des indices d’érosion agraire          apparaissent dans le remplissage organique des mardelles. S’il          semble prématuré à l’échelle de la seconde moitié de l’Holocène et          dans l’état actuel encore trop morcelé des connaissances          géo-archéologiques et environnementales de la région, d’étendre ce          lien de causalité à la Lorraine ; il est toutefois déjà possible de          constater une interaction entre ces oscillations climatiques et les          populations riveraines des cours d’eau. Ainsi, pour les sociétés          lorraines à faible densité humaine antérieures à l’Âge du Fer, que          l’on peut imaginer en symbiose avec l’environnement et réparties          selon des mosaïques paysagères aux ressources multiples selon le          modèle normand (Lespez, 2012), l’influence de ces crises est          certainement moindre. La maîtrise gauloise de l’extraction et du          travail du fer, dont le minerai est déjà exploité en Lorraine (Leroy          et al., 2000), a ensuite facilité la          diffusion de nouveaux outils (araire, charrue, faux) qui ont permis,          par de nouvelles pratiques agricoles, d’augmenter rapidement les          surfaces exploitables et la productivité (Malrain, 2000). En          Lorraine, comme ailleurs (Franc, 2005 ; Petit et          al., 2006 ; Leopold et Volkel, 2006 ;          Dotterweich, 2008 ; Goepp et al., 2008 ;          Nilles et al., 2010) le défrichement          progressif des derniers obstacles aux écoulements superficiels signe          le décloisonnement des paysages lorrains ouverts dès la fin du          Néolithique et donne le départ de la généralisation de l’érosion des          sols de pente. C’est également sans doute cette pression humaine de          plus en plus forte sur les sols qui explique le possible décalage          entre les crises climatiques générales et certaines réponses          érosives locales.          À l’Âge du Fer, l’impact agricole semble ainsi          s’allier à l’une des plus puissantes et soudaines ruptures          climatique de la seconde moitié de l’Holocène (Van Geel, 2012 ;          Magny, 2012) pour déclencher l’instabilité des pentes. Les          Gallo-Romains lorrains sont ensuite les premiers à investir des          fonds de vallée de plus en plus secs, la maîtrise hydrologique des          cours d’eau n’arrivant qu’au Moyen Âge.          Comme en Europe Centrale (Bastian et Bernhardt,          1993 ; Dotterweich, 2008), le rythme d’érosion des sols lorrains,          dépendant à la fois des conditions géomorphologiques locales et des          variations climatiques globales, reste sans doute également          largement influencé par une dynamique des populations reflétant les          aléas démographiques locaux et la technologie disponible. La          tentative de réflexion diachronique sur l’évolution des terroirs au          cours des périodes historiques (Blaising, 2002) et ce présent          article apportent, pour les périodes plus anciennes, les premiers          éléments de reconstitution de l’histoire des relations entre les          variations environnementales et les mutations sociales au cours de          la seconde moitié de l’Holocène de la Lorraine.                      7. Conclusion        En Lorraine, une quinzaine de sites archéologiques        a fait l’objet d’une analyse pédo-sédimentaire diachronique, qui        s’appuie sur l’identification des artéfacts archéologiques et quelques        datations au 14C. Les colluvions, qui recouvrent        ou tronquent des sols enfouis, révèlent l’intervention, pendant la        deuxième moitié de l’Holocène, de processus d’érosion que nous        attribuons principalement aux activités de défrichement et        d’exploitation agricole. L’érosion des sols de Lorraine semble débuter        très localement dès l’Âge du Bronze, voire au Néolithique. Elle se        généralise et s’accentue au cours de l’Âge du Fer où, combinée à une        détérioration climatique, elle atteint les taux les plus forts. Si        l’époque gallo-romaine correspond à une stabilisation relative du        milieu et à l’occupation des fonds de vallée, une reprise de l’érosion        semble caractériser le Haut Moyen Âge.        Cette première tentative de reconstitution        régionale met en évidence les mêmes tendances érosives que dans les        régions voisines (Alsace, Allemagne rhénane, Luxembourg, vallée du        Rhône) où la phase fortement détritique de l’Âge du Fer coïncide avec        une détérioration climatique et une accentuation du défrichement.        Cette étude permet également de replacer l’évolution de ces quelques        sites lorrains dans une réflexion globale de causalité. Les liens        entre la variabilité environnementale, en particulier climatique, et        la dynamique des peuplements et des mutations sociales au cours de la        seconde moitié de l’Holocène restent néanmoins à développer en        Lorraine, en systématisant les recherches pluridisciplinaires        programmées sur le territoire et en engageant des synthèses        archéologiques.