Des téphras bien individualisés au sein du remplissage sédimentaire de sites préhistoriques et paléontologiques du Sud de l’Ardèche ont été mis en évidence à plusieurs reprises (Debard et Pastre, 2008). Ces produits proviennent de l’éruption d’édifices volcaniques du Massif central (Fig. 1), situés dans le massif du Mont-Dore (identifiés dans le site d’Orgnac 3, Debard et Pastre, 1988) ou de la province volcanique du Bas-Vivarais (identifiés dans le site de l’abri Moula, Pastre et al., 1994 and Sanzelle et al., 2000). L’émission de ces éjectas est survenue au cours du Pléistocène moyen et supérieur : entre 392 et 280 ka pour le dernier cycle pyroclastique du Sancy (Mont-Dore) (Nomade et al., 2012) et, suivant les chronologies, à deux ou trois reprises dans le Bas-Vivarais : entre 206 ± 13 ka et 170 ± 23 ka, puis entre 40 ± 6 ka et 15 ± 11 ka selon les données les plus récentes (Nomade et al., 2014) et 166 000 ± 15 000 ans, 78 800 ± 5300 ans et 45 400 ± 3200 ans, selon Guérin et Gillot (2007).

La découverte de ces pyroclastites en contexte archéologique permet, lorsqu’elles sont demeurées en position primaire, de contraindre la chronologie des séquences archéologiques. En effet, le dépôt d’un téphra constitue une surface isochrone, de grande extension, datable par des méthodes physiques (⁴⁰Ar/³⁹Ar, K/Ar, TL). Outre leur intérêt chronologique, ces dépôts, mais pas exclusivement, apportent également des éléments d’ordre paléogéographique puisque leur composition minéralogique peut constituer la signature de leur source et donc de discuter du régime des vents qui les ont apportés.

À l’abri du Maras (Ardèche, Sud-Est France), une partie de la séquence correspondant aux dépôts de limons de la couche 4 a été étudiée dans le but de rechercher d’éventuels lits de téphras (Nowak, 2014). L’échantillonnage sérié de cette couche, la mesure de la susceptibilité magnétique, l’analyse des minéraux lourds ainsi que de celle de leur composition chimique ont apporté de nouveaux éléments relatifs à la dynamique sédimentaire régionale contemporaine de la fréquentation de ce territoire par les Néandertaliens au cours de la première moitié du Pléistocène supérieur (Stade Isotopique Marin, SIM, 5 et 4).

Le site de l’abri du Maras est un abri-sous-roche situé dans un vallon affluent de rive gauche de la partie terminale des gorges de l’Ardèche, sur la commune de Saint-Martin-d’Ardèche. La situation de cet abri est remarquable puisqu’elle occupe l’interface entre différentes régions naturelles : celle des gorges de l’Ardèche ; celle de la plaine de Saint-Just et de la vallée du Rhône, en aval du gué de Saint-Martin, et celle du plateau de Saint-Remèze. Cette situation a largement influencé les comportements de subsistance des Néandertaliens ayant occupé le site (Daujeard, 2008 ; Daujeard et Moncel, 2010 ; Daujeard et al., 2014 ; Raynal et al., 2013), ainsi que la mise en place des différents dépôts. En effet, la proximité du site avec la vallée du Rhône explique qu’une partie de son remplissage sédimentaire a bénéficié des apports éoliens issus de la déflation des terrasses alluviales du fleuve et de celle des moraines alpines (Debard, 1987, Debard, 1988 and Debard, 1997).

Fouillé dans les années 1950 et 1960 (Baudet et al., 1955 and Combier, 1967), le site fait de nouveau l’objet de fouilles programmées depuis 2006 (Moncel et al., 2010 and Moncel et al., in press b).

Actuellement, la base de la séquence située en avant du site est en cours de fouille. Cette partie de la séquence (Fig. 2) a livré deux épaisses couches contenant du matériel archéologique (couches 4 et 5) (Moncel et al., in press a). Le faciès sédimentaire de la couche 5, reposant sur le substrat calcaire, est un cailloutis à matrice de limons organiques. Il est contemporain de conditions climatiques tempérées fraîches (interstadiaire ou interglaciaire), tandis que le faciès de la couche 4, des lœss à passées caillouteuses, caractérise un environnement froid et plus sec (stadiaire ou glaciaire). Entre les couches 5 et 4, ainsi qu’au-dessus de la couche 3, des accumulations de dalles de calcaire marquent des changements brutaux dans la morphologie de l’abri avec la succession de différentes phases de recul de son auvent.

Les restes de grands mammifères forment dans la couche 5 un corpus de taxons tempérés dans lequel Cervus elaphus domine. Pour la couche 4, c’est Rangifer tarandus qui est présent en très grande abondance, associé à de grands bovidés et aux chevaux (Moncel et al., in press b). En attente de nouvelles dates ESR et U-Th, les datations U-Th déjà obtenues par Moncel et Michel (2000) s’accordent à dater les couches 5 et la base de la couche 4 du début du Pléistocène supérieur, au cours des stadiaires et des interstadiaires de la moitié supérieure du SIM 5, ou à la fin du SIM 5 et au début du SIM 4, soit entre 100 et 70 ka.

La couche 4 a fait l’objet d’un échantillonnage sérié réalisé avec un pas de 2,5 cm, sur toute sa hauteur, soit 37 échantillons. Préalablement au prélèvement, la mesure de la susceptibilité magnétique (SM) du sédiment a été effectuée à l’aide d’un susceptibilimètre de terrain Bartington^® équipé d’une sonde portable MS2K. Les échantillons ont été ensuite traités au laboratoire pour la calcimétrie au calcimètre de Bernard (Aubert, 1978), la granulométrie de la fraction fine (particules inférieures à 2 mm, granulomètre laser Malvern^® Mastersizer 2000) et la séparation des minéraux lourds, par densimétrie au bromoforme (d = 2,89), sur la fraction granulométrique comprise entre 500 et 40 μm, en vue de leur détermination au microscope pétrographique (Duplaix, 1958, Parfenoff et al., 1970 and Tourenq, 2002). Les échantillons les plus riches en minéraux lourds ont également fait l’objet d’observations au microscope électronique à balayage (MEB TESCAN VEGA II LSU). Les échantillons, métallisés au carbone (couche de 20 nm), ont été soumis à un faisceau d’électrons d’une énergie de 15 keV. L’analyse chimique des grains est donnée par une sonde EDS (Energy Dispersive X-ray Spectrometry) Bruker^® possédant une résolution de 133 eV.

Les préparations, les analyses sédimentologiques et les observations au microscope pétrographique ont été réalisées au département de Préhistoire du Muséum national d’Histoire naturelle (MNHN), les séances de MEB-EDS (Service de MEB de la Direction des Collections) au Laboratoire de Minéralogie et de Cosmochimie du MNHN.

Les mesures de la SM et le résultat des analyses sédimentologiques sont présentés sur la Fig. 3. Les valeurs de la SM (Fig. 3a) prises sur le terrain montrent des variations qui disparaissent sur la courbe de celles mesurées au laboratoire. Ces variations sont liées à la présence de fragments de calcaire. Les mesures faites au laboratoire ont été réalisées sur la fraction fine et ne montrent pas de réelles variations. La courbe est linéaire et suit la valeur 50. L’absence de contraste ne permet pas d’envisager l’existence de niveaux de téphras (Walter-Simonnet et al., 2008).

Les sédiments de la couche 4 se caractérisent par une texture limono-sableuse (20 à 50 % de sables) très peu argileuse (≈ 5 %) (Fig. 3b) et la présence de carbonate de calcium ([CaCO₃] ≈ 30 %) (Fig. 3c). À ces caractéristiques s’ajoutent un bon indice de tri (So ≈ 2), une médiane inférieure à 50 μm, une composition essentiellement siliceuse et l’absence de figure sédimentaire sur le terrain. Elles montrent que ces dépôts correspondent à des lœss (Antoine et Lautridou, 2008).

L’observation des frottis de minéraux lourds au microscope pétrographique a permis de déterminer 12 espèces minérales (Tableau 1). L’olivine n’a été décelée qu’après analyse à la sonde EDS (Fig. 4g, h). Ces minéraux peuvent être regroupés en trois cortèges issus de contextes géodynamiques différents (Tableau 2) : association de minéraux volcaniques avec le clinopyroxène vert (Fig. 4a à e), le sphène et une partie du zircon, (Fig. 4f, i), de minéraux métamorphiques avec les silicates d’alumine (Fig. 4l) et le glaucophane (Fig. 4j, k) et des minéraux ubiquistes et des roches plutoniques (micas, zircon, oxydes de fer ou de titane).

Il faut noter l’abondance du clinopyroxène vert présentant systématiquement l’habitus aciculaire. Observée et décrite à plusieurs reprises (Meilhaud, 1955, Pelletier, 1966, Pelletier, 1968 and Pelletier, 1969), cette morphologie constituerait un caractère acquis, lié aux phénomènes d’altération in situ (Pastre, 1986). Les images MEB de ces minéraux (Fig. 4a à e) semblent le confirmer puisque l’on peut définir, de haut en bas de la séquence, un gradient d’altération positif. Les acicules sont moins développées sur les minéraux prélevés au sommet de la couche qu’à sa base.

Le résultat des analyses sédimentologiques des dépôts de la couche 4 de l’abri du Maras montre qu’ils ont été mis en place par la dynamique éolienne. La proximité du site avec la vallée du Rhône, les reliefs alpins et le Massif central nous permet d’envisager, au cours de la période de dépôt des lœss (stade/glaciaire), des conditions idoines pour que des vents catabatiques, tel le Mistral actuel, assurent le transport de particules entre les zones de déflation et l’abri du Maras. L’anticyclone centré sur le proche Atlantique et la dépression du golfe de Gênes sont les éléments qui règlent actuellement la formation du Mistral (Amphoux, 1933, Baldit, 1925 and Jacq et al., 2005). Les morphologies et les formations éoliennes pléistocènes de la vallée du Rhône, notamment dans sa partie inférieure, sont bien connues et ont été largement décrites (Ambert, 1988, Ambert, 2001 and Ambert, 2013). L’édification de dunes éoliennes dans les gorges de l’Ardèche a également été proposée par Gély (2005) et Puaud (2007).

Les terrasses alluviales du Rhône et les formations morainiques accumulées au front des glaciers Alpins ont constitué les sources, en tout ou partie, du matériel sédimentaire déposé à l’abri du Maras. Le glaucophane (Fig. 4j, k) a été retrouvé, certes en faibles quantités, mais dans les deux tiers des échantillons, répartis sur toute l’épaisseur de la couche. Cette amphibole a une origine régionale exclusivement alpine (complexes ophiolitiques des Alpes franco-italiennes) (Bocquet, 1974 and Frey et al., 1974). Les gneiss et micaschistes alpins ont pu de la même façon être les sources des autres minéraux du cortège métamorphique.

L’analyse minéralogique a également révélé l’abondance des minéraux volcaniques. La répartition homogène de ces espèces montre qu’il n’existe pas de concentration qui attesterait la présence éventuelle de niveaux de téphras. Ce qui est confirmé par les résultats de la mesure de la SM dont la régularité et l’absence de contraste ne permettent pas d’individualiser de niveaux volcaniques.

Les diagnoses minéralogiques effectuées à partir de l’examen des frottis de minéraux lourds permettent de définir cependant des associations minérales (volcanique, métamorphique ubiquiste/plutonique) mais également de distinguer certaines de leurs caractéristiques propres qui permettent de leur attribuer une origine. Le clinopyroxène vert présentant un habitus aciculaire provient du volcan du Sancy (Cantagrel et Baubron, 1983 and Pastre et Cantagrel, 2001) lorsqu’il est associé au sphène, à la biotite et au zircon (présentant lui-même des particularités typiques liées à son origine volcanique (Fig. 4f, i, Pupin, 1976 and Pupin, 1983). Cette association est propre aux « nuées ardentes de ponces trachytiques basiques du paroxysme terminal du volcan du Sancy » (Pastre et Cantagrel, 2001). Ces pyroclastites se sont mises en place au cours du dernier cycle d’activité pyroclastique de ce volcan, entre 392 et 280 ka (Nomade et al., 2012).

S’il paraît très probable que les zircons observés au MEB, présentant le faciès arrondi (« surfondu »), proviennent des pyroclastites du Sancy, leur présence en abondance dans les limons (près de 20 % en moyenne) nous montre qu’une autre source de ce minéral est à considérer puisque ses proportions dans les pyroclastites ne dépassent jamais quelques pour cent.

La présence de minéraux des cortèges magmatique, métamorphique et ubiquistes illustre la multiplicité des sources. Les roches alpines sont à l’origine d’une partie des minéraux des roches métamorphiques et magmatiques. L’activité phréatomagmatique, responsable de la pulvérisation du socle, constitue une source importante de minéraux variés et notamment de zircon. La fréquence de ce type de dynamique éruptive dans le Bas-Vivarais ou le Devès, affectant un socle de nature magmatique ou métamorphique, rend compte du large spectre des espèces minérales présentes dans les limons du Maras.

Les analyses effectuées à la sonde EDS (Fig. 4h) ont diagnostiqué l’olivine (Fig. 4g). Ce minéral a été reconnu dans chacun des échantillons analysés (7). D’origine mantellique ou basaltique, ce minéral pourrait provenir de deux sources : •

une source centralienne, à partir des cônes stromboliens ou des maars du Dévès et du Bas-vivarois (Berger, 1973) ou moins vraisemblablement de l’activité de la Chaîne des Puys au cours de sa phase ancienne ;

L’origine basaltique de l’olivine semblerait privilégiée puisque les autres minéraux caractérisant le cortège mantellique (diopside chromifère, enstatite) n’ont pas été observés dans les frottis.

De même que pour les CPx du Sancy, l’absence de concentration de ces minéraux en niveaux bien circonscrits et leur granulométrie analogue à celle des autres grains nous laisseraient penser à une origine centralienne héritée ou bien à une origine alpine.

La dispersion de ces minéraux au sein des limons nous montre qu’ils sont hérités d’autres formations sédimentaires. Ils proviendraient de la reprise des dépôts alluviaux et/ou fluvio-glaciaires rhodaniens évoqués précédemment. La déflation de ces terrains confirmerait l’existence de vents catabatiques (« paléo-Mistral ») dès le début du Pléistocène supérieur.

La caractérisation et l’étude minéralogique des sédiments de la couche 4 de l’abri du Maras ont permis d’apporter de nouveaux éléments précisant leurs conditions dynamiques de dépôt, leur nature et leur origine géographique (Fig. 5) : •

l’étude sédimentologique des niveaux stériles de la couche 4 a montré qu’il s’agissait de lœss, caractéristiques d’une période froide et sèche. Ces dépôts, replacés dans la chronologie des occupations préhistoriques du site, seraient mis en place au cours d’un stadiaire du SIM 5 ou au début du SIM 4 ;