Os depósitos quaternários: enquadramento cronológico, processos de formação e evolução

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CAPÍTULO 4. OS DEPÓSITOS QUATERNÁRIOS: ENQUADRAMENTO CRONOLÓGICO, PROCESSOS DE FORMAÇÃO E EVOLUÇÃO

Os depósitos quaternários:

enquadramento cronológico,

processos de formação e evolução

■ THIERRY AUBRY ■ FARID SELLAMI ■ M.a_{MERCÈ BERGADÀ}

ABSTRACT The analysis of the structural levels and of the sedimentary deposits located at various

eleva-tions along the Côa drainage sets the basis for a chronostratigraphic framework for river incision and for the associated colluvial and alluvial deposits. Micromorphology studies make it possible to specify the sedimentary and pedological processes that promoted the formation and evolution of the sequences observed in the archaeo-sequences and the geomorphological conditions favoring the conservation of human occupation remains.

4.1. Quadro cronológico e estrutural do entalhe fluvial

THIERRY AUBRY

Nos levantamentos geológicos e geomorfológicos (Silva & Ribeiro, 1991; Ferreira, 1971, 1978) os depósitos detectados na área compreendida entre Chãs e as Tomadias (na margem esquerda do Côa), a altitudes compreendidas entre 500 e 525 m, foram incluídos no grupo das “ranhas” (Fig. 4.1-1). São constituídos por “cascalheiras conglomeráticas poligénicas, de matriz areno-argilosa, quase sempre de cor castanho-avermelhada, cujos calhaus e blocos, relativamente rolados, incluem quartzo, quartzito, granito, metagrauvaques, filitos, etc. …” (Ribeiro, 2001) e atribuídos a processos aluviais de regime torrencial contemporâneos de uma fase climática árida (Ferreira, 1993).

Tais depósitos, que constituem de um ponto de vista geomorfológico os depósitos mais recentes nas superfícies aplanadas do maciço antigo, ainda são objecto de controvérsias relativamente à determinação da sua relação exacta com a superfície estrutural, bem como dos processos de formação.

Apesar de não fornecerem elementos susceptíveis de serem datados, as “ranhas” são consideradas como imediatamente anteriores ao encaixe da rede hidrológica actual, com ida-des compreendidas entre os 3,5 e 2 MA (Pérez González, 1979; Cordeiro & Rebelo, 1996; Ribeiro, 2001).

Não foram detectados, até a presente data, depósitos de cronologia intermédia entre a deposição das “ranhas” e dos terraços fluviais mais altos, detectados no troço final do Rio Côa. Não obstante, a aplicação dos métodos de análise geomorfológica evidenciam restos de super-fícies aplanadas a cotas de cerca de 430 m em ambas as margens da mesma parte final do Côa (Fig. 4.1-1).

Os depósitos fluviais deste sector do Côa foram fortemente afectados por processos ero-sivos relacionados com a inclinação acentuada das vertentes das bacias de alimentação, tendo sido recortados pelos afluentes, sobretudo na sua margem esquerda. Os testemunhos desta fase de sedimentação fluvial foram observados em pequenas áreas: na Quinta do Curral Velho, na Quinta da Barca, na Quinta de Ervamoira e muito parcialmente, na Quinta da Cas-calheira (Figs. 4.1-1 e 4.1-2), podendo estar relacionadas topograficamente com as superfícies aplanadas da margem esquerda do troço final da Ribeirinha.

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Estes depósitos, localizados a altitudes relativas de cerca de 35/40 m acima do nível médio do Côa, são constituídos por conglomerados poligénicos de calhaus e blocos rolados de menos de 50 cm, maioritariamente de quartzo, quartzito e, em proporções menores, de granito e rochas metamórficas.

Não foi possível observar um corte em boas condições nestes depósitos, mas no caso do Curral Velho, a realização manual dum pequeno corte, numa área que não foi afectada pelo plantio de vinhas, permitiu observar a existência de um paleossolo de cor vermelha e textura areno-argilosa, sobreposto a depósitos resultantes do processo de formação fluvial de alta energia que contêm os seixos de onde provém a indústria lascada exumada no sítio epónimo. Alguns deles apresentam uma concreção carbonatada semelhante à observada nos seixos e artefactos dos sítios de Quinta da Granja, Quinta da Canameira nas duas margens do Douro, a cotas equivalentes.

Um depósito com a mesma textura e traços pedológicos foi observado in loco na Quinta da Cascalheira, durante uma prospecção realizada com F. Sellami que tinha como objectivo verificar a preservação de depósitos fluviais a cotas equivalentes, na margem oposta à Quinta de Ervamoira.

As prospecções efectuadas à superfície destes depósitos levaram à identificação de indústrias lascadas confeccionadas sobre seixos de quartzito, nos sítios do Curral Velho e da Quinta de Ervamoira. Do ponto de vista da caracterização tipológica, trata-se de seixos afei-çoados ou “chopping-tools”, sem atribuição cronológica precisa. Porém, a descoberta de

bifa-FIG. 4.1-1 – Perfis topográficos perpendiculares ao curso do Côa e do seu afluente, Ribeirinha. Observam-se as diferenças de cotas relativas das superfícies de aplanação em relação aos depósitos aluviais atribuíveis ao Pleistocénico médio ou superior antigo nos terrenos xistosos do fundo do Vale e na superfície de aplanação da Meseta.

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ces e “hachereaux” em depósitos com a mesma natureza sedimentológica, pedológica e geo-morfológica, nas margens esquerda e direita do Douro (Quinta do Vale Meão, Quinta da Granja e Quinta da Canameira) permite estabelecer paralelos com indústrias recolhidas nos terraços do Rio Tormes, um dos afluentes da margem Sul do Douro (Santoja, 1984) e do Lis (Cunha-Ribeiro, 1992-1993).

FIG. 4.1-2 – Posição e organização estratigráficas dos conjuntos sedimentares pleistocénicos e holocénicos no troço do Côa área da Quinta da Barca e da Penascosa.

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Se a quantidade de objectos encontrados e o seu estado de desgaste diferenciado não faci-lita uma correlação segura com o quadro crono-estratigráfico proposto para o troço situado a montante, na bacia do Douro (Santoja, 1984; Pérez González, 1982), a fase de formação de solos vermelhos ferisialíticos que foi detectada pode correlacionar-se com o paleossolo do topo do terraço do Curral Velho que tem lugar, cronologicamente na fase isotópica 5e (Eemiano) de transição entre o Pleistocénico médio e superior.

Um depósito de cor avermelhada (unidade estratigráfica 5) e com as mesmas caracterís-ticas sedimentológicas que a formação sobreposta ao terraço fluvial do Curral Velho, foi obser-vado na base da camada 4 do sítio de Cardina I, a uma cota relativa de 25 m (cf. Capítulo 3.2.3). Uma sondagem de 50 x 50 cm realizada em 1996 permitiu observar que esta unidade estra-tigráfica, estéril do ponto de vista arqueológico, possui um mínimo de 50 cm de espessura, não tendo, contudo, sido detectada qualquer outra unidade estratigráfica.

Um nível de depósitos fluviais foi também reconhecido a cerca de 10 m acima do nível de base actual, nas duas margens da Ribeirinha, afluente da margem esquerda do Côa que drena o planalto granítico. Não existem argumentos para correlacionar estes depósitos com os níveis de terraço detectados ao longo do Côa (Fig. 4.1-1).

No sítio de Olga Grande 2, localizado na margem esquerda da Ribeirinha, foi descoberto um biface não rolado, associado a seixos de quartzo e quartzito, os quais devem constituir os vestígios dum depósito fluvial afectado por forte erosão. Este nível estrutural aparece geral-mente em pequenos relevos planos no afloramento granítico, os quais favoreceram local-mente a preservação de depósitos arenosos que contêm vestígios tecnologicalocal-mente atribuí-veis ao Paleolítico Médio e Superior (cf. Capítulo 4.2.4). Esta organização estratigráfica sugere que os níveis estruturais definidos no Côa podem também existir, comprimidos em espes-sura nos seus afluentes (Fig. 4.1-1).

Um nível estrutural inferior de terraço rochoso, formado por processos erosivos nos fili-tos da formação Rio Pinhão, foi observado na base dos depósifili-tos de vertente da sequência do sítio de Quinta da Barca Sul (Fig. 4.1-4). Esta superfície aplanada aparece na paisagem de maneira contínua até ao sítio de Quinta da Barca localizado a cerca de 200 m para montante (Aubry & al., 1997).

Este terraço rochoso localiza-se a uma cota de cerca de 6/7 m relativamente ao nível médio do Côa. O topo do afloramento, irregular, contém nas suas depressões pequenas bol-sas de sedimentos (unidade 3) acumulados, em parte, por um processo aluvial (Fig. 4.1-2). Não se dispõe de elementos de datação para além do facto desta superfície de erosão ser de cronologia anterior à ocupação do Magdalenense Final e à ocupação, também do Paleolítico Superior, sem elementos diagnóstico, da base da sequência.

Ao nível da planície aluvial actual, diversas sondagens foram realizadas em Agosto de 1995, sob a direcção de J. Zilhão, na área de contacto entre as rochas gravadas do limite infe-rior da vertente e os aluviões da margem direita do Côa, no sítio da Penascosa (Zilhão, 1997). Estas sondagens, manuais e mecânicas, forneceram dados para uma primeira avaliação da cronologia e da relação entre os processos de sedimentação e de erosão no fundo do Vale do Côa (Meireles, 1997; Cordeiro & Rebelo, 1996, Rebelo & Cordeiro, 1997).

No corte da trincheira realizada mecanicamente a jusante do conjunto de gravuras de Penascosa, a sequência de 3,5 m de espessura evidenciou-se:

• Uma sucessão de unidades sedimentares, depositadas por processo aluvial, de texturas variáveis que correspondem à evolução de um corpo sedimentar de tipo barra lateral; • A sequência encontra-se separada por uma descontinuidade de erosão e sobreposta a

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ele-200 SÉCULOS DA HISTÓRIA DO VALE DO CÔA: INCURSÕES NA VIDA QUOTIDIANA DOS CAÇADORES-ARTISTAS DO PALEOLÍTICO FIG. 4.1-3 – Localização da sondagem realizada na margem direita do Côa, no meandro do Colmeal, buril em sílex descoberto à superfície dos terrenos durante as prospecções realizadas em Outubro de 1995.

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FIG. 4.1-3 – Localização da sondagem realizada na margem direita do Côa, no meandro do Colmeal, buril em sílex descoberto à superfície dos terrenos durante as prospecções realizadas em Outubro de 1995.

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4.2. Les données de la séquence stratigraphique du site de Fariseu:

processus de déposition et d’érosion des dépôts en limite de la plaine alluviale

de la Vallée du Côa

FARID SELLAMI

Méthodologie et objectif de l’étude des sols

Une telle étude se base sur un travail combiné de l’étude de terrain des sols au sein de leur contexte géomorphologique et de l’analyse de laboratoire se servant des techniques des sciences de la terre, dont la micromorphologie (Butzer, 1982; Courty & al., 1989).

L’analyse des sols se fait à deux échelles principales. D’abord, la description de terrain permet d’évaluer la répartition spatiale des sols et leur stratification. Sur les sites archéologi-ques, elle permet de relever la nature du sol emballant les niveaux d’occupations. Ensuite, l’analyse de laboratoire nous mène à décrypter les processus sédimentaires de formation des sols et ceux à l’origine de leur évolution post-dépositionnelle reflétant les conditions du milieu. La combinaison de ces deux démarches alimente la discussion sur les objectifs sui-vants:

1) Établir la relation entre la conservation des sols et ce qu’ils emballent en termes de sites archéologiques avec la nature géologique d’une part, géomorphologique d’autre part. En effet, l’âge de la formation des unités géomorphologiques peut être estimé par la nature des pédogenèses des sols qui les scelle. Elles sont spécifiques à chaque période chronologique. Malgré le fonctionnement des processus érosifs pouvant limiter tempo-rairement, voire empêcher l’accumulation sédimentaire au sein de ces unités, la forma-tion des sols traduit souvent la stabilisaforma-tion ponctuelle du profil topographique, ce qui traduit la fossilisation des unités géomorphologiques. Cette fossilisation est souvent accompagnée par un déplacement latéral du fonctionnement dynamique.

2) Définir la composition minéralogique des sols afin de retracer les processus sédimen-taires et le cheminement des apports en tentant de distinguer l’apport des anciennes couvertures pédologiques qui sont des sources potentielles d’alimentation des sols. Pour cela, la recherche d’inclusions de fragments ou de micro-fragments (papules) de trait pédologiques dans la formation des sols permettra de faire la relation entre l’érosion des sols antérieurs et la formation des sols plus jeunes (Fedoroff, 1987; Sellami, 1999). Le but est de déterminer le degré de renouvellement de la couverture sédimentaire en distinguant l’apport de la dynamique éolienne de celui de la dynami-que fluviatile.

3) Reconstitution des paléo-environnements des sociétés du passé par le biais de l’analyse pédologique des traits et des organisations pédologiques. Celles-ci témoignent en effet des évolutions pédologiques syn et post-dépositionnelles. La caractérisation micromorphologique de ces traits, qui sont spécifiques des pédoclimats, permet d’identifier aussi bien les phases pédoclimatiques majeurs de longue durée (Berger, 1988) que les ambiances mineures de courte durée (Janson & Veum, 1990). Elle per-met également la détermination des événements très courts et abrupts comme ceux observés en Syrie par Weiss & al. (1993) et en Espagne par Feroroff & Courty (1995). Ce travail basé essentiellement sur l’analyse physique du sol peut être combiné avec

l’étude botanique dont la présence des macro-restes sera précisément évaluée par l’étude micromorphologique. En plus des charbons de bois, l’étude des phytolithes doit être fortement privilégiée particulièrement sur les surfaces d’occupation où leur présence peut refléter des activités humaines spécifiques.

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Cette reconstitution du milieu physique et des conditions environnementales sera ensuite orientée vers une étude comparative entre les différentes entités géomorpho-logiques notamment entre la vallée, les versants et le plateau. L’analyse combinée de ces informations et des données archéologiques pourra alors appréhender les liens éventuels entre les sites formés dans les milieux géomorphologiques différents. 4) L’évaluation du degré d’occupation des sols par le biais de l’étude des sédiments des

niveaux archéologiques. En plus de l’organisation des artefacts minéraux et de leur abondance, les transformations du sol par le facteur anthropique sont particulière-ment visées ici en s’appuyant sur trois types de processus fondaparticulière-mentaux: l’accumulation, la perte et la transformation (Courty & al., 1989). En l’absence de con-servation d’artefacts osseux, nous tenterons d’exploiter l’étude des matières organi-ques particulièrement conservée dans les surfaces d’occupations. La recherche de se son origine sera interprétée en termes de transformation du sol et de degré d’anthropisation alors que la distinction de sa source végétale ou animale serra orien-tée vers une reconstitution des activités humaines.

Contexte physique du site de Fariseu

Le site de Fariseu (cf. Chapitre 3.2.5) est implanté en bas d’un versant drainé par deux chenaux à écoulement temporaire. Ils sont pro-gressivement bien encaissés en aval, ce qui leur permet de collecter la grande majorité des eaux de surface et de transférer les matériaux sédimentaires vers la vallée. Leur abondance est d’autant plus importante que le substrat schisteux affleure sur la quasi-totalité du ver-sant limitant ainsi les percolations. Il en résulte une érosion significative des sols qui ne sont présents que sous forme de reliques conser-vées derrières les barres rocheuses, dans les dépressions et sur les replats formés probable-ment sur les anciennes terrasses de la rivière.

La situation géo-topographique du site de Fariseu au contact du bas de versant et du lit de la rivière de Côa, a parfaitement influé sur la nature des dépôts sédimentaires d’une manière générale et donc sur l’emballage des niveaux d’occupations paléolithiques. Ces dépôts sont matérialisés sur le site par une succession de couches caillouteuses (Fig. 4-2-1), notamment à la base de la stratigraphie, et de couches limo-neuses homogènes dans la partie sommitale de la coupe. Cette variation texturale reflète une importante évolution de la dynamique sédi-mentaire probablement exigée par les change-ments des conditions environnementales et par

FIG. 4.2-1 – Coupe stratigraphique montrant l’alternance textural de la séquence observée dans le carré L-18 (coupes F/G de la Fig. 4.2-2) du sondage réalisé au contact de la Roche 1 en 1999.

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la nature du milieu de dépôt. En effet, ce dernier est représenté par un glacis où le site occupe la partie centrale, favorable à la sédimentation. L’affleurement du substrat schisteux dans sa par-tie amont est exposé aux processus érosifs. Il est donc susceptible d’alimenter le site en maté-riaux grossiers. L’examen des fragments schisteux, composant les couches caillouteuses, mon-tre une morphologie parfaitement anguleuse indiquant un transport sur de très courtes distances voire une sédimentation en place (Bullock & al., 1985; Fedoroff & Courty, 1994). En revanche, l’orientation générale des plaquettes schisteuses selon la pente reflète des mouve-ments progressifs depuis la partie haute du glacis où l’affleurement du substrat représente la source des matériaux caillouteux sous l’effet de l’altération mécanique.

Résulats micromorphologiques

L’analyse micromorphologique des dépôts (Fig. 4.2-2) révèle une combinaison de deux processus sédimentaires dans la formation de ces couches. Il s’agit de l’alluvionnement et le colluvionnement qui ne sont, néanmoins, pas répartis respectivement sur des couches dis-tinctes. Hormis les couches superficielles U.E. 1 et U.E. 2 identifiées comme des dépôts récents liés à l’ennoiement du barrage (Aubry & al., 2001), la majorité des couches, dont les U.E. 3, 4, 5, 6, 7 et 8 présente des processus de formation et d’évolution post-dépositionnelle complexes où se mêlent les colluvions et les alluvions.

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Les processus colluviaux sont représentés par des mouvements plus ou moins longs des matériaux issus de la désagrégation mécanique du substrat formant l’ossature de glacis. L’orientation déjà évoquée de ces matériaux s’explique par l’effet combiné de la gravité et de la pente à l’origine de la concentration des matériaux caillouteux en bas de la pente. Il en résulte de ces dépôts un rétablissement de l’équilibre topographique au sein du glacis per-mettant la formation de petits replats qui ont probablement facilité les installations humai-nes. Les écarts importants de température qu’exige l’altération mécanique supposent des conditions climatiques rigoureuses durant l’épisode de la formation de l’U.E. 8 et en moin-dre mesure de l’U.E. 7. L’absence d’altération physico-chimique, en place, de la masse caillou-teuse conforte l’hypothèse selon laquelle ces couches sont formées en grande partie sous des conditions froides. Les triages texturaux, bien que faiblement exprimés dans la masse, reflètent les effets de l’alternance du gel et du dégel (Fedoroff & Courty, 1994; Huijzer, 1993; Sellami, 2002) (Figs. 4.2-3 et 4.2-4). Leur faible expression peut s’expliquer par l’évolution post-dépositionnelle marquée par de longues périodes d’engorgement des sédiments res-ponsable de hydromorphie du sol et surtout de l’effondrement structural. C’est ce dernier processus qui a partialement oblitéré les traits de cryoturbation et provocant la compaction du sol.

Ces conditions du milieu, inscrites dans la matrice sédimentaire de U.E. 8, peuvent être extrapolées à celles des vestiges qu’elle emballe. Si ces informations environnementales per-mettent de dire que l’occupation a eu lieu sous un climat froid, l’attribution magdalénienne du niveau nous place vers la fin du Pléistocène. Ces deux repères chronologiques ont été affi-nés et confortés par les dates thermoluminescence réalisées par N. Mercier (Mercier & al., 2007) qui ont donné un âge de 18 400±1600 BP (équivalent d’une date radiocarbone de

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14 500-15 000 BP). Elles permettent ainsi de situer cette couche dans l’épisode froid du Dryas ancien, expliquant alors le fonctionnement des processus périglaciaires au sein de cette cou-che. Néanmoins l’abondance de la matrice fine dans le sol traduit une évolution en place exi-geant des conditions plus modérées du milieu. Cette évolution concorde avec la stabilité, bien que relative, du début du Tardiglaciaire.

Les processus alluviaux sont marqués essentiellement par la dynamique fluviatile. Elle est à l’origine des apports limoneux qui ont partiellement scellé par percolation les couches caillouteuses et qui ont formé les couches limoneuses. Ces apports ont été progressifs. Ils se caractérisent par une organisation micro-litée témoignant d’une sédimentation de très faible énergie suite à une diminution sensible de la dynamique hydrique dans le creux du glacis. Malgré la position élevée de ce dernier, son inondation totale suppose d’importantes crues du Côa dont le débit a été probablement augmenté lors de la fonte des glaces et des couverts nei-geux formés lors du maximum glaciaire. Il en résulte des processus sédimentaires compa-rables à ceux de milieux lacustres très favocompa-rables à la conservation des sols et de ce qu’ils com-portent en termes d’assemblages archéologiques et de surface d’occupations. Malgré l’incorporation de quelques apports gravitaires, bien homogénéisés avec les limons, l’organi-sation initiale des sols n’a pas été affectée dans la mesure où la structure litée est préservée. Plusieurs faciès limono-organiques ont d’ailleurs marqué des épisodes de stabilisation de la surface du sol au sein de l’U.E. 6, 4 et 3 (Fig. 4.2-5). Leur position superposée à U.E. 8, attribuée au début du Tardiglaciaire, placerait ces faciès dans le Tardiglaciaire où la stabilisation globale du milieu a effectivement favorisé la régénération du sol. L’homogénéi-sation de la matière organique, dont des charbons, au sein de la masse limoneuse traduit une longue évolution en place du sol pouvant correspondre à des horizons de surfaces des sols limoneux. La richesse minéralogique de ces limons est, en effet, souvent favorable au déve-loppement rapide de couverts herbacés après les phases d’inondation.

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Conclusion et perspectives

La succession des faciès de nature et degré de développement pédologique différents tra-duit une sédimentation progressive et polyphasée. L’intercalation de faciès limono-organi-ques au sein des dépôts alluviaux reflète, en effet, des arrêts de sédimentation permettant des stabilisations temporaires de la surface du sol. Nous sommes donc au sein d’un site qui n’est inondé que durant les phases de crues. Ceci signifie que sa position a été relativement loin du lit de la rivière dont le cours pouvait être plus encaissé que l’actuel si on admet la forte dyna-mique hydrique générée lors de la fin du maximum glaciaire.

Vu la stabilité des conditions du milieu inscrites au sein des faciès limono-organiques, il apparaît nécessaire de vérifier si les occupations humaines n’en sont pas à l’origine, auquel cas leur identification et leur suivi sur le terrain permettraient de faire la liaison entre les sols archéologiques et les différents panneaux de gravures.

Au-delà de l’identification de ces faciès montrant la succession de la dégradation du sol et de la stabilité respectivement au début et durant le Tardiglaciaire au sein du site de Fariseu, l’analyse de ces premiers prélèvements n’a pas permis de préciser l’origine naturelle et/ou anthropique de la composante organique des faciès sédimentaires. La présence d’inclusions charbonneuses aléatoires dans la masse n’est non plus pas suffisante pour déterminer l’origine des charbons, surtout en l’absence de faciès de foyer et/ou d’altération thermique des sédiments.

La caractérisation du milieu physique, de la nature des dépôts et de leur évolution post-dépositionnelle montre que le site occupe une zone où les processus sédimentaires ont été dominants lors de la formation des couches. Ceci s’est traduit par la conservation de faciès sédimentaires différents à l’image de l’évolution nuancée du paysage. Cette conservation, avérée des sols, rend nécessaire le suivi de la répartition spatiale des faciès sédimentaires afin de définir leur relation précise avec les niveaux archéologiques.

FIG. 4.2.5 – Contact abrupt observé en lame mince entre les limons lavés et les limons argileux organiques des unités 4 et 5 du site de Fariseu (E-3)