Version classiqueVersion mobile
OpenEdition Books

La géoarchéologie française au xxie siècle

 | 
Nathalie Carcaud
, 
Gilles Arnaud-Fassetta

Partie V. De la mobilité du trait de côte à la contrainte portuaire/Section 5. From coastline mobility to port constrain

Chapitre XIX. Les mutations des paysages littoraux de la Baie des Anges en phases terminales des grands épisodes transgressifs pléistocènes et holocènes (Côte d’Azur, France)

Apport de l’archéologie préventive

Olivier Sivan, Nicolas Weydert, Catherine Barra, Marc Bouiron, Romuald Mercurin, Florence Parent, Nadine Scherrer, Franck Sumera et Robert Thernot

Texte intégral

Introduction, problématique

1Les cordons littoraux de la Baie des Anges sont déjà bien documentés par les travaux d’E.J. Anthony et al. (1998) qui ont permis de préciser non seulement l’histoire environnementale et stratigraphique des dépôts depuis 3000 ans BP mais aussi leur évolution morphodynamique récente en réponse aux aménagements du littoral. Les auteurs décrivent des cordons composés essentiellement de galets et précisent qu’ils appartiennent au prisme de haut niveau holocène. Ainsi, le fort ralentissement de la transgression marine à partir de 4000 ans BP, associé à l’érosion des versants de l’arrière pays, ont favorisé le comblement des basses plaines alluviales. Les chenaux ont alors entraîné les galets vers la mer en période de crue. La dérive littorale s’est chargée de les redistribuer sur les rivages de la baie, entretenant ainsi des paysages de plages et de cordons de galets. Des travaux récents, réalisés par l’Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (Barra et al., 2005 ; Parent et al., 2005 ; Scherrer et al., 2005 ; Thernot 2005 ; Sivan et Dubar 2006 ; Thernot et Sivan, 2006 ; Thernot et al., 2006 ; Sivan et al., 2008 ; Thernot, 2008 ; Thernot et Montaru, 2009 ; Sivan et al., 2010a ; Bouiron et al., 2011 ; Thernot et al., sous presse) complètent aujourd’hui ce canevas de la morphogenèse littorale en précisant la nature des cordons avant 3000 ans BP. Un littoral sableux préexistait alors aux cordons et plages de galets que l’on observe encore aujourd’hui.

2L’organisation de la frange maritime niçoise en un système de terrasses littorales étagées (Dubar, 1988 ; Dubar et Guglielmi, 1996) a permis la conservation et, par conséquent, l’examen de cordons plus anciens (pléistocènes). Leur comparaison avec les cordons plus récents formés à l’Holocène montre la similitude frappante des successions sédimentaires et, notamment, le passage brusque d’une séquence sableuse à une séquence à galets. Ceci pose la question des moteurs de l’évolution géomorphologique littorale alors même que les fluctuations climatiques et les impacts anthropiques ne sont pas identiques pour ces deux périodes.

3Le complexe sédimentaire de référence présenté dans cet article est celui de Val Claret, un quartier d’Antibes ayant bénéficié de six opérations archéologiques successives entre 2005 et 2011. Cinq autres sites, répartis le long de la Baie des Anges, permettent de préciser son extension spatiale et de démontrer la similitude des faciès quelles que soient les périodes considérées (Fig. 1). L’analyse des causes de l’évolution géomorphologique littorale permettra de discuter de l’évolution fluviatile des basses vallées et de son rôle dans les principales mutations morphosédimentaires des littoraux.

Méthode

4L’un des points forts de l’archéologie préventive dans les Alpes-Maritimes est d’investir, sous l’impulsion des services de l’État, de vastes territoires en cours d’aménagement pour y systématiser les expertises géoarchéologiques et paléoenvironnementales. C’est cette systématisation des diagnostics, depuis maintenant dix ans, qui permet de distinguer les faits géomorphologiques ponctuels, à valeur locale, de processus plus vastes significatifs d’événements régionaux, extra-régionaux ou même globaux. Ainsi, c’est sur l’abondance des observations que s’appuie notre démonstration plus que sur des analyses de laboratoire dont les temps de réalisation ne sont pas adaptés aux délais des diagnostics de l’archéologie préventive.

Fig. 1. La Baie des Anges, Côte-d’Azur, France. Géologie simplifiée et fenêtre d’approche des houles. 1 : faille normale ; 2 : chevauchement ; 3 : terrasse marine située à 8-10 m NGF (stade isotopique 5.5) ; 4 : terrasse marine située à 15 m NGF (stade isotopique 9 ou 11) ; 5 : terrasse marine située à 30 m NGF (Pléistocène moyen) ; 6 : terrasses marines situées à plus de 30 m NGF (Pléistocène moyen) ; 7 : gneiss ; 8 : calcaires mésozoïques sub-alpins ; 9 : calcaires mésozoïques provençaux ; 10 : flyschs oligocènes ; 11 : molasses miocènes ; 12 : marnes et conglomérats pliocènes ; 13 : remblaiements holocènes.

5Plusieurs dizaines de coupes stratigraphiques réparties sur un total de onze chantiers archéologiques ont ainsi permis de détailler les causes du changement abrupt de faciès sables/galets. Leur examen a permis de décrire les structures internes des cordons et leur répartition spatiale le long de la bande littorale. Quelques analyses granulométriques en précisent les modalités de dépôt. Les similitudes entre les faciès sédimentaires de différents cordons et les synchronismes entre les évolutions majeures des cordons et le remblaiement des rias alimentent la démonstration.

6Le calage chronologique des cordons et des séquences alluviales est assuré, pour l’Holocène, par un corpus de 18 datations radiocarbone calibrées (Fig. 2) avec le logiciel Calib 6.0. et les courbes de calibration intcal09.14c ou marine09.14c, selon la nature (continentale ou marine) des échantillons (Reimer et al., 2009). Des analyses U/Th réalisées sur des coquilles ou des morceaux de coraux ont permis de dater les cordons pléistocènes conservés sous forme de terrasses marines.

Contexte environnemental

Morphologie

7Dans le cadre de cette étude, nous distinguons deux principales unités géographiques : l’axe des vallées principales, caractérisées par les puissants remblaiements sédimentaires du Tardiglaciaire et de l’Holocène, et la frange littorale (hors embouchures) le long de laquelle se sont accumulés, au cours de l’Holocène, des cordons de sables ou de galets remaniés par des courants de dérive littorale ainsi que des édifices dunaires pour partie d’origine éolienne. L’extension vers la mer de ces formations superficielles est réduite car limitée par une plateforme continentale très étroite, au talus abrupt et entaillé de canyons. Pour le Pléistocène, des dépôts identiques, conséquence de la succession des cycles glacio-eustatiques, se retrouvent perchés sous forme de terrasses, consécutivement au soulèvement de l’arc subalpin de Nice. La terrasse située à 30 m NGF, bien identifiée, se développe sur plus de 10 km le long du front de mer. Elles est datée du Pléistocène moyen par identification des faunes de rongeurs et de grands mammifères (Dubar et al., 1981). Celle située vers 15 m NGF n’est représentée que par quelques lambeaux qui s’étirent d’Antibes à Cagnes-sur-Mer. Une analyse U/Thréalisée sur du corail permet de la dater de 367 ± 110 ka (Dubar et Guglielmi, 1996). La terrasse située à 8-10 m NGF est bien conservée de Cagnes-sur-Mer à Nice. La réalisation d’analyses U/Thsur coquilles de Retinella herculeus (Dubar et al., 2008) propose un âge de 129 ± 30 ka permettant de l’attribuer au stade isotopique 5.5 (Tyrrhénien pro parte).

Fig. 2. Calage chronologique des séquences sédimentaires holocènes, les datations 14C.

8L’arrière pays, très escarpé, appartient à la retombée méridionale des Alpes du Sud. Il est drainé, du sud-ouest vers le nord-est, par les fleuves de la Brague, du Loup, du Malvan, de la Cagne, du Var et du Paillon (Fig. 1). Ces cours d’eau possèdent un régime de type méditerranéen, aux crues brutales et importantes, rappelant un fonctionnement à la fois torrentiel et fluvio-nival caractérisé par une charge grossière abondante. Les cortèges pétrographiques, provenant de bassins versants aux superficies variées (2 822 km2 pour le Var, 236 km2 pour le Paillon et 70 km2 pour la Brague) sont très diversifiés. Ils se composent de roches du socle (gneiss, granite…), de marnes et conglomérats pliocènes, de molasses miocènes, d’andésites et de flyschs oligocènes, de calcaires mésozoïques et de gypses du Trias (Fig. 1). Avec des pentes respectivement de 4,3 m/km et de 14,5 m/km dans les dix derniers kilomètres de leurs cours, le Var et le Paillon sont les deux principaux contributeurs à l’engraissement des cordons littoraux en matériaux grossiers (Anthony et al., 1998).

Courantologie marine

9L’alimentation des cordons littoraux en sédiments est assurée par une dérive littorale bi-directionnelle résultant de vagues originaires à 60 % du secteur est, même si dans l’ensemble, elles balayent un quadrant allant de l’est au sud-ouest (Fig. 1). Les vagues, plutôt courtes (périodes de 3-6 s) et à fetch limité, ont des hauteurs moyennes et significatives qui oscillent de 0,6 m à 0,96 m (Anthony, 1993 ; Anthony et al., 1998). Dans ce régime de basse énergie, la mobilité de la charge grossière n’est possible que quelques jours dans l’année, surtout en période de surcote barométrique, lors de tempêtes ou de fortes vagues dont la hauteur de déferlement peut alors dépasser 1,5 m (Sage, 1976).

Fig. 3. Le complexe morphosédimentaire de référence sur le site de Val Claret à Antibes. Identification du binôme sables/galets pour les dépôts pléistocènes ou holocènes.

Stratigraphie des plages et des cordons littoraux

Le complexe morphosédimentaire de référence du quartier de Val Claret à Antibes

10La partie aval du complexe morphosédimentaire de Val Claret montre une séquence de sables grossiers sur laquelle repose une nappe de galets d’1 à 2 m d’épaisseur (Fig. 3). La datation d’un fragment de Cardium prélevé à-0,5 m NGF, au toit des sables, permet de dater ce changement abrupt de faciès de 3665-3884 cal. BP. Les galets se caractérisent par leur relative homométrie, leur aplatissement très prononcé et l’absence quasi-systématique de matrice (open work).

11Dans la partie amont, les dépôts holocènes s’appuient sur la terrasse pléistocène située à 15 m NGF (Fig. 3). Ils débutent par un niveau de colluvions limono-caillouteuses datées sur charbons de bois de 6574-6830 cal. BP. Par la suite, se surimpose une séquence sableuse originale : des sables, meubles et gris clair, se développent sur 0,2 à 1,5 m d’épaisseur selon les secteurs. La granulométrie des sables et la présence de grains ronds-mats plaident en faveur d’un haut de plage dont les éléments les plus fins ont été remaniés par le vent sur une courte distance (Fig. 3). Cette séquence apparait ainsi comme le témoin d’une ancienne d’une éolienne, située à la transition d’un haut de plage et du pied de versant modelé dans la terrasse située à 15 m NGF. Les sables situés dans la partie aval du complexe morphosédimentaire ont sans doute contribué à l’alimentation de la dune à l’occasion de la remobilisation de la fraction fine lors de forts coups de vent d’est. Deux niveaux limono-sableux bioturbés et riches en matière organique s’insèrent dans la séquence. Ces esquisses de pédogenèse témoignent, d’une part, d’une réduction temporaire des apports sableux et, d’autre part, d’un ralentissement de l’activité colluviale. L’horizon supérieur (échantillon no 2) a été daté sur charbons de bois de 6020-6292 cal. BP et de 5991-6265 cal. BP.

12L’organisation géométrique de ces deux niveaux (Thernot et al., 2009) témoigne d’une rétrogradation des sables sur le versant (Fig. 4). L’engraissement progressif de la dune s’est donc accompagné d’une migration des sables vers l’intérieur des terres. Ce processus est survenu en réponse à l’élévation progressive du niveau marin qui est passé de-3 m NGF vers 6500 cal. BP, date approchée des premières accumulations de sables dunaires, à-1 m NGF entre 4157 et 4414 cal. BP, date de l’épisode colluvial qui fossilise la dune. Ces colluvions se composent d’une succession de couches argilo-limoneuses plus ou moins sableuses ou caillouteuses, de couleur brun foncé, homogènes et compactes. Ces niveaux ont livré 514 fragments de céramiques non tournées, 9 silex et les charbons de bois qui ont permis la datation par le 14C. Des fosses et des trous de poteau sont attribués à l’Âge du Bronze. Ces éléments de datation proposent un terminus ante quem à la formation de la dune. Soulignons le caractère inhabituel de cet édifice dunaire dans la Baie des Anges qui ne montre, aujourd’hui, aucune accumulation sableuse comparable et aucune plage de sable.

Fig. 4. Organisation sédimentaire interne de la dune de Val Claret à Antibes.

Fig. 5. La transition de faciès sables/galets dans la terrasse marine pléistocène moyen « 15 m NGF » du quartier de Val Claret à Antibes.

L’extension spatiale des cordons

13A Villeneuve-Loubet, le site du Logis de Bonneau (Thernot, 2008) montre une organisation sédimentaire identique à celle observée au toit de la terrasse dite « 15 m » du quartier de Val Claret. De la base au sommet ont été reconnus : la terrasse pléistocène « 15 m », un niveau de colluvions dans lesquelles ont été piégées des traces de fréquentation humaine malheureusement trop diffuses pour être datées (trou de poteau isolé, fosse-foyer, fragments de terre cuite pulvérulents), la séquence de sables dunaires et, enfin, un nouveau dépôt colluvial caractérisé par des traces de plantation et de provignage non datées. La parfaite similitude des complexes morphosédimentaires des secteurs d’Antibes et de Villeneuve-Loubet permet de transposer, sans crainte d’erreur, le cadre chronologique établi dans le quartier de Val Claret au site du Logis de Bonneau.

Fig. 6. La transition de faciès sables/galets dans la terrasse marine tyrrhénienne « 8-15 m NGF » des vallons Eucalyptus-Barla à Nice.

Fig. 7. La transition de faciès sables/galets dans la terrasse marine pléistocène moyen « 20-28 m NGF » du quartier Grinda à Nice.

Les plages et cordons pléistocènes

14L’organisation géomorphologique du littoral de la Baie des Anges en terrasses marines étagées permet aujourd’hui l’observation et la description de cordons littoraux pléistocènes.

15La terrasse marine située à 15 m NGF, dont l’épaisseur visible dépasse une quinzaine de mètres, a livré des séquences sédimentaires de dépôts littoraux dans deux secteurs distincts de l’agglomération antiboise : le quartier de Val Claret, où cette terrasse forme le support des dépôts holocènes précédemment décrits (Fig. 3 et Fig. 5), et les avenues Pasteur et Dugommier. Dans les deux cas, les dépôts s’organisent en deux grandes séquences sédimentaires, à savoir une première séquence sableuse, d’une épaisseur moyenne de 2 m, recouverte d’une seconde séquence composée de galets décimétriques emballés dans une matrice limono-sableuse. Par analogie avec le niveau de coraux retrouvé à la même altitude sur les contreforts rocheux de la pointe Belaye et datée à l’U/h de 367 ± 110 ka (Dubar et al., 1996), ces diférents dépôts doivent être attribués au Pléistocène moyen (i.e., stades isotopiques 9 ou 11).

16À Nice, la terrasse marine retrouvée entre le quartier des Eucalyptus et le vallon Barla à des altitudes comparables (8-15 m NGF) a été datée à l’U/h sur coquilles de Retinella herculeus de 129 ± 30 ka soit le stade isotopique 5.5 (Fig. 6). Cette différence d’âge pour des terrasses situées à des altitudes similaires résulte de l’activité de l’arc de Nice qui a entrainé un soulèvement d’ouest en est et la déformation corrélative des terrasses (Dubar et al., 2008). Quels que soient leurs âges, les successions sédimentaires montrent une nouvelle fois le binôme sables/galets qui se développe ici sur une distance de plus d’un kilomètre (Bouiron et al., 2011). D’une puissance visible de 2 m, la séquence sableuse se caractérise par une grande homogénéité granulométrique (absence d’inclusion) et des stratifications parallèles inclinées de 5 ° vers la mer. La séquence de galets de 3,5 m d’épaisseur directement sus-jacente est inaugurée par un niveau de blocs sur lesquels sont fixées des coquilles d’Ostrea lamellosa. Sa datation U/h confirme un âge tyrrhénien (Dubar et al., 2008). Cette séquence montre ensuite des débris de taille inférieure, bien triés, émoussés, organisés en une série de couches aux caractéristiques granulométriques variées (cailloutis, gravillons) et aux puissances comprises entre 20 et 40 cm (Fig. 6). Les différentes couches sont là encore inclinées d’environ 5 ° vers la mer.

17Toujours à Nice, la terrasse marine située entre 20 et 28 m NGF (Pléistocène moyen) dans le quartier Grinda a, elle encore, livré une succession sédimentaire composée d’une séquence sableuse d’une puissance d’1 m environ sur laquelle repose une accumulation de galets plus puissante, pouvant dépasser localement 3 m d’épaisseur (Fig. 7). Les sables sont fins à grossiers, lités, bien triés avec, localement, des passages plus graveleux. Ils montrent des stratifications obliques formées par des rides de courant caractéristiques d’un milieu de sédimentation turbulent. L’orientation ouest-est des rides évoque l’influence directe du Var. Les sables contiennent des débris de Cardium confirmant probablement une sédimentation en zone infralittorale supérieure. Au sein de la séquence de galets, l’inclinaison des éléments, de l’ordre de 10° vers la mer, évoque l’organisation interne des cordons littoraux émergés étudiés dans d’autres secteurs de la Baie des Anges (Cailleux, 1948).

18En résumé, l’ensemble de ces données démontre clairement que les littoraux de la Baie des Anges ont enregistré une évolution biphasée non seulement à l’Holocène mais aussi au Pléistocène : une première étape se caractérise par l’épandage de sables le long de la frange littorale. La remobilisation de la fraction sableuse fine par les vents a localement permis la construction d’édifices dunaires. Une seconde étape intervient de manière diachronique selon les secteurs de la Baie des Anges et la proximité des embouchures. Elle correspond à l’ensevelissement définitif des plages de sables sous des cordons de galets. Sur les sites de Val Claret et du Logis de Bonneau, ce phénomène intervient vers 3665-3884 cal. BP, date à partir de laquelle les arrivées de galets sont massives et continues. Le colluvionnement qui participe à l’ensevelissement de la dune montre que la source des sables dunaires s’est probablement tarie dès 4157-4414 cal. BP. Compte tenu des incertitudes chronologiques inhérentes à la méthode de datation (effet « vieux bois » possible, effet réservoir pour la datation sur Cardium…), nous retiendrons 4000 cal. BP comme l’âge approché de l’arrivée des galets dans le quartier de Val Claret.

19L’organisation biphasée des complexes morpho-sédimentaires holocènes et pléistocènes pose la question des paramètres qui ont entretenu cette évolution géomorphologique originale.

Interprétations : évolution fluviatile des basses vallées et variations des faciès sédimentaires littoraux

20Les remblaiements des basses vallées du Var, du Paillon et de la Brague sont caractérisés par leurs épaisseurs considérables (80-100 m aux embouchures) et leurs extensions de plusieurs kilomètres à l’intérieur des terres (Fig. 8). Les séquences sédimentaires montrent un gradient granulométrique décroissant vers l’aval : galets à l’amont, sables, limons et vases étalés vers l’aval (Dubar, 1987). Verticalement, les remblaiements montrent une organisation tripartite avec des alluvions grossières à la base, des dépôts fins (vases marines, sables deltaïques ou limons fluviatiles de débordement) dans la partie médiane et des alluvions grossières dans l’axe des chenaux ou plus fines dans les plaines d’inondation pour la partie sommitale (Dubar et Anthony, 1995). De nombreuses analyses radiocarbone permettent de dater ces dépôts du Tardiglaciaire et de l’Holocène.

21Les alluvions grossières de la base des séquences étudiées sont postérieures au maximum régressif du Pléniglaciaire supérieur, période à laquelle le niveau de la Méditerranée se situait autour de-120 m NGF. Par la suite, l’élévation du niveau marin va être rapide. Dès lors, les vases marines et les dépôts deltaïques de la partie médiane des remblaiements sont consécutifs de l’ennoiement par la mer des vallées fluviatiles qui se métamorphosent en rias à partir de 13500 cal. BP environ (Fig. 9A). Ces dépôts s’organisent alors en biseaux rétrogradants, conséquence de la rapide élévation du plan d’eau. La rétrogradation des biseaux sédimentaires se développe jusqu’au point d’ennoiement maximal des vallées qui est atteint vers 7800 cal. BP pour le Var et 7400 cal. BP pour la Brague. Dans le Var, la ligne de rivage se situe alors 6 km à l’intérieur des terres. A partir de cet instant, la vitesse de remontée du niveau marin fléchit, favorisant la progradation des dépôts vers l’aval et le développement corrélatif des plaines fluvio-deltaïques ; c’est la mise en place de la partie sommitale des remblaiements. Au début de la progradation, les dépôts grossiers restent piégés en fond de rias alors que les fines, transportées par les courants, se déposent dans le domaine marin (Fig. 9B). Leur mobilisation par la dérive littorale contribue à l’alimentation et à l’élaboration d’un littoral sableux, sans doute organisé en cordons, plages et édifices dunaires. Les dépôts de remblaiement poursuivent leur progradation et atteignent les embouchures actuelles des rivières de manière diachrone selon la puissance et les pentes des organismes considérés (Fig. 9C), les superficies et les caractéristiques lithostructurales des bassins versants et surtout l’ampleur des rias. La charge grossière du Paillon, rivière à caractère torrentiel, atteint son embouchure vers 6000 cal. BP environ, celle de la Brague, peu après 5500-5000 cal. BP et celle du Var vers 3200 cal. BP (Fig. 9). À partir de ce moment, les débris grossiers vont, à leur tour, être remaniés par la dérive littorale. Aux abords du site de Val Claret, le fort aplatissement des galets (4,7 ; calcul effectué selon la méthode d’A. Cailleux, 1948) témoigne de leur importante mobilité longitudinale, conséquence d’un linéaire de plage de 11 km entre le Var et la pointe Belaye et d’une exposition plus favorable à des vagues à incidence oblique (Anthony et al., 1998). Un lien de cause à effet peut être alors envisagé entre l’arrivée des alluvions grossières à l’embouchure de la Brague à partir de 5500-5000 cal. BP et la disparition des sables du complexe dunaire de Val Claret vers 4000 cal. BP. Dans ce schéma, la différence chronologique entre l’arrivée de la charge grossière et la disparition des sables correspondrait au temps nécessaire à la migration des galets de l’embouchure du cours d’eau à leur lieu de sédimentation sur le site de Val Claret. Les vitesses maximales de déplacement des galets, si l’on tient compte de la médiane des fourchettes chronologiques, seraient de l’ordre de 1,2 m/a. Après 3200 cal. BP, les alluvions du Var vont procurer de grandes quantités de débris grossiers à la dérive littorale et favoriser ainsi la formation et le maintien de plages de galets sur tous les rivages de la Baie des Anges.

Fig. 8. Caractéristiques sédimentaires des principales séquences de comblement des vallées postglaciaires du Var, du Paillon et de la Brague ; Baie des Anges (d’après Dubar et Anthony, 1995).

Fig. 9. Évolution des paysages littoraux de la Baie des Anges à la fin des grands épisodes transgressifs pléistocènes et holocènes. A : Point d’ennoiement maximal des vallées lors de la remontée marine postglaciaire (7800-7400 cal. BP). B : Développement des plaines alluviales fluvio-deltaïques et mobilisation des fines par la dérive littorale qui entretient alors un paysage de plages et de dunes de sables. C : Comblement définitif des rias et redistribution de la charge grossière le long de la bande littorale au dépend des plages et dunes de sables.

Conclusion

22Dans ce mode de fonctionnement où les grandes lignes de la morphogenèse littorale sont commandées par la succession des cycles glacio-eustatiques, ce sont les paramètres internes à la Baie des Anges, et notamment l’ampleur initiale des rias, qui contrôlent depuis 7800-7400 cal. BP les principaux changements de faciès observés dans les complexes morphosédimentaires de la frange littorale. En modulant la quantité d’apports détritiques, les paramètres climatiques et anthropiques vont influer sur les vitesses de remblaiement des rias. Pour autant, ils ne peuvent expliquer à eux seuls la similitude des grandes variations de faciès qui se sont produites à la fin des épisodes transgressifs de l’Holocène et du Pléistocène. En effet, le renouvellement, à plusieurs reprises, de fluctuations climatiques favorables au dépôt de séquences sédimentaires identiques est une éventualité trop incertaine pour être présentée comme un élément d’explication déterminant. En ce qui concerne l’influence des sociétés humaines sur la morphogenèse, elle est envisageable pour l’Holocène récent mais considérée comme nulle pour les périodes antérieures. Elle ne peut donc expliquer la similitude des faciès pléistocènes et holocènes.

23Les seuls paramètres communs aux différentes périodes de hauts niveaux pléistocènes et holocènes sont donc le contexte lithologique de l’arrière pays qui fournit une importante charge grossière aux organismes fluviaux, l’ampleur des rias et les courants de dérive littorale. Les fluctuations climatiques et, pour la période la plus récente, l’influence des sociétés humaines n’apparaissent que comme des paramètres secondaires qui influent sur les vitesses de progradation des dépôts de remblaiement mais qui n’influent pas sur la mutation des faciès littoraux des sables vers les galets. Ces paramètres peuvent, tout au plus, peser sur les dates de mutation des faciès en modifiant les vitesses de remblaiement des rias.

24À l’échelle de l’Holocène, le passage d’un littoral sableux à un littoral à galets s’opère donc de manière diachronique selon l’ampleur des différentes rias, même si le remblaiement terminal de la ria du Var constitue l’événement majeur à partir duquel les littoraux sont définitivement constitués de plages de galets.

25En résumé, deux étapes successives peuvent se distinguer et ceci, quelle que soit la période : 1) Confinement des alluvions grossières dans les rias et remaniement des sables par la dérive littorale qui entretient alors un littoral sableux. Localement, les vents vont remobiliser les sables fins et construire des édifices dunaires ; 2) Progradation des dépôts de remblaiement, édification des plaines fluvio-deltaïques, arrivées des débris grossiers au niveau du front de mer actuel et formation corrélative des plages de galets suite à leur remobilisation par la dérive littorale.

26Ce schéma d’évolution minimise l’influence des paramètres exogènes (climat, sociétés) sur les grandes mutations des faciès sédimentaires littoraux pour privilégier les paramètres lithologiques et géomorphologiques internes aux bassins versants et à la zone de transition littoral/continent. Ces résultats font écho aux travaux sur les taux de sédimentation holocènes qui ont démontré, à l’échelle des basses plaines alluviales et fluvio-deltaïques niçoises, que leur variation répondait, là encore, à des paramètres internes tels que la morphologie initiale des canyons, la géométrie sigmoïde des corps sédimentaires progradants (modification artificielle des taux de sédimentation selon la position de l’échantillonnage dans les biseaux de progradation) et le redressement des profils alluviaux plus qu’à des changements climatiques et aux premiers impacts anthropiques (Sivan et al., 2010a ; Sivan et Miramont, 2012). Ces différents travaux ne réfutent pas l’impact des communautés néolithiques sur la morphogenèse mais montrent que, dans les enregistrements sédimentaires, le signal anthropique, bien que présent, est souvent masqué par les paramètres internes nettement plus prégnants et déterminants. Dans l’écheveau de facteurs complexes et bien souvent interconnectés qui contrôlent le détritisme et, par voie de conséquence, la morphogenèse alluviale, il arrive parfois que le synchronisme de plusieurs d’entre eux présage de l’influence possible de communautés humaines. C’est le cas pour le Néolithique moyen où une élévation de forte amplitude des taux de sédimentation dans les plaines fluvio-deltaïques niçoises est synchrone des premiers indicateurs polliniques d’anthropisation, de sols alluviaux à fragments de céramiques non tournées et de charbons de bois (Sivan et Miramont, 2012). Rien ne permet toutefois de généraliser cette observation et d’affirmer que toutes les phases d’ouverture du milieux identifiées dans les diagrammes polliniques locaux (Lopez-Saez, 2000 ; Guillon et al., 2010 ; Sivan et al., 2010 a et b) aient été systématiquement suivi d’une crise érosive et d’une élévation corrélative des taux de sédimentation dans les basses plaines alluviales alors en construction.

27Ainsi, contrairement aux analyses polliniques qui peuvent clairement mettre en évidence une dégradation de la couverture végétale par les communautés humaines, les preuves d’un impact de l’Homme sur la morphogenèse sont toujours plus délicates à percevoir. Il est plus aisé d’imaginer les stratégies dont il a du faire preuve pour s’adapter aux grandes mutations du paysage que sont la formation des plaines fluvio-deltaïques et la disparition des plages de sables au profit d’épandages de galets. Les sols alluviaux enterrés associés aux fragments de céramiques non tournées présagent du comportement opportuniste des communautés humaines du Néolithique moyen qui n’ont pas tardé à fréquenter ces nouveaux espaces (Sivan et al., 2010 a et b). C. Cade (1995) constate que, sur le site néolithique de Giribaldi à Nice, l’expansion de l’agriculture et de l’élevage n’a pas ralenti la consommation de mollusques marins (Binder, 1991). Nous ajouterons que cette ressource alimentaire reste disponible bien après le changement de faciès sables/galets aux embouchures deltaïques et le long de la frange littorale car majoritairement inféodés aux côtes rocheuses. Si le comblement des rias, et par conséquent l’apparition de nouveaux terroirs, a pu faciliter l’expansion des pratiques agro-pastorales (Rares terrains plats en zone montagneuse, irrigation aisé, sol au potentiel agricole renouvelé par les alluvionnements) le changement de faciès sables/galets aux embouchures deltaïques et le long de la frange littorale ne semble avoir eu, quant-à-lui, qu’une influence modérée sur la consommation de la malacofaune marine.

28De nouvelles études sur l’évolution des assemblages malacologiques et/ou ichtyologiques retrouvés en contexte archéologique permettraient toutefois de largement préciser le thème de l’influence des changements paysagers sur les modes de consommation. Ceci est d’autant plus d’actualité que les diagnostics en cours sur l’agglomération niçoise (Quai des Douanes, Tramway) soulignent toute la diversité des écosystèmes qui se sont succédés dans le temps (golfes et anses peu profonds ouverts sur la mer, lagunes d’eau douce, saumâtres ou salées, marécages, zones deltaïques…). Dans ce contexte particulièrement changeant, l’Homme n’a pas d’autre choix que de s’adapter à ces transformations. Reste maintenant à en trouver les traces archéologiques.

Bibliographie

Références

Anthony E.J., Dubar M. et Cohen O., « Les cordons de galets de la Baie des Anges : histoire environnementale et stratigraphique ; évolution morphodynamique récente en réponse à des aménagements », Géomorphologie : relief, processus, environnement, no 2, 1998, p. 167-188.

Anthony E.J., « Preliminary investigations of gravel barrier development in the Baie des Anges, French Riviera », in Sterr H. et al., Proceedings of the International Coastal Congress ICC-Kiel ‘92, Hamburg, Peter Lang, 1993, p. 48-57.

Barra C., Maurin M. et Sivan O., Val Claret Section AV116p, 119 et 135 à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2005.

Binder D., « Néolithique moyen et supérieur dans l’aire liguro-provençale : le cas de Giribaldi (Nice, Alpes-Maritimes, France) », in Guilaine J. et Gutherz X., Autour de Jean Arnal, Montpellier, Laboratoire de paléobotanique Université des sciences et techniques du Languedoc, 1991, p. 147-161.

Bouiron M., Sivan O. et Vecchione M., Autoroute Urbaine Sud à Nice (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2011.

Cade C., « Les coquillages marins dans les gisements préhistoriques du midi méditerranéen français », in Camps G., L’Homme Préhistorique et la mer, Paris, éd. du CTHS, 1998, p. 339-349.

Cailleux A., « Lithologie des dépôts émergés actuels de l’embouchure du Var au cap d’Antibes », Bulletin de l’Institut Océanographique de Monaco, no 940, 10 novembre 1948.

Dubar M., Michaux J. et Pichard S., « Contribution à l’étude des dépôts littoraux pléistocènes entre Antibes et Nice (Alpes-Maritimes, France). Nouvelles données biostratigraphiques dans la région de Cagnes-sur-Mer », Bulletin du Musée d’Anthropologie Préhistorique de Monaco, no 25, 1981, p. 19-31.

Dubar M., « Données nouvelles sur la transgression holocène dans la région de Nice (France) », Bulletin de la Société Géologique de France, t. III, no 1, 1987, p. 195-198.

Dubar M., « Les industries paléolithiques de la région de Nice et leur rapport avec la chronologie des terrasses quaternaires », L’Anthropologie, 92, no 2, 1988, p. 715-722.

Dubar M. et Anthony E.-J., « Holocene Environmental Change and River-Mouth Sedimentation in the Baie des Anges, French Riviera », Quaternary Research, 43, 1995, p. 329-343.

Dubar M., Guglielmi Y., « Morphogénèse et mouvements verticaux quaternaires en bordure de l’arc de Nice », in Pierre Carrega, Géomophologie, risques naturels et aménagement : mélanges Maurice Julian, Revue d’Analyse Spatiale Quantitative et Appliquée, 38 & 39, 1996, p. 21-27.

Dubar M., Innocent C., Sivan O., « Radiometric dating (U/Th) of the lower terrace (Tyrrhenian, MIS 5.5) west of nice (French Riviera). Morphological and neotectonic quantitative implications », Géoscience 340, 2008, p. 723-731.

Guillon S., Berger J.-F., Richard H., Bouby L., Binder D., « Analyse pollinique du bassin versant de la Cagne (Alpes-Maritimes, France) : dynamique de la végétation littorale au Néolithique », in Delhon C., Théry-Parisot I. et Thiébault S., Des hommes et des plantes : exploitation du milieu et gestion des ressources végétales de la préhistoire à nos jours, Antibes, APDCA, 2010.

Lopez-Saez J.A., Dubar M., Farbos S., Pichard S., « Milieux naturels et anthropisés d’une basse vallée des Alpes-Maritimes (France) à l’Holocène moyen : Étude palynologique », in Moreno-Grau S., Elvira Rendueles B., Moreno Angosto J.M., XIII Simposio de la asociacion de palinologos de lengua Espanola (A.P.L.E), Cartagena, Universidad Politecnica de Cartagena, 2001, p. 291-304.

Parent F., Dubar M., Sivan O., 58 Av. de Nice, Boulevard du Val Claret à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2005.

Reimer, P.J., Baillie M.G.L., Bard, E., Bayliss, A., Beck, J.W., Blackwell, PG., Bronk Ramsey, C., Buck, C.E., Burr, G., Edwards R.L., Friedrich, M., Grootes P. M., Guilderson, T.P., Hajdas I., Heaton T.J., Hogg, A.G., Hughen, K.A., Kaiser, K.F., Kromer, B., McCormac, F.G., Manning, S., Reimer, R.W., Richards D.A., Southon, J.R., Talamo, S., Turney, C.S.M., van der Plicht, J. et Weyhenmeyer, C.E., « IntCal09 and Marine09 Radiocarbon Age Calibration curves, 0 – 50,000 YEARS CAL BP », Radiocarbon, vol. 51, no 4, 2009, p. 1111–1150.

Sage, L., La sédimentation à l’embouchure d’un fleuve côtier méditerranéen : Le Var, Nice, Université de Nice, 1976.

Scherrer N., Maurin M., Sivan O., Val Claret Section AV parcelle 0002 à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2005.

Sivan O. et Miramont C., « L’évolution des paysages face aux changements climatiques depuis la dernière glaciation dans les Alpes du Sud (Moyenne Durance, Alpes-Maritimes). Quels impacts sur les sociétés ? » in Berger J.-F., Des climats et des hommes, Paris, la Découverte, 2012.

Sivan O., Dubar M., Court-Picon M., « Les variations postglaciaires des taux de sédimentation dans les basses plaines alluviales niçoises (Alpes-Maritimes). Modalités et paramètres de l’évolution », Quaternaire, 21, (1), 2010a, p. 61-69.

Sivan O., Guillon S., Gueriel F., « Une histoire des paysages littoraux de la Baie des Anges depuis la fin de la dernière glaciation », Archéopages, no  30, 2010b, p. 6-13.

Sivan O., Dubar M., Barra C., Parent F., Scherrer N., « Organisation géométrique et modalités d’occupation des terrasses marines quaternaires au nord d’Antibes », Archéam, no 13, 2006, p. 18-25.

Sivan O., Bouiron M., Suméra F., Vecchione M., Barra C., Boutterin C., Court-Picon M., Daveau I., Dubar M., Khatib S., Monteil K., Parent F., Scherrer N., « Salvage Archeology and Geoarcheology : The example of the coastal margin between Antibes and Nice (France) », in Wilson L., Dickinson P. et Jeandron J., Reconstructing Human-Landscape Interactions, Newcastle, Cambridge Scholars Publishing, 2007, p. 177-201.

Thernot R., Le Logis de Bonneau à Villeneuve-Loubet (Alpes-Maritimes), Rapport de fouille. Nîmes, Inrap Méditerranée, 2008.

Thernot R., Montaru D., Denis R., Richarte C., Sivan O., 64 avenue de Nice à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2009.

Thernot R., Weydert N., Sivan O., Coutelas A., Dubar M., Duval L., Goslar T., Hasler A., Maurin M., Sargiano J.-P., Thinon M., Verdin P., Val Claret 2005, Fouille des parcelles AV 116/119/135. Evolution en anthropisation du littoral durant la Préhistoire ; L’aqueduc romain de la Font Vieille et sa réhabilitation au xviiie siècle, Nîmes, Inrap Méditerranée, 2006.

Thernot R., 2 à 6 avenue Dugommier Angle Tourré à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2005.

Thernot R., Sivan O., 7/9 Avenue Pasteur à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, 2006.

Thernot R., Montaru D., Sivan O., 64 avenue de Nice à Antibes (Alpes-Maritimes), Nîmes, Inrap Méditerranée, sous presse.

Table des illustrations

Légende Fig. 1. La Baie des Anges, Côte-d’Azur, France. Géologie simplifiée et fenêtre d’approche des houles. 1 : faille normale ; 2 : chevauchement ; 3 : terrasse marine située à 8-10 m NGF (stade isotopique 5.5) ; 4 : terrasse marine située à 15 m NGF (stade isotopique 9 ou 11) ; 5 : terrasse marine située à 30 m NGF (Pléistocène moyen) ; 6 : terrasses marines situées à plus de 30 m NGF (Pléistocène moyen) ; 7 : gneiss ; 8 : calcaires mésozoïques sub-alpins ; 9 : calcaires mésozoïques provençaux ; 10 : flyschs oligocènes ; 11 : molasses miocènes ; 12 : marnes et conglomérats pliocènes ; 13 : remblaiements holocènes.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 324k
Légende Fig. 2. Calage chronologique des séquences sédimentaires holocènes, les datations 14C.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 391k
Légende Fig. 3. Le complexe morphosédimentaire de référence sur le site de Val Claret à Antibes. Identification du binôme sables/galets pour les dépôts pléistocènes ou holocènes.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 228k
Légende Fig. 4. Organisation sédimentaire interne de la dune de Val Claret à Antibes.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 155k
Légende Fig. 5. La transition de faciès sables/galets dans la terrasse marine pléistocène moyen « 15 m NGF » du quartier de Val Claret à Antibes.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 229k
Légende Fig. 6. La transition de faciès sables/galets dans la terrasse marine tyrrhénienne « 8-15 m NGF » des vallons Eucalyptus-Barla à Nice.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 116k
Légende Fig. 7. La transition de faciès sables/galets dans la terrasse marine pléistocène moyen « 20-28 m NGF » du quartier Grinda à Nice.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 176k
Légende Fig. 8. Caractéristiques sédimentaires des principales séquences de comblement des vallées postglaciaires du Var, du Paillon et de la Brague ; Baie des Anges (d’après Dubar et Anthony, 1995).
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 318k
Légende Fig. 9. Évolution des paysages littoraux de la Baie des Anges à la fin des grands épisodes transgressifs pléistocènes et holocènes. A : Point d’ennoiement maximal des vallées lors de la remontée marine postglaciaire (7800-7400 cal. BP). B : Développement des plaines alluviales fluvio-deltaïques et mobilisation des fines par la dérive littorale qui entretient alors un paysage de plages et de dunes de sables. C : Comblement définitif des rias et redistribution de la charge grossière le long de la bande littorale au dépend des plages et dunes de sables.
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/22212/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 353k

Auteurs

Ingénieur chargé de recherche, Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP Méditerranée), Unité Mixte de Recherche (UMR 7264) CNRS/universités Nice et Sophia Antipolis (Cultures et Environnements. Préhistoire, Antiquité, Moyen Âge – CEPAM), Nice, France (Olivier.sivan@inrap.fr).

Responsable de secteur, Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP Méditerranée), Marseille, France (nicolas.weydert@inrap.fr).

Responsable d’opération, Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP Méditerranée), Éguilles, France (catherine.barra@inrap.fr).

Conservateur du Patrimoine, Directeur du Service Archéologie de la Ville de Nice, Unité Mixte de Recherche (UMR 7264) CNRS/universités Nice et Sophia Antipolis (Cultures et Environnements. Préhistoire, Antiquité, Moyen Âge – CEPAM), Nice, France (marc.bouiron@ville-nice.fr).

Attaché de Conservation du Patrimoine, Service Archéologie de la Ville de Nice, Unité Mixte de Recherche (UMR 7264) CNRS/universités Nice et Sophia Antipolis (Cultures et Environnements. Préhistoire, Antiquité, Moyen Âge – CEPAM), Nice, France (romuald.mercurin@ville-nice.fr)..

Chargée d’opération et de recherche, Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP Méditerranée), Unité Mixte de Recherche (UMR 7298) CNRS/Aix-Marseille Université (Laboratoire d’Archéologie Médiévale et Moderne en Méditerranée – LA3M), Aix-en-Provence, France (florence.parent@inrap.fr).

Conservateur du patrimoine chargé des Alpes Maritimes, Service Régional de l’Archéologie, Direction Régionale des Affaires Culturelles (Provence-Alpes-Côte d’Azur), Unité Mixte de Recherche (UMR 7299) CNRS/Aix-Marseille Université/Ministère de la Culture et de la Communication (Centre Camille Jullian – CCJ), Aix-en-Provence, France (franck.sumera@culture.gouv.fr).

© CNRS Éditions, 2015

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540

Lire

Freemium

open access

Offert par L’éditeur de ce site