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Enregistrement sédimentaire de deux épisodes de forte torrentialité dans le Diois (Drôme) durant l’Antiquité tardive et l’époque moderne

Sedimentary record of two episodes of strong torrentiality in the Diois (Drôme) during Late Antiquity and the modern era
Clément Flaux, Thibaud Canillos et Christophe Vaschalde

Résumés

La fouille du site archéologique gallo-romain de Pibous et Cougnes a livré une séquence pédo-sédimentaire superficielle très contrastée. La séquence décrit, à partir de l’Antiquité, une déstabilisation des sols des versants d’abord modeste qui alimente une nappe colluviale, ensuite radicale qui alimente l’incision et le comblement de deux paléochenaux torrentiels. Le paléo-chenal 2 se met en place durant la période moderne dans le contexte de versants Diois complètement dénudés par l’activité anthropique, possiblement couplé à l’hydrologie accrue du Petit Âge Glaciaire. Par analogie, le paléo-chenal 1 se serait formé dans un contexte similaire, au moins dès le 6ème s. ap. J.-C. Le site de Pibous et Cougnes fournit une archive sédimentaire de l’histoire du détritisme en Pays Diois, interroge la pertinence du concept de « crise climato-anthropique » et alimente la mémoire du risque torrentiel très élevé dans ce secteur.

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Texte intégral

Torrentialité alpine et modèle « climato-anthropique »

1L’ancienne notice géologique de la feuille de Die, établie au début du 20e siècle, évoque un « paysage désolé », reflet du déboisement total des versants complètement mis à nu, du ravinement et d’une énorme accumulation d’éboulis (Kilian et al., 1901 ; fig. 1). D’aucuns se souviennent de leur enfance dioise d’un paysage minéral, aujourd’hui sous couvert forestier en grande partie d’origine artificielle et monospécifique (Liébault 2003). M. Hotyat (1999, p. 591) a résumé le mécanisme principal du changement spectaculaire du paysage des Alpes du sud : « Dès le XIXe siècle les hommes ont agi dans l’urgence pour lutter contre la torrentialité et les phénomènes d’érosion en moyennes montagnes en plantant des résineux, seules essences capables de croître hâtivement dans des conditions écologiques difficiles et de stabiliser rapidement des versants ». Dans les montagnes méditerranéennes françaises, les chroniques locales de la période moderne égrènent en effet la litanie des débordements torrentiels et leurs cortèges de méfaits et désignent le déboisement comme responsable (Chondroyannis et Vigneron 1990 ; Bravard et Peiry 1993). En 1841, si Surrel (cité dans Blanchard 1944) admet que la torrentialité naît de « l’alliance d’un certain genre de climat avec une certaine constitution géologique » (orages violents d’un côté, marnes tendres et fortes pentes de l’autre, respectivement), il défend également l’idée que la torrentialité catastrophique dont il est contemporain est liée au déboisement récent et intensif des Alpes, autrefois totalement forestier. Les travaux de Lenoble (1923), soutenu par Blanchard (1944) relativisent ensuite l’impact anthropique : la couverture forestière des Alpes du Sud est discontinue, certains secteurs n’ont jamais porté de forêt, et taillis et maquis sont des faciès naturels de ce territoire. Le déboisement serait en partie une légende et la torrentialité est bien plus ancienne que l’époque moderne.

2La découverte du Petit Âge Glaciaire (PAG) et son synchronisme général avec la hausse de la torrentialité alpine durant la période moderne ont fait glisser le débat, opposant désormais les conservateurs de l'hypothèse déboisement aux tenants de la prépondérance du facteur climatique. Cette dialectique hommes/climat s’est également étendue, au-delà de la seule torrentialité alpine, à l’histoire holocène de l’environnement, avec des oscillations des opinions (Provansal et Leveau, 2006). Ce débat aura notamment abouti à une solution de compromis impliquant la mise en résonance des deux facteurs : c’est le modèle climato-anthropique, expression qu’employait déjà M. Jorda (1980, p. 295). L’abaissement du seuil de résistance du sol (par le déboisement), couplé à la recrudescence d’épisodes orageux (par la variable climatique) induit le dépassement d’un seuil morphogénétique qui permet le déclenchement d’une crise détritique (Jorda et Provansal 1996). La crise hydro-sédimentaire du PAG résulterait ainsi d’un forçage anthropo-climatique très prononcé et macro-régional, du Massif Central jusqu’en Grèce continentale (Allée et Lespez, 2006).

Figure 1 : Comparaison de la couverture végétale entre la fin du 19e siècle et la configuration actuelle.

Figure 1 : Comparaison de la couverture végétale entre la fin du 19e siècle et la configuration actuelle.

A- Photographie panoramique des montagnes de Die vue vers le nord-ouest, complètement dénudées, datée entre 1880 et 1890 (archives départementales de la Drôme, cote 130 Fi 12). B- Vue actuelle vers le nord

Cliché Globdrone, 2021, photographie par drone

3La solution climato-anthropique consensuelle, que J.-P. Bravard (1989) qualifiait de « prudente », n’aura pas interrompu le débat. Si J.-P. Bravard (2001) associe ainsi la diminution de la torrentialité des rivières alpines à la fin du PAG, à la reforestation et à l’exode rural, il rappelle également qu’un torrent naît avant tout d’un évènement météorologique. Des données historiques, dendrochronologiques et lichénométriques montrent que l’incision des rivières alpines et cévenoles est antérieure aux travaux de reboisement de la Restauration des Terrains de Montagnes (RTM), identifiant la réduction climatique des précipitations comme forçage initial (Astrade et al., 2011 ; Thevenet et al., 2003). Boussarbar (1987) avait observé dans les Pyrénées centrales que la torrentialité du Laou d’Esbas s’accommode de la présence de la forêt et, pour S. Ballandras (2002), le défrichement anthropique des Alpes n’occasionne que des processus de colluvionnement et la crise sédimentaire du PAG est morphoclimatique. Des travaux récents sur des séries dendrochronologiques d’arbres vivants et fossiles établis sur des cônes détritiques actifs alpins en Suisse et en Autriche ont établi des phases de forte activité torrentielle corrélées à des hausses de la fréquence des fortes précipitations (Stoffel et al., 2007 ; Bollschweiler et al., 2010 ; Procter et al., 2011 ; Dietrich 2017).

4À côté de cette primauté de la variable climatique, celle du facteur anthropique est demeurée également prégnante. Par exemple, le déboisement récent dans les Alpes en lien avec le développement des stations de sports d’hiver serait à l’origine d’une recrudescence de la torrentialité dans ces secteurs (Thénard, 2009 ; Neboit, 2010). A l’échelle de l’Holocène, Rapuc et al. (2021) mettent en évidence dans le bassin versant du lac Iseo dans les Alpes italiennes une corrélation entre pression anthropique et taux d’érosion dans le bassin versant. Par contraste, Descroix (1994) ou Ferdière et Poupet (2005) défendent l’idée que c’est l’abandon des aménagements de montagnes, plutôt que la déforestation qu’ils ont nécessitée, qui est le point de départ de l’érosion : faute d’entretien, les canaux se comblent et débordent et les terrasses s’effondrent. Ici, la déprise d’un territoire donné serait le facteur forçant de la torrentialité, tandis qu’on peut trouver des exemples de très forte emprise qui la jugulent : les travaux d’aménagements de l’écoulement torrentiel réalisés durant la période contemporaine (reboisement, radiers, seuils, épis, digues etc. ; e.g. Neboit, 2010), en addition aux extractions conséquentes de granulats des lits mineurs (Bravard, 1994), pourraient expliquer la fin du tressage des rivières alpines entre le 19e et le 20e s. (Bravard et Peiry, 1993), sans recours à un forçage climatique.

5La focalisation sur un concept (trop ?) général climato-anthropique néglige qui plus est les autres facteurs de la torrentialité, notamment le poids de l’héritage géomorphologique local. A titre d’exemple, des travaux ont souligné la forte dépendance entre torrentialité et disponibilité des matériaux meubles héritée des dépôts de la dernière glaciation (Jorda, 1980 ; Astrade et al., 1998 ; Hornung et al., 2010). Notons enfin que les crises hydro-sédimentaires se déclenchent localement avec des décalages liés aux temps de réponses de chaque dynamique géomorphologique et aux seuils de sensibilité de chaque milieu considéré (Bravard, 1989 ; Provansal et Leveau, 2006 ; Jacob-Rousseau et Astrad, 2014 ; Delile et al., 2016 ; Brisset et al., 2017).

6Le concept de crise climato-anthropique ne rend finalement pas compte de la diversité des situations. R. Neboit (2010) en avait conclu que la torrentialité peut prendre diverses formes, leur point commun étant d’être inhérentes au milieu montagnard. Le rythme de la morphogenèse méditerranéenne serait saccadé et hétérogène, traduisant l’inégale vulnérabilité des bassins versants (lithologie, pente, modalités de l’exploitation du terroir, conjoncture climatique voire météorologique). Chaque situation présentera ses spécificités, si bien que l’établissement d’un modèle général paraît vain : on retourne à la « diversité des situations, des méthodes et des opinions » qu’observaient déjà Dufaure et al. (1984). Ainsi, à défaut de chercher à modéliser le caractère imprévisible de la torrentialité dans un secteur donné, ne faut-il pas plutôt exploiter les archives paléo-environnementales pour en qualifier le potentiel (Thénard, 2009) ?

7La fouille archéologique préventive d’une occupation rurale antique sur le site de Pibous et Cougnes à Die (Alpes du Sud) a ouvert une fenêtre sur le piémont de puissants reliefs à soubassement marneux propice à l’expression de la torrentialité (fig. 2). Outre les vestiges de deux habitats ruraux gallo-romains occupés entre le 1er et 3ème s. de notre ère, la couverture superficielle du site a effectivement livré un paléo-chenal torrentiel de 15x2,5 m de section, actif durant l’époque Moderne, qui recoupe non seulement une partie des vestiges mais également le comblement d’un plus ancien paléo-chenal de 20x3 m actif durant l’Antiquité tardive (fig. 3). Ces archives sédimentaires interrogent la signification de ces deux signatures torrentielles similaires à des périodes différentes, documentent partiellement l’évolution mal connue des paysages historiques du Diois et alimentent la mémoire locale du risque torrentiel.

Figure 2 : A- Bassin versant de la Drôme et localisation de la région dioise ; B- Croquis des principales unités hydro-géomorphologiques ; C- Profil topographique et coupe géologique nord-sud (localisation en B-) depuis le Mont Chabraret jusqu’à la plaine alluviale de la Drôme ; D- Photographie de la partie nord du site et du paysage amont.

Figure 2 : A- Bassin versant de la Drôme et localisation de la région dioise ; B- Croquis des principales unités hydro-géomorphologiques ; C- Profil topographique et coupe géologique nord-sud (localisation en B-) depuis le Mont Chabraret jusqu’à la plaine alluviale de la Drôme ; D- Photographie de la partie nord du site et du paysage amont.

Les formations dures (calcaires) composent les sommets et escarpements du paysage (barres Tithonique J9 et rauracienne J6). Les formations marneuses les plus tendres (ici également dénommées « terres noires ») ont été aplani et ont permis l’extension de la plaine alluviale de la Drôme dans ce secteur. Les formations marno-calcaires (J5) forment le piémont intermédiaire et présente localement des cicatrices de ravinement puissant.

Données www.geoportail.gouv.fr ; Flandrin, 1974

Figure 3 : Composition photogrammétrique (photos aériennes prises par drone) du site après décapage jusqu’au niveau d’apparition des vestiges antiques

Figure 3 : Composition photogrammétrique (photos aériennes prises par drone) du site après décapage jusqu’au niveau d’apparition des vestiges antiques

Localisation des relevés stratigraphiques. L’image montre clairement le recoupement du paléo-sol brun rouge sombre par un premier paléo-chenal rectiligne et parallèle à la direction des bâtiments gallo-romains, puis par un second sinueux qui recoupe le premier et empiète une partie significative du bâtiment gallo-romain n° 2.

Cliché et montage Globdrone, orthorectifiée et géoréférencée selon le système de coordonnées RGF93 / Lambert93, EPSG : 2154

Chrono-stratigraphie de la séquence holocène de Pibous et Cougnes

Présentation du site

8L’emprise archéologique qui comprend une partie de l’extension de la ZAE Cocause au lieu-dit Pibous et Cougnes se trouve à l’entrée ouest de Die, en rive droite de la Drôme, laquelle vallée sépare les massifs préalpins du Vercors et du Diois, respectivement situés au nord et au sud de la rivière (fig. 2). Dans le secteur d’étude, en rive droite de la Drôme, le versant culmine à 784 m au mont Chabraret et vers 860 m à la montagne de Baise (fig. 2D). De ces points culminants situés au sommet d’une cuesta calcaire tithonique (j9) vers la Drôme, ce versant présente une pente moyenne élevée (autour de 40 %), dont le soubassement est composé de marnes schisteuses callovo-oxfordiennes (j4 et j5, fig. 2C ; Flandrin et al., 1974). La base du versant est recouverte par la moyenne terrasse alluviale Fy (+ 20 m ; fig. 2B) qui serait datée du Würm récent (Colombo et al., 2000) et qui compose le substrat de la séquence pédo-sédimentaire holocène du site. Emboitée dans la terrasse Fy se trouve la basse terrasse Holocène Fz1a, laquelle est perchée de 5 à 10 m au-dessus du lit majeur actuel de la Drôme, en forte incision durant le 20ème siècle (Landon et al., 1998). L’emprise est cernée vers le nord-ouest et vers le sud-est par deux petits affluents de la Drôme qui drainent le versant marno-calcaire jurassique, respectivement la Comane et la Cocause. Un fossé moderne longe l’emprise du site sur sa bordure nord-occidentale. D’après la carte topographique de l’état-major établie entre 1820 et 1866 (https://www.geoportail.gouv.fr/​), ce fossé pourrait reprendre le tracé d’un des deux ruisseaux anonymes qui encadraient l’emprise du site durant la première moitié du 19e s., prenant apparemment source au pied de la colline du Pibous (fig. 2D).

9La stratigraphie du site, sur une emprise d’environ 7000 m2, a été relevée sur les bermes issues du décapage du site (1 à 2 m d’épaisseur), complétée par quatre sondages profonds dévoilant entre 2 à 3 m d’épaisseur supplémentaire. Vingt relevés stratigraphiques ont été opérés, dont le détail est développé dans le rapport de fouille de l’opération (Canillos et al., 2022), ici restitués sous la forme d’un transect stratigraphique synthétique ouest – est (fig. 4) et des sections de deux paléo-chenaux (fig. 5 et 6). La couverture superficielle meuble du site de Pibous et Cougnes s’appuie sur une terrasse alluviale composite, constituée de bancs de graviers et galets roulés et de couches limono-argileuse à limono-sableuse plus ou moins litées. Les interfaces franches et l’imbrication des conglomérats et des nappes évoquent typiquement la géométrie du tressage fluviatile. Cette nappe alluviale de la Drôme, dont la terrasse fossile flanque les versants montagneux en rive droite de la Drôme actuelle, se serait mise en place au cours du Pléistocène supérieur (Flandrin et al., 1974 ; Colombo et al., 2000). Trois phases pédo-sédimentaires principales se développent sur ce matelas alluvial pléistocène (fig. 3 et 4). Celui-ci est coiffé d’un sol brun-rouge (phase 1) qui compose le substrat de l’occupation gallo-romaine, puis le paléosol est enfoui sous une nappe colluviale (phase 2), laquelle séquence sera ensuite tronquée par deux paléo-chenaux puissants (phase 3). L’image aérienne de la surface décapée du site (fig. 3) dessine très clairement le tracé rectiligne du paléo-chenal 1, recoupé par le paléo-chenal 2 sinueux. Cette colonne stratigraphique générale témoigne d’une histoire pédo-sédimentaire contrastée dont la chronologie repose sur les relations stratigraphiques, les structures archéologiques en place et les artéfacts en position secondaire, ainsi que sur 2 datations radiocarbones (tab. 1).

Figure 4 : Transect stratigraphique O-E au nord du site qui montre les principales phases de la séquence sédimentaire de Pibous et Cougnes développé sur le toit de la terrasse alluviale Fy du Pléistocène récent.

Figure 4 : Transect stratigraphique O-E au nord du site qui montre les principales phases de la séquence sédimentaire de Pibous et Cougnes développé sur le toit de la terrasse alluviale Fy du Pléistocène récent.

Phase 1 : paléo-sol brun rouge

10Le toit de l’ensemble composite du substrat alluvial est coiffé par une unité stratigraphique d’environ 20 cm d’épaisseur, comprenant des limons argileux brun-rougeâtre, relativement compacts et très structurés en agrégats polyédriques pluri-centimétrique. Quelques fragments de malacofaune sont également présents. Des figures de re-précipitation de matériel carbonaté selon des morphologies micro-racinaires (pseudo-mycélium) sont localement abondantes. La texture argileuse, la structure polyédrique et la teinte rougeâtre homogène liée à la concentration d’oxydes de fer évoquent un horizon B d’accumulation au sein d’un paléo-luvisol développé au toit de la terrasse fluviale fossile. Cet horizon suit logiquement la pente principale de cette terrasse en direction du sud-ouest.

11Le toit de ce paléosol a livré, de façon dispersée et sans organisation particulière apparente, notamment dans le secteur nord-est de l’emprise, les vestiges d’une petite production lithique (éclats de silex) attribuée à une phase récente du Néolithique moyen chasséen (Canillos et al., 2022). A l’extérieur et au sud-ouest de l’emprise de fouille, le diagnostic archéologique avait révélé une fosse-silo du Néolithique moyen (structure F26-1 ; Isnard et al., 2017). L’accumulation, sur le toit du paléosol préservé de Pibous et Cougnes, d’un horizon caillouteux notamment caractérisé par d’abondants petits nodules de silex non anthropiques très patinés en position secondaire et d’un assemblage lithique en silex dispersé, pourrait correspondre à une forme d’accumulation différentielle de matériaux grossiers et siliceux par érosion de la fraction fine.

12Cet horizon composera ensuite le sol de l’occupation antique, que toutes les structures archéologiques recoupent ou recouvrent. Les principaux vestiges comprennent deux bâtiments ruraux gallo-romains alignés et de conception sensiblement identique, créés au 1er s. de notre ère, puis agrandis lors de différentes phases et abandonnés dans le courant du 3e s., le bâtiment sud étant sporadiquement réoccupé vers le 5e s. Le mobilier céramique usuel, l’instrumentum ainsi que les restes carpologiques carbonisés, appartiennent majoritairement à la sphère domestique. Il s’agit de deux habitations rurales proches dont la similarité morphologique, la contemporanéité et l’alignement suggèrent éventuellement que les deux bâtiments sont des communs d’une villa à pavillons multiples alignés (Canillos et al., 2022).

Phase 2 : nappe limoneuse colluviale

13Le paléosol et les vestiges antiques sont enfouis sous une nappe de 0,8 à 1,9 m d’épaisseur relativement homogène, très majoritairement limoneuse, de couleur brun clair avec une légère composante sableuse et présentant des inclusions dispersées de graviers sub-anguleux et émoussés, de nature calcaire dominante. Quelques fragments de terres cuites architecturales (TCA) sont accessoirement présents. Ce faciès peut présenter un aspect massif et homogène sur toute son épaisseur ou être scandé par des intercalations de lentilles enrichies en graviers et petits galets non jointifs au sein de la matrice limoneuse. À l’échelle du site, cette nappe limoneuse massive sans différenciation pédologique, peu organique, à inclusions dispersées ou lenticulaires de graviers et de petits galets sub-anguleux, évoque un détritisme de type colluvial dont la couverture de 1 à 2 m d’épaisseur a fossilisé les niveaux d’abandons des habitats gallo-romains, ainsi que les rares vestiges de l’Antiquité tardive.

Figure 5 : A- Relevés stratigraphiques Geo15, Geo17 et Geo18 : section S-E/N-O du paléo-chenal n° 1. B- Vue oblique depuis le nord du paléo-chenal n° 1 ; C- Encoche d’érosion dans le substrat alluvial limoneux Fy à la base du paléo-chenal n° 1, rive droite. D- Blocs décimétriques extraits du colmatage du paléo-chenal n°1, lors du creusement du sondage. Ces blocs sont de même nature et gabarit que ceux employés dans la construction des bâtiments gallo-romains dont ils sont vraisemblablement issus.

Figure 5 : A- Relevés stratigraphiques Geo15, Geo17 et Geo18 : section S-E/N-O du paléo-chenal n° 1. B- Vue oblique depuis le nord du paléo-chenal n° 1 ; C- Encoche d’érosion dans le substrat alluvial limoneux Fy à la base du paléo-chenal n° 1, rive droite. D- Blocs décimétriques extraits du colmatage du paléo-chenal n°1, lors du creusement du sondage. Ces blocs sont de même nature et gabarit que ceux employés dans la construction des bâtiments gallo-romains dont ils sont vraisemblablement issus.

Figure 6 : A- Relevés stratigraphiques Geo10 et Geo14 : section du paléo-chenal n° 2 ; B- Photographie orthorectifiée du paléo-chenal n° 2 en section. C- Blocs décimétriques extraits du colmatage du paléo-chenal n° 1, lors du creusement du sondage.

Figure 6 : A- Relevés stratigraphiques Geo10 et Geo14 : section du paléo-chenal n° 2 ; B- Photographie orthorectifiée du paléo-chenal n° 2 en section. C- Blocs décimétriques extraits du colmatage du paléo-chenal n° 1, lors du creusement du sondage.

Clichés et montage B. Durand

Phase 3 : Deux paléo-chenaux torrentiels

Morphologie

14Dans la fenêtre d’ouverture de l’emprise, la trace en plan du paléo-chenal 1 sur la surface de décapage est parfaitement rectiligne et surtout parallèle à l’axe d’allongement des deux bâtiments gallo-romains (fig. 3). En ce sens, le tracé du paléo-chenal 1 serait-il un héritage de la topographie antique, par exemple un chemin creux ou un fossé qui aurait guidé son incision linéaire ? Au contraire, le paléo-chenal 2 suit, en plan sur l’emprise, un parcours sinueux : provenant de la bordure sud-est et dirigé vers le nord-ouest, son tracé bifurque rapidement vers le sud-ouest venant flanquer le comblement du paléo-chenal 1, tronque alors le secteur nord du bâtiment gallo-romain n° 2 et, s’il en emporte une partie, il semble que l’implantation joue un rôle de verrou qui dévie à nouveau le tracé en direction du nord-ouest, recoupant alors perpendiculairement le comblement du paléo-chenal 1 (fig. 3).

15Les relevés Geo14 à Geo17 ont permis de lever la section SE-NO du paléo-chenal 1 dans sa partie sud (fig. 5). Le chenal s’ouvre environ 50 cm sous la surface actuelle, souligné par un alignement caillouteux dont le dépôt oblique recoupe la couverture colluviale du site, correspondant à la bordure S-E (rive gauche) du paléo-chenal n° 1. Sa section transversale est globalement symétrique et correspond à une cuvette de plus de 20 m de largeur sur 1 à 2 m de hauteur, surcreusé en son axe central jusqu’à 3 m de profondeur sur une largeur de 6 m (fig. 5). En rive droite, ce surcreusement sub-vertical est lui-même affouillé sous la forme d’une encoche d’érosion (fig. 5C). Au pied de cette rive droite, le fond du paléo-chenal est également marqué par des ravines linéaires de largeur décimétrique. La section du paléo-chenal 1 incise la nappe limoneuse colluviale, le paléosol brun-rouge et le substrat alluvial pléistocène ici composé de limons argileux à sableux lités.

16Les relevés Geo_10 et Geo_14 offrent une section SO-NE du paléo-chenal 2 (fig. 6). Celui-ci s’ouvre sous l’horizon superficiel de terre végétale et culturale, vers 30 cm de profondeur, souligné sur son flanc NE par un dépôt oblique grossier qui tronque les limons colluviaux, le paléosol brun-rouge puis le toit caillouteux de la terrasse alluviale Fy. Le paléo-chenal 2 présente globalement un profil évasé relativement symétrique par rapport à son axe principal, avec des berges d’environ 14° de pente moyenne, une profondeur maximale d’environ 2 m et une largeur minimum à son niveau d’ouverture de 13 m. Le fond présente un profil ondulant avec deux légers surcreusements et, comme dans le cas du paléo-chenal 1, une étroite ravine rectiligne.

Comblement

17Malgré des spécificités singulières et une géométrie très complexe dans le détail, le comblement de ces deux paléo-chenaux est globalement similaire, caractérisé par la superposition verticale et la juxtaposition latérale de dépôts de matériaux fins et grossiers, imbriqués par l’intermédiaire d’abondantes troncatures et micro-chenalisations. Trois principaux faciès sédimentaires sont représentés. Le premier faciès est grossier, composé d’un conglomérat de galets et graviers, sub-anguleux à légèrement émoussés, jointifs à non jointifs selon les dépôts, au sein d’une matrice sablo-limoneuse à sablo-graveleuse. Les galets sont généralement inférieurs à 10 cm mais atteignent ponctuellement 15 cm de longueur maximale. Ils sont majoritairement sub-anguleux à légèrement émoussés mais quelques-uns sont arrondis, probablement remaniés depuis le toit tronqué de la terrasse alluviale Fy. Les fragments de tuiles sont récurrents, dispersés dans ces dépôts grossiers. Des blocs calcaires de 15 à 30 cm de diamètre, de gabarit similaire à ceux des murs gallo-romains, sont également associés aux barres caillouteuses, notamment vers la base des comblements (Fig. 5D et 7C). On ne perçoit aucune imbrication des galets et le faciès est d’aspect massif, sous la forme de bancs généralement bombés, métriques en largeur et pluri-décimétriques en épaisseur. Le second faciès est majoritairement limono-sableux, localement plus argileux, matrice qui emballe quelques graviers et galets dispersés, ainsi que quelques micro-fragments de terre cuite. De couleur grise à gris foncé, ce faciès est d’apparence massive, sans structuration, déposé sous forme de nappes discontinues car fréquemment tronquées par les dépôts grossiers. Un troisième faciès récurrent comprend des lentilles décimétriques généralement de morphologie sigmoïdale, composées de sables fins à grossiers plus ou moins graveleux, imbriqués et tronquant fréquemment les nappes de matériaux fins. Globalement, la moitié inférieure du comblement des deux paléo-chenaux est dominée par des bancs caillouteux qui tronquent les nappes de matériaux fins. La moitié supérieure est dominée par le dépôt de nappes massives de sédiments limoneux qui paraissent engorger la bande active bien qu’elles sont fréquemment tronquées latéralement par le dépôt de lentilles sableuses obliques jusqu’à de petites chenalisations caillouteuses qui traduisent des phases de réactivation ponctuelles de l’écoulement torrentiel dans le comblement terminal des paléo-chenaux.

Figure 7 : A- Trous de piquet associés au paléo-chenal n° 1 (relevé Géo17), rive gauche. Cinq sont implantés dans la terrasse alluviale limoneuse Fy, un seul dans un dépôt caillouteux du paléo-chenal n° 1. B- Leur distribution alignée en bordure d’une berge sub-verticale en érosion évoquent la mise en œuvre de fascines en rive gauche du paléo-chenal n° 1 ; C- Comparaison avec les vestiges récents de fascines dans le lit mineur de la Comane à proximité du site de Pibous et Cougnes (localisation de l’observation en fig. 2).

Figure 7 : A- Trous de piquet associés au paléo-chenal n° 1 (relevé Géo17), rive gauche. Cinq sont implantés dans la terrasse alluviale limoneuse Fy, un seul dans un dépôt caillouteux du paléo-chenal n° 1. B- Leur distribution alignée en bordure d’une berge sub-verticale en érosion évoquent la mise en œuvre de fascines en rive gauche du paléo-chenal n° 1 ; C- Comparaison avec les vestiges récents de fascines dans le lit mineur de la Comane à proximité du site de Pibous et Cougnes (localisation de l’observation en fig. 2).

18Par comparaison avec la terrasse alluviale würmienne marquée par la juxtaposition et l’alternance de dépôts caillouteux et limoneux très différenciés et bien triés, le comblement des paléo-chenaux est bien plus hétérogène. Le faciès caillouteux est moins bien trié, le ballast est moins arrondi, non systématiquement jointif et inclus dans une matrice sablo-limoneuse abondante. De même, le faciès limoneux ne présente pas l’aspect très homogène de celui de la terrasse alluviale, il intègre une composante sableuse plus abondante et une fraction caillouteuse dispersée mais systématique, avec des graviers et quelques petits galets. Des blocs décimétriques, vraisemblablement issus du démantèlement des établissements gallo-romains, complètent le spectre granulométrique. Ces textures hétérogènes des deux principaux faciès qui comblent les paléo-chenaux 1 et 2 suggèrent que les processus fluviaux actifs au sein du lit mineur n’ont pas permis le tri efficace des particules, traduisant un transport sur une distance relativement courte de matériel hétérogène, évoquant de possible forme de coulées de laves torrentielles. Celles-ci sont notamment alimentées par l’érosion des berges dont témoignent les blocs et les tuiles issus du démantèlement de l’établissement gallo-romain. Dans le cas du paléo-chenal 1, les paliers symétriques de sa section transversale traduisent une extension latérale d’un chenal initial plus étroit, peut-être par effondrement des rives lors d’un épisode torrentiel. Les comblements des paléo-chenaux témoignent également d’une mise en place polyphasée, caractérisée par des phases de creusement du lit mineur et des phases de dépôt de barres caillouteuses mal triées et de nappes limoneuses, structurées par des superpositions ou des troncatures successives qui dessinent en section une géométrie complexe relative à l’évolution rapide de la morphologie de la bande active. Ces chenalisations, qui balayent latéralement l’emprise du paléo-chenal, caractérisent un lit mineur très actif sous la forme d’un système en tresse caractéristique des divagations torrentielles (Hérail, 1984).

Tableau 1 : Échantillons géoarchéologiques sélectionnés pour datations radiocarbones.

Tableau 1 : Échantillons géoarchéologiques sélectionnés pour datations radiocarbones.

La calibration a été opérée d’après Reimer et al. (2020)

Synthèse et chronologie de la séquence sédimentaire de Pibous et Cougnes

19La fouille du site de Pibous et Cougnes a livré une séquence pédo-sédimentaire superficielle très différenciée, comprenant le développement d’un paléosol sur une terrasse alluviale, recouvert à partir de l’Antiquité par des colluvions limoneux, recoupés postérieurement par deux puissants paléo-chenaux torrentiels successifs. L’ensemble témoigne d’une histoire hydro-sédimentaire contrastée, qui s’apparente à celle accumulée sur le site de « Chandillon et Cocause », à la bordure de la moyenne terrasse alluviale würmienne, à 800 m au sud de l’emprise de Pibous-Cougnes et 6 à 8 m plus bas en altitude (Brochier, 2015). La colonne stratigraphique synthétique de ce site comprend effectivement le toit de la terrasse alluviale, coiffé d’un pédosédiment brun sombre renfermant des fragments de silex et de céramique attribués au Néolithique, recouvert postérieurement par des dépôts alluvio-colluvionnaires, eux-mêmes recoupés par un paléo-chenal d’un petit affluent anonyme du Cocause, de 12 m de largeur et 2,5-4 m de profondeur. Son comblement polyphasé est interprété par des apports successifs de coulées boueuses lors d’orages. La séquence sédimentaire du site de « Chadillon et Cocause » caractérise ainsi, également, une phase initiale de pédogenèse stable et une phase postérieure de détritisme actif durant la période historique. Le site de Pibous et Cougnes présente des archives sédimentaires similaires et les données disponibles permettent d’affiner la chronologie de cette histoire du détritisme dans la plaine de Die.

20Le soubassement alluvial du secteur, qui se serait formé durant le dernier Pléniglaciaire (Colombo 2000), serait ainsi le support d’une pédogénèse holocène de type sol brun-rouge. La préservation de l’horizon d’enrichissement en fer et en argiles d’un paléosol brun lessivé, horizon d’accumulation dont le toit est partiellement recouvert par un pavage de matériaux siliceux naturels et anthropiques, suggère que les anciens horizons superficiels du paléosol lessivé auraient été décapés. Au sud-ouest et à l’extérieur de l’emprise de fouille, les limons argileux brun sombre à graviers calcaires qui comblent la base d’une fosse-silo du Néolithique moyen (structure F26-1 ; Isnard et al., 2017, p. 41) sont peut-être les restes fossiles de cet horizon de surface du paléosol de Pibous et Cougnes. Cette phase d’érosion diffuse et aréolaire stoppée sur le toit de l’horizon d’accumulation plus compact serait à placer entre le Néolithique moyen, qui occupe ce paléosol et produit l’assemblage lithique, et l’implantation gallo-romaine qui aménage et recoupe le toit de l’horizon rougeâtre. Par comparaison, les paléosols brun-rouge décrits par Bravard et al. (2006) dans la vallée de Boulc dans le Haut-Diois sont en érosion dès l’âge du Bronze ancien. Beaucoup plus globalement, Brochier et al. (1991) arguent de l’initiation de l’érosion dans le bassin versant de la Drôme dès le Néolithique moyen.

21La seconde phase détritique est caractérisée par la mise en place d’une nappe limoneuse colluviale qui scelle l’occupation du Haut Empire. À proximité de l’angle sud du bâtiment antique n° 1, au nord de l’emprise, une sépulture en bâtière est mise en place après l’abandon du bâtiment contigu au début du 3ème siècle et une datation radiocarbone d’un ossement du défunt indique une inhumation réalisée entre la seconde moitié du 3e s. et le 4e s. de notre ère. (Canillos et al., 2022). Le bâtiment n° 2 au sud fera l’objet d’une réoccupation modeste, également domestique, durant le 5e s. L’accumulation colluviale de cette nappe détritique limoneuse scelle ces vestiges antiques.

22Stratigraphiquement, les deux paléo-chenaux s’ouvrent sous l’horizon de terre végétale et culturale, entre 30 et 50 cm de profondeur, et ils incisent toute la couverture superficielle du site, entaillant même le sommet de la terrasse alluviale pléistocène. On sait encore que le paléo-chenal 2 sera actif après le comblement du premier qu’il recoupe dans le sud-ouest de l’emprise (fig. 3). Deux datations radiocarbones ont permis d’affiner cette chronologie relative.

23Le sondage implanté perpendiculairement au paléo-chenal 1 dans sa partie sud a permis de découvrir quatre trous de piquets colmatés (TP2123, 2124, 2125, 2126, fig. 7), implantés dans le substrat limoneux de la terrasse alluviale Fy, en rive gauche et à proximité de la base inférieure du paléo-chenal 1. Les structures composent des cylindres terminés en pointe dans trois cas sur quatre, de section sub-circulaire de 4 à 6 cm de diamètre et de hauteur conservée entre 13 et 24 cm. Un sondage exploratoire réalisé dans la continuité de ces trous de piquets, au sein du colmatage du paléo-chenal 1, a permis de mettre en évidence deux autres trous de piquets (TP2133 et TP2134), apparus à une profondeur similaire aux quatre précédents et dans leur alignement (fig. 7A et 7B). Contrairement aux cinq autres, l’encaissant de TP2134 est composé d’un faciès grossier accumulé dans le paléo-chenal actif. La structure TP2124 a livré, précisément à l’interface entre l’encaissant limoneux de la terrasse alluviale et le comblement argileux et gris foncé du trou de piquet, une mince pellicule millimétrique de matériel carboné d’origine ligneuse, noir et brillant, évoquant une possible carbonisation. La configuration de ce matériel organique, plaqué sur la paroi d’un trou de piquet, suggère fortement qu’il s’agisse de la surface extérieure du piquet implanté en bordure de chenal. L’alignement et le contexte de ces trous de piquets évoquent un système de protection de la berge en érosion de type fascine (fig. 7C). Le feuillet de matériel ligneux partiellement carbonisé, reste in situ d’un piquet de fascine implanté au bord du lit mineur, a été daté après calibration de son âge radiocarbone entre 480 et 640 de n. è. (tab. 1). Le paléo-chenal 1 paraît ainsi actif à la charnière de l’Antiquité tardive et du haut Moyen Âge. Son comblement final n’est pas contraint.

24Un second échantillon carboné a été découvert dans le comblement supérieur du paléo-chenal 2, comprenant les restes carbonisés d’une branche de près d’1 m de longueur, découverts en plan au toit de la surface de décapage, au cœur du paléo-chenal 2. Il s’agit d’une branche de Vitis vinifera (vigne) dont un sous-échantillon a fourni une datation radiocarbone couvrant, après calibration, une large fenêtre temporelle entre 1668 et 1950. Étant donné l’absence du paléo-chenal 2 dans le cadastre napoléonien éditée en 1823 (https://archives.ladrome.fr), il apparaît que cette seconde phase d’activité torrentielle se termine au sein de la période moderne. Cette chronologie fait écho à la découverte, lors du diagnostic archéologique ayant précédé la fouille du site, d’une couche hétérogène limoneuse et caillouteuse, interprétée comme la résultante d’une coulée de boue, incluant du matériel archéologique en position secondaire très hétéroclite associant silex, métal, verre et des fragments de céramique néolithique, protohistorique, antique et moderne, ces derniers éléments fournissant un terminus post quem entre le 14e et le 16e s. (Isnard et al. 2017, sondage 6, p. 55-56).

Figure 8 : A- Photo aérienne ortho-rectifiée du bâtiment gallo-romain n° 2 partiellement tronqué par le paléo-chenal 2 ; B- Photo aérienne ortho-rectifiée du bâtiment gallo-romain n° 1. Le paléo-chenal 1 est clairement parallèle à l’orientation des deux bâtiments ; C- Vue aérienne vers l’est de la vallée de la Drôme. Au premier plan le site de Pibous et Cougnes ; D- Emprise du site, traces en plan des deux paléo-chenaux historiques et comparaison avec le fossé actuel qui draine le secteur.

Figure 8 : A- Photo aérienne ortho-rectifiée du bâtiment gallo-romain n° 2 partiellement tronqué par le paléo-chenal 2 ; B- Photo aérienne ortho-rectifiée du bâtiment gallo-romain n° 1. Le paléo-chenal 1 est clairement parallèle à l’orientation des deux bâtiments ; C- Vue aérienne vers l’est de la vallée de la Drôme. Au premier plan le site de Pibous et Cougnes ; D- Emprise du site, traces en plan des deux paléo-chenaux historiques et comparaison avec le fossé actuel qui draine le secteur.

Conception : B. Durand

Le Diois durant la période moderne et l’Antiquité tardive : deux « crises climato-anthropiques » ?

25Les dimensions des paléo-chenaux 1 et 2 surprennent si on les compare au fossé actuel qui draine le secteur sur la bordure nord-ouest de l’emprise (fig. 8). L’étude hydrologique du site fait état d’un fossé d’une profondeur moyenne de 0,45 m et d’une largeur en haut de berge de 2 m, section qui est débordante en crue décennale (Légaut, 2017). Même si la dimension finale des paléo-chenaux additionne l’érosion polyphasée de leur mise en place, il est clair que le fossé actuel aurait été sous-dimensionné pour évacuer les volumes d’eau et la charge sédimentaire accommodées par les paléo-chenaux 1 et 2. Ce contraste fait état de conditions d’écoulements superficiels et d’apports solides radicalement différentes des conditions actuelles.

La période moderne

26La crise hydro-sédimentaire enregistrée à Pibous et Cougnes par le paléo-chenal 2 marque une rupture majeure des flux liquides et solides, que l’on peut mettre en perspective avec la crise détritique de l’époque moderne dans le contexte Diois, qui en fournit des témoignages historiques éloquents. Par exemple, C. Rey (2015) a exposé les conséquences d’un violent orage s’étant abattu sur Die le 14 juin 1668, sur la base du rapport d’une commission d’experts ayant visité ce territoire du 23 au 26 juin. Les experts s'accordèrent à considérer que les dommages provoqués par cet évènement avaient excédé « la moitié des récoltes des fruits (…) et que les inondations composent environ la dixième partie de leur terroir ». Ainsi, dans le secteur du Martouret, au sud de Die et en rive gauche de la Drôme, les experts constatent-ils « que toutes les récoltes avaient été anéanties et que la grêle y avait même coupé presque tous les ceps de vigne, les terres mitoyennes des torrents avaient été emportées ». Dans le secteur de Pibous et Cougnes, les torrents de Cocause et de Chantemerle ont débordé et détruit les cultures, tandis que la rivière de la Comane a obstrué le pont qui l’enjambe. C. Rey (2015) constate également que les communes environnantes n’ont apparemment pas été touchées, mettant en évidence la géographie très ponctuelle de cet évènement paroxysmique. Extrême mais non pas exceptionnel, puisque C. Rey (2015) rapporte avoir identifié, dans ses travaux, de nombreux évènements similaires ayant affecté le Diois entre le 17e et le 19e siècle. La branche de vigne retrouvée dans le colmatage terminal de ce paléo-chenal, et datée entre 1668 et 1823, pourrait-elle illustrer matériellement les destructions de cultures viticoles décrites par les sources historiques ?

27Dans ce secteur des Préalpes du sud, la combinaison de fortes pentes, de roches mères peu cohésives (des marnes communément appelées terres noires) et de la pluviosité contrastée du climat méditerranéen, favorise une expression paroxysmique de la torrentialité lorsqu’aucun couvert végétal ne protège les versants dénudés des orages violents. Ce paysage minéral et ruiniforme, griffé par les morsures de l’érosion, reçoit parfois le nom de badlands (e.g. Brochot et Meunier 1995), équivalent anglophone du paysage désolé décrit dans le Diois au début du 20e siècle (Kilian et al. 1901) et visible sur les photographies anciennes (fig. 1). Cet état hériterait d’un couvert végétal particulièrement dégradé durant la période moderne (Vallaury 1997 ; Ballandras, 1998 ; Liébault 2003). Si l’on prend l’exemple bien documenté de la Provence, cette période est caractérisée par une prégnance des troupeaux qui trouve son origine dans le redéploiement des forces productives après les crises du milieu du 14e siècle. La diminution catastrophique de la démographie conduit à adopter un modèle économique nécessitant moins de main-d’œuvre, et la garde de grands troupeaux par un seul berger répond mieux à cette exigence que les cultures en champs ou en verger (Sclafert, 1959 ; Coulet, 1988). Ainsi, durant le 17e et le début du 18e siècle, l’activité pastorale devient telle que la végétation disparaît (Pichard, 1999), notamment du fait de la voracité redoutable des chèvres (e.g. Quézel et Médail, 2003), que la chambre des Eaux et Forêts de Provence finit par interdire, avec l’argument qu’il faut préserver les sols de l’érosion (Archives des Bouches-du-Rhône, B 6185). Les travaux de Pichard (1999) témoignent effectivement d’une bonne corrélation spatiale entre l’état de la végétation et les accidents hydroclimatiques en basse Provence au 18ème s.

28Cette crise hydro-sédimentaire de l’époque moderne n’est pas propre au territoire Diois. Elle est très bien documentée dans les Alpes françaises (Bravard, 1989, 1996, 2000, 2001 ; Miramont et Guilbert, 1997 ; Ballandras, 1998 ; Miramont et al., 1998 ; Buoncristiani et al., 2002 ; Jorda et al., 2002 ; Pichard et al., 2017), en Provence (Jorda et Provansal, 1996 ; Pichard, 2004) ou dans le Languedoc (Bruneton et al., 2002 ; Blanchemanche et al., 2003 ; Berger et al., 2003), dans le contexte d’une surexploitation agro-pastorale des versants montagneux et du Petit Âge Glaciaire, caractérisé notamment par la hausse de la fréquence et de l’intensité des crues (Prosper-Laget et al. 2009) et de possibles occurrences d’orages estivaux (Bravard, 1989, 2000, Ballandras, 1998). En plaine, cette phase s’est traduite par la métamorphose des cours d’eau, depuis un style fluvial à chenal unique méandriforme en place durant le bas Moyen Âge, vers un style fluvial tressé qui se développe durant la période moderne, en réponse à l’accroissement des flux liquides et solides (Bravard 1989, Bravard et Peiry, 1993). La crise hydro-sédimentaire du PAG résulterait d’un forçage anthropo-climatique très prononcé et d’extension macro-régionale notamment sur l’ensemble du pourtour nord-méditerranéen (Neboit-Guilhot et Lespez, 2006 ; Allée et Lespez 2006 ; Carozza et al., 2014). Pour les Alpes du Sud, J.-P. Bravard (2000) a pu proposer de renommer le PAG le « Petit Âge Torrentiel ».

L’Antiquité tardive

29Une activité torrentielle de même ampleur que celle de la période moderne, caractérisée par le paléo-chenal 1 actif durant l’Antiquité tardive, suppose, par analogie, que les versants accidentés et marneux du secteur aient été également en grande partie dénudés dès cette période. On peut comparer cette hypothèse radicale avec les données anthracologiques du site de Pibous et Cougnes (fig. 9 ; étude détaillée dans Canillos et al., 2022). Immédiatement avant l’Antiquité tardive, les assemblages du Haut-Empire montrent l’installation de cultures en plaine et sur les premiers coteaux (vigne, noyer), accompagnée d’une exploitation accrue de la forêt caducifoliée collinéenne. L’étage montagnard, théâtre d’un pastoralisme extensif durant la Protohistoire, est désormais exploité à des fins de production de bois d’œuvre. Au sein de la hêtraie, une régénération de la sapinière y est détectée, qui pourrait avoir été contrôlée afin de protéger les sapins et satisfaire les besoins en bois d’œuvre d’une économie florissante (Vaschalde et al., à paraître). Au seuil de l’Antiquité tardive, le paysage végétal autour de Die porte ainsi déjà les stigmates de l’activité humaine. L’Antiquité tardive, qui n’est néanmoins représentée que par quatre échantillons, témoigne tout d’abord d’une rétraction de l’aire d’approvisionnement en combustible, confiné à l’étage collinéen caractérisé par la chênaie caducifoliée. L’étage montagnard, jusqu’alors largement dominant, n’apparaît presque plus dans le diagramme anthracologique, ce qui, à l’aune de la récente synthèse sur les paysages haut-alpins proposée par Jorda et al. (2022), est interprété comme le signe de la mise en place de grandes estives au détriment des forêts. Parallèlement, le diagramme est caractérisé par une hausse du pin sylvestre accompagné par la présence de taxons pionniers et héliophiles (fig. 9). Ces données traduisent une ouverture importante du paysage montagnard accompagnée d’une dynamique de dégradation forestière au sein de la chênaie collinéenne, mais on reste sans doute loin de l’image d’un versant complètement dénudé tel qu’il apparaît à la fin du 19e siècle (fig. 1).

Figure 9 : Diagramme anthracologique du site de Pibous et Cougnes

Figure 9 : Diagramme anthracologique du site de Pibous et Cougnes

Canillos et al., 2022

30Reste que la mise en place du paléo-chenal 1, à partir de l’Antiquité tardive, a incisé les parcelles de Pibous et Cougnes, et a drainé un excès d’eau et de sédiments sous la forme de laves torrentielles qui traduisent une déstabilisation au moins très locale des sols du bassin versant. Dans le registre géomorphologique régional, l’Antiquité tardive est effectivement caractérisée par une recrudescence du détritisme. La synthèse de Provansal et al. (1999) sur l’activité du Rhône a mis en évidence, à la transition entre l’Antiquité tardive et le haut Moyen Âge et tout le long du corridor fluvial, une hausse des débits liquides extrêmes et de la charge solide du Rhône induite par un déstockage détritique important des versants. Une crise détritique à la fin de l’Antiquité a également été décrite dans la moyenne vallée de l’Hérault (Devillers et Provansal 2003), en Provence (Provansal, 1995 ; Allée, 2003) et dans les Alpes du Sud (Jorda et Provansal 1996 ; Miramont et al. 1999), dans le Limousin et en Lozère (Allée, 2003), dans les Alpes (Ballandras, 1998 ; Jorda et al., 2002), dans les Hautes Alpes (travaux cités dans Leveau, 2022), ou encore sur les collines de Marennes au sud de Lyon (Gadiolet et al. 1993) et dans la vallée du Haut Rhône au marais des Avenières (Bravard, 1996).

31Cette crise détritique a été associée d’une part à une « péjoration climatique » caractérisée par une hausse des précipitations (Provansal, 1995 ; Leveau, 2022), d’autre part à la déprise agricole et la fin de la gestion des terroirs de l’époque romaine couplé au déboisement des hauteurs (Provansal et al. 1999 ; Bruneton et al., 2002), mais leur ampleur n’est pas vraiment connue et la réalité de la forêt du haut Moyen Âge ne l’est pas plus, particulièrement en ce qui concerne son exploitation par les activités pastorales. Provansal et Leveau (2006) ont souligné la nature « hâtive » d’une telle généralisation et Leveau (2022) met l’accent sur l’origine climatique de cette crise sédimentaire. Dans le Languedoc néanmoins, les travaux de C. Mureau (2020) tendent à montrer une augmentation importante des cheptels d’ovin-caprins pendant l’Antiquité tardive, notamment sur le littoral, ce qui se traduit du point de vue anthracologique par une ouverture importante des paysages (Vaschalde, inédit). Si on y ajoute le contexte du Petit Âge de Glace de l’Antiquité tardive récemment mis en évidence (Büntgen et al. 2016), on aurait bien l’impression de retrouver le tandem climato-anthropique de la période moderne. Leveau et al. (2002), considérant cette crise érosive et sédimentaire à l’échelle du continent ouest européen, et notamment en basse Provence et en Languedoc, montrent néanmoins que ses manifestations sont très hétérogènes et dispersées dans le temps et dans l’espace. Provansal et Leveau (2006), initiant une lecture historiographique de la recherche scientifique sur les relations complexes entre morphogenèse, climat et anthropisation, rappellent que « la morphogenèse a peu de relations avec les valeurs climatiques moyennes », et que l’anthropisation du milieu est demeurée un concept trop vague, « très insuffisant pour décrire des modes très différents d’emprise / déprise sur les territoires ». Il s’agit de fortement relativiser toute relation déterministe entre facteurs climato-anthropiques et morphogenèse.

Conclusion

32Dans le Diois, à la faveur d’un contexte géologique spécifique (marnes peu consolidées, fortes pentes et orages méditerranéens), l’expression torrentielle peut s’avérer très puissante, comme à Pibous et Cougnes, puis disparaître du paysage (fig. 8) ! Une caractéristique des écoulements torrentiels concerne leur caractère exceptionnel et imprévisible, dont le risque peut être redouté ou bien avoir été oublié. À ces titres, la perforation soudaine et franche de la couverture superficielle du site par deux chenaux torrentiels de section pluri-métrique, puis leur disparition dans la topographie actuelle de Pibous et Cougnes témoignent bien de leur nature torrentielle : exceptionnelle et oubliée.

33Le paléo-chenal 2 a apparemment disparu du paysage dès avant 1823 lorsque est établi le plan cadastral du secteur de Pibous et Cougnes, alors qu’on se trouve au cœur de la convergence des forçages climatiques et anthropiques, s’agissant respectivement du Petit Âge Glaciaire et plus de 70 ans avant les premiers reboisements d’un secteur réputé totalement mis à nu (fig. 1) ! En ce sens, Pibous et Cougnes rappelle que chaque site présente un enregistrement spécifique et très local des tendances morphogénétiques régionales, si tant est que ces dernières existent. Il n’en constitue pas moins un témoin de premier ordre de l’histoire de la torrentialité du Diois et il alimente la mémoire de ce risque naturel aigu dans ce secteur. Les archives sédimentaires du site complètent les archives historiques de la période moderne qui en relatent les conséquences violentes et destructrices sur les habitats et les cultures. Elles montrent que ces crues de puissantes laves torrentielles s’étaient déjà écoulées dans le courant du 6ème siècle de notre ère. et interrogent ainsi la normalité du paysage minéral du Diois durant la majeure partie de la période historique. À défaut de caractériser l’origine climatique et/ou anthropique de la torrentialité, à défaut d’en modéliser le déclenchement (par nature imprévisible ?) dans un secteur donné, on peut utiliser les archives paléo-environnementales pour en qualifier le potentiel (Thénard 2009). Il faut retourner au terrain et l’archéologie préventive, par la diversité, l’étendue et le nombre des sites investigués, pourrait devenir un acteur prégnant de la cartographie des zones à risque torrentiel du territoire français.

34Ajoutons néanmoins que ce potentiel torrentiel dévastateur ne semble ici s’exprimer qu’à partir de la période historique. On n’est déjà plus très loin d’une équation anthropique par laquelle la pression des sociétés agricoles sur les sols constitue la variable prépondérante qui étend en surface le potentiel torrentiel d’un terroir donné. Neboit-Guilhot et Lespez (2006) arguent de la primauté hiérarchique de l’anthropisation qui induit le dépassement d’un seuil géomorphologique faisant basculer un géosystème donné vers un état latent de potentiel torrentiel possiblement irréversible, ce qu’ont montré plus récemment les travaux de Brisset et al. (2017) à l’échelle du géosystème alpin. La comparaison des terrasses alluviales holocènes sur le pourtour nord-méditerranéen montre la diversité des situations régionales mais également une tendance globale à l’augmentation de l’alluvionnement à partir de l’âge du Fer, qui amène Neboit-Guilhot et Lespez (2006) à envisager le facteur anthropique (essentiellement la déforestation) comme un catalyseur de l’aléa météorologique. En ce sens, la torrentialité, et plus généralement l’érosion des sols, serait-elle un marqueur du paléo-anthropocène caractérisé par la transformation des écosystèmes à l’échelle globale à partir de l’Holocène récent (Stephens et al., 2019) ?

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Table des illustrations

Titre Figure 1 : Comparaison de la couverture végétale entre la fin du 19e siècle et la configuration actuelle.
Légende A- Photographie panoramique des montagnes de Die vue vers le nord-ouest, complètement dénudées, datée entre 1880 et 1890 (archives départementales de la Drôme, cote 130 Fi 12). B- Vue actuelle vers le nord
Crédits Cliché Globdrone, 2021, photographie par drone
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 844k
Titre Figure 2 : A- Bassin versant de la Drôme et localisation de la région dioise ; B- Croquis des principales unités hydro-géomorphologiques ; C- Profil topographique et coupe géologique nord-sud (localisation en B-) depuis le Mont Chabraret jusqu’à la plaine alluviale de la Drôme ; D- Photographie de la partie nord du site et du paysage amont.
Légende Les formations dures (calcaires) composent les sommets et escarpements du paysage (barres Tithonique J9 et rauracienne J6). Les formations marneuses les plus tendres (ici également dénommées « terres noires ») ont été aplani et ont permis l’extension de la plaine alluviale de la Drôme dans ce secteur. Les formations marno-calcaires (J5) forment le piémont intermédiaire et présente localement des cicatrices de ravinement puissant.
Crédits Données www.geoportail.gouv.fr ; Flandrin, 1974
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 420k
Titre Figure 3 : Composition photogrammétrique (photos aériennes prises par drone) du site après décapage jusqu’au niveau d’apparition des vestiges antiques
Légende Localisation des relevés stratigraphiques. L’image montre clairement le recoupement du paléo-sol brun rouge sombre par un premier paléo-chenal rectiligne et parallèle à la direction des bâtiments gallo-romains, puis par un second sinueux qui recoupe le premier et empiète une partie significative du bâtiment gallo-romain n° 2.
Crédits Cliché et montage Globdrone, orthorectifiée et géoréférencée selon le système de coordonnées RGF93 / Lambert93, EPSG : 2154
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-3.png
Fichier image/png, 1,6M
Titre Figure 4 : Transect stratigraphique O-E au nord du site qui montre les principales phases de la séquence sédimentaire de Pibous et Cougnes développé sur le toit de la terrasse alluviale Fy du Pléistocène récent.
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-4.png
Fichier image/png, 1,3M
Titre Figure 5 : A- Relevés stratigraphiques Geo15, Geo17 et Geo18 : section S-E/N-O du paléo-chenal n° 1. B- Vue oblique depuis le nord du paléo-chenal n° 1 ; C- Encoche d’érosion dans le substrat alluvial limoneux Fy à la base du paléo-chenal n° 1, rive droite. D- Blocs décimétriques extraits du colmatage du paléo-chenal n°1, lors du creusement du sondage. Ces blocs sont de même nature et gabarit que ceux employés dans la construction des bâtiments gallo-romains dont ils sont vraisemblablement issus.
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-5.png
Fichier image/png, 1,3M
Titre Figure 6 : A- Relevés stratigraphiques Geo10 et Geo14 : section du paléo-chenal n° 2 ; B- Photographie orthorectifiée du paléo-chenal n° 2 en section. C- Blocs décimétriques extraits du colmatage du paléo-chenal n° 1, lors du creusement du sondage.
Crédits Clichés et montage B. Durand
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-6.png
Fichier image/png, 1,4M
Titre Figure 7 : A- Trous de piquet associés au paléo-chenal n° 1 (relevé Géo17), rive gauche. Cinq sont implantés dans la terrasse alluviale limoneuse Fy, un seul dans un dépôt caillouteux du paléo-chenal n° 1. B- Leur distribution alignée en bordure d’une berge sub-verticale en érosion évoquent la mise en œuvre de fascines en rive gauche du paléo-chenal n° 1 ; C- Comparaison avec les vestiges récents de fascines dans le lit mineur de la Comane à proximité du site de Pibous et Cougnes (localisation de l’observation en fig. 2).
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-7.png
Fichier image/png, 2,8M
Titre Tableau 1 : Échantillons géoarchéologiques sélectionnés pour datations radiocarbones.
Légende La calibration a été opérée d’après Reimer et al. (2020)
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-8.png
Fichier image/png, 43k
Titre Figure 8 : A- Photo aérienne ortho-rectifiée du bâtiment gallo-romain n° 2 partiellement tronqué par le paléo-chenal 2 ; B- Photo aérienne ortho-rectifiée du bâtiment gallo-romain n° 1. Le paléo-chenal 1 est clairement parallèle à l’orientation des deux bâtiments ; C- Vue aérienne vers l’est de la vallée de la Drôme. Au premier plan le site de Pibous et Cougnes ; D- Emprise du site, traces en plan des deux paléo-chenaux historiques et comparaison avec le fossé actuel qui draine le secteur.
Crédits Conception : B. Durand
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-9.png
Fichier image/png, 2,2M
Titre Figure 9 : Diagramme anthracologique du site de Pibous et Cougnes
Crédits Canillos et al., 2022
URL http://journals.openedition.org/geocarrefour/docannexe/image/23718/img-10.png
Fichier image/png, 332k
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Pour citer cet article

Référence électronique

Clément Flaux, Thibaud Canillos et Christophe Vaschalde, « Enregistrement sédimentaire de deux épisodes de forte torrentialité dans le Diois (Drôme) durant l’Antiquité tardive et l’époque moderne »Géocarrefour [En ligne], 98/1 | 2024, mis en ligne le 25 juillet 2024, consulté le 13 mars 2026. URL : http://journals.openedition.org/geocarrefour/23718 ; DOI : https://doi.org/10.4000/123jb

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Auteurs

Clément Flaux

Mosaïques Archéologie, Espace d'Activité de la Barthe, Lot 14 Chemin de la Barthe, 34660 COURNONTERRAL, France. c.flaux[at]mosaiquesarcheologie.com

Thibaud Canillos

Mosaïques Archéologie, Espace d'Activité de la Barthe, Lot 14 Chemin de la Barthe, 34660 COURNONTERRAL, France.t.canillos[at]mosaiquesarcheologie.com

Christophe Vaschalde

Mosaïques Archéologie, Espace d'Activité de la Barthe, Lot 14 Chemin de la Barthe, 34660 COURNONTERRAL, France.c.vaschalde[at]mosaiquesarcheologie.com

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