1.Introduction

1Les débuts de l’exploitation du sel coïncident avec l’émergence des premières sociétés agropastorales dès le VI^e millénaire BCE en Europe orientale puis, plus tardivement en Europe occidentale et sur la façade Atlantique (Weller, 2005 ; Weller et Ard, 2024). Dans la seconde moitié du V^e millénaire, le développement de sites à enceintes fossoyées entre le Marais poitevin et l’embouchure de la Gironde, comme les sites de Champ-Durand dans le Marais Poitevin (Cassen et Scarre, 1997 ; Joussaume, 1999 ; Ard et Weller, 2012), de la Sauzaie et de Couture dans le Marais de Rochefort (Pautreau, 1974 ; Gachina, 1975 ; Bolle, 1994 ; Ard, 2011), a été mis en relation avec la production et la diffusion du sel (Ard et Weller, 2012, 2014). Cette hypothèse repose notamment sur des analyses géochimiques réalisées sur des vases qui montrent des concentrations élevées en chlorures (Ard et Weller, 2012, 2014). Ces derniers ont été interprétés comme des récipients dédiés à la production de sel ignigène c’est-à-dire la concentration de l'eau salée par chauffage au feu jusqu’à cristallisation de la saumure. Si ces éléments constituent de solides arguments pour étayer l’hypothèse d’une production du sel au Néolithique, il existe peu de travaux qui abordent la question de l’organisation spatiale de cette production de sel dans ou autour de ces sites, c’est-à-dire de leurs relations à l’environnement. En effet, dans ce cas-ci, la production de sel est dépendante de l’accès aux eaux marines salées, qui est lui-même contrôlé par l’organisation des paléo-paysages et le niveau marin local.

2À l’échelle de la façade Atlantique méridionale, ces éléments restent encore assez mal appréhendés pour la période comprise entre le V^e et le I^er millénaire BCE. Les travaux de Regain (1980), Carbonel et al. (1998) et Bourgueil (2005) n’apportent que peu d’éléments sur l’évolution des milieux au cours du Néolithique et de l’âge du Bronze. Les données les plus significatives concernent l’implantation des sites à sel de l’âge du Fer qui ont été utilisés pour reconstituer la position et l’altimétrie du trait de côte holocène le long de la façade charentaise (Gabet, 1968, 1970, 1971). Bien que ces données anciennes soient marquées par l’imprécision chronologique, stratigraphique, altitudinale et paléogéographique, ce qui laisse une grande marge d’incertitude, elles fournissent des jalons intéressants pour positionner le maximum de l’influence marine. Pour les périodes plus anciennes notamment du Néolithique récent à final, les conditions d'exploitabilité des sites pour la production de sel ignigène n’ont pas fait l’objet d’une confrontation avec les données paléo-environnementales. Pour cette période, les acquis concernent principalement l’évolution des marais maritimes mais sans relation avec les occupations humaines (Clavé et al., 2001), l’évolution du niveau marin (Garcia-Artola et al., 2018) ou encore les premiers impacts anthropiques (Carozza et al., 2023).

3Dans ce travail, nous proposons d'explorer la relation entre le site du Pontet à Saint-Nazaire-sur-Charente (Charente-Maritime, France, fig. 1) et l'évolution de son environnement direct, i.e., l'estuaire de la Charente et un étier, le Grand Écours, au cours de la seconde moitié de l'Holocène en particulier sur la période comprise entre le Néolithique récent (3600-2900 cal. BCE) et le second âge du Fer (460-150 cal. BCE) afin d’envisager l’évolution des conditions d’exploitation du sel sur ce site.

4Localisée dans le bas estuaire de la Charente, cette enceinte fossoyée a fait l'objet d'une attention soutenue depuis sa découverte en 2009, en raison de sa proximité avec les sites de la Sauzaie à Soubise (Pautreau, 1974 ; Pautreau et Robert, 1975) et de la Garenne à Saint-Hippolyte (Burgaud, 1937 ; Gabet et Massaud, 1965). À partir de 2015, l'enceinte fossoyée du Pontet est un des sites-clés du Projet Collectif de Recherche (PCR) intitulé « Dynamiques d’occupation et d’exploitation du sel dans les golfes charentais, du Néolithique à l’âge du Fer ». Sur la période 2015-2020, plusieurs actions successives y sont menées : prospections géophysiques (Bruniaux et al., 2016 ; Bruniaux et al., 2017 ; Bruniaux, 2017), sondages, fouilles archéologiques et inventaire du mobilier (Mathé et Ard dir., 2015, 2016, 2018, 2019, 2020, 2021) et enfin carottages, qui permettent aujourd’hui de proposer une synthèse alimentée par de nouvelles données sédimentaires et chronologiques.

5L’évolution du bas estuaire de la Charente au cours de l’Holocène a fait l’objet d’une synthèse des connaissances par Carbonel et al. (1998) lors des travaux de l’autoroute A89 pour la partie autour de Rochefort. Quatre coupes ont été étudiées dont deux sont particulièrement informatives (fig. 1). Le sondage de l’écluse (CPS 102) d’une longueur de 22 m, a livré une séquence transgressive-régressive depuis un milieu estuarien ouvert vers 7400 + 170 BP (6586-5925 cal. BCE) à la base jusqu’à un marais doux dulçaquicole à partir de 3375 + 90 BP (1890-1455 cal. BCE) pour les trois derniers mètres. La coupe Brigitte réalisée sur le site de La Challonnière sur un versant dominant le marais a, quant à elle, livré une séquence de 4,10 m d’épaisseur. Elle renferme à sa base des éléments d’occupation néolithique reposant directement sur le substratum et datés à 5620 + 270 BP (5200-3810 cal. BCE) et associés à un environnement de vasière intertidale active jusqu’à l’âge du Bronze ancien. Une occupation saunière du 1^er âge du Fer a également été identifiée. Ces auteurs concluent de ces travaux que le colmatage du golfe de Rochefort a été rapide et était quasiment achevé au début de l’âge du Fer.

6Les travaux acquis autour du site du Pontet, situé près de 5 km en aval des sites étudiés par Carbonel et al. (1998) (fig. 1), permettent de compléter cette synthèse et visent plus spécifiquement trois objectifs : (i) reconstituer la paléogéographie du site du Pontet au moment des occupations néolithique et protohistorique ; (ii) proposer un modèle d'évolution sur le second Holocène de la zone humide fluvio-estuarienne située en contrebas de l'enceinte fossoyée et enfin (iii) envisager les conditions d'exploitabilité du site pour une production ignigène du sel durant le Néolithique récent au regard des données paléo-environnementales acquises et déterminer la localisation possible des exploitations saunières pré- et protohistoriques.

2.Zone d'étude

2.1. Contexte géologique et géomorphologique

7Le site du Pontet est une enceinte fossoyée implantée sur le rebord de plateau qui domine la rive gauche du fleuve Charente, sur la commune de Saint-Nazaire-sur-Charente (Charente-Maritime, France), à quelques kilomètres de l'exutoire de l'estuaire de la Charente (fig. 1). Il est situé au contact avec deux grands ensembles géomorphologiques décrits par Bourgueil et Moreau (1972). Le premier ensemble est un plateau calcaire étroit d’une d'altitude d’environ 20 m et constitué de marnes à Exogyra columba gigas du Turonien inférieur et de calcaires à Rudistes du Turonien supérieur. Le rebord du plateau d'orientation nord-est est disséqué par une série de petits vallons perpendiculaires et drainés (e.g., le Grands Ecours, la Mornétrie, les Jamelles). Le second ensemble est constitué de basses plaines fluvio-estuariennes édifiées en relation avec la remontée du niveau marin Holocène (Bourgueil, 2005). Désignées localement sous le nom de « bri », ces formations peuvent atteindre jusqu'à 30 m d'épaisseur dans l’axe de la vallée incisée de la Charente (Bourgueil et Moreau, 1972 ; Weber, 2004) et sont constituées d'alluvions fines d'origine fluvio-marine déposées au cours de l’Holocène en contexte transgressif puis régressif. Il s'agit de formations argilo-limoneuses, bleu-gris, verdâtres à ocre ou rouges, plus ou moins compactes, très carbonatées et renfermant des débris coquilliers. La carte géologique différencie du bri ancien (bri bleu) et un bri récent (bri brun) sur la base de sa couleur, mais ce critère lié à l’oxydoréduction n’a pas de signification stratigraphique. Au droit d'environnements abrités, ces formations peuvent recouvrir de fins lits tourbeux (tourbe de base) ou des tourbes intercalées (Bourgueil, 2005).

8Durant le Stade Isotopique Marin 2 (SIM2), le niveau marin est inférieur à l’actuel et la ligne de rivage se situe plus à l'ouest (Bourgueil et Moreau, 1972). De grandes dépressions entaillées dans des formations sédimentaires peu résistantes du Jurassique achèvent leur creusement sous l'effet de l'érosion différentielle (Sellier, 2010) en contexte périglaciaire. Avec le début de la transgression Holocène, le domaine continental est rapidement envahi par les eaux entre 8000 et 4500 cal. BCE (Weber, 2004). L’influence de la marée dynamique estuarienne semble être ressentie sur la Charente jusqu'à Cognac (Bourgueil, 2005). Le Marais de Rochefort est alors à cette période un golfe maritime qui se colmate rapidement sur ses marges. Les données du SHOM (2017) indiquent que le marnage au niveau de Rochefort est actuellement de 5 m. Si sa position abritée favorise la sédimentation, le golfe de Rochefort reste toutefois en eau tant que la vitesse de remontée du niveau marin est supérieure aux vitesses locales de sédimentation. À partir de ca. 1500 cal. BCE, les vitesses de sédimentation deviendraient supérieures ou égales à la vitesse de remontée du niveau marin (coupe de la Boutonne, Carbonel et al., 1998). Avec la quasi stabilisation du niveau marin à partir de cette date, les marais cessent d’agrader et leur altitude se fixe à l’altitude proche des pleines mers de vives eaux (PMVE, +3 m NGF, Bourgueil, 2005). Peu de données existent sur la chronologie de remplissage de l'estuaire de la Charente, en particulier au niveau des marais de Rochefort. Une tourbe de base est datée à 8140 ± 330 BP (7940-6380 cal. BCE) à -13,07 m NGF sur la carotte des Courtins (Bourgueil, 1995) et un faciès sablo-vaseux transgressif daté à 7400 ± 170 BP (6585-5925 cal. BCE) à -19 m NGF sur le sondage de l'Ecluse de Rochefort constituent les seules données disponibles à ce jour (Carbonel et al., 1998) (fig. 1).

9Le site archéologique du Pontet est localisé sur le rebord du plateau calcaire surplombant une vallée à fond plat drainée par le Grand Ecours, un petit affluent de rive gauche de la Charente perpendiculaire au cours actuel du fleuve (fig. 2A). Si le versant au droit immédiat du site présente une pente abrupte estimée à 13° (Dandurand et al., 2020), le fond de vallée est quant à lui occupé par une zone humide, à topographie plane, à une côte topographique d'environ +3 m NGF s'élargissant vers la confluence du Grand Ecours et de la Charente où elle atteint environ 500 m de largeur.

2.2. Description du site archéologique du Pontet

10Le site archéologique du Pontet est un habitat fossoyé découvert en 2009 par É. Bouchet par photo-interprétation des orthophotographies de la BDORTHO 2006 (fig. 2A). Les clichés ont permis d’identifier une enceinte constituée de quatre fossés subparallèles et discontinus (fig. 2B). En 2015, la réalisation de prospections géomagnétiques ont mis en évidence une organisation complexe du site qui comporte en fait trois enceintes fossoyées imbriquées (fig. 2C), délimitant une superficie d'environ 5 ha (Mathé et Ard dir., 2015 ; Bruniaux et al., 2017). Le site comprend (i) une enceinte externe (E1) composée de quatre fossés visibles sur les photographies aériennes ; (ii) une enceinte médiane (E2) constituée d'au moins trois fossés et enfin (iii) une enceinte interne (E3) incluant un seul fossé continu en forme d'arc de cercle. Les fossés des enceintes externe et médiane sont interrompus par un ensemble de 10 entrées. Deux d'entre elles (C1 et C2) sont localisées au niveau des fossés externes des enceintes E1 et E2 et correspondent à des dispositifs d'entrée en forme de « pinces de crabe » caractéristiques de la région du Centre-Ouest de la France (Burnez et Louboutin, 1999).

A: aerial photography of the Grand Ecours' valley; B: aerial photography of the causewayed enclosure of the Le Pontet; C: geomagnetic anomaly map of the causewayed enclosure of the Le Pontet; D: radiocarbon dates for the Neolithic; E: radiocarbon dates for the Iron Age.
1. Archaeological trench; 2. Coring site; 3. External enclosure; 4. Middle enclosure; 5. Internal enclosure; 6. Entrance of the shape of crab's pincers.

11L'enceinte fossoyée du Pontet est attribuée au Néolithique récent de type Peu-Richard dans son faciès maritime, à l'image de la plupart des enceintes de la région (Burnez et al., 2001). À partir de l'étude du mobilier céramique, lithique et des datations radiocarbones des structures, deux phases d’occupations néolithiques sont identifiées entre 3600-3300 cal. BCE et 3300-2900 cal BCE, soit à la charnière entre la fin du Néolithique récent I (3600-3350 cal. BCE) et du Néolithique récent II (3200-2900 cal. BCE) (Ard dir., 2022) (fig. 2D). Une réoccupation du site est également mise en évidence durant la Protohistoire par un niveau de briquetage, qui a livré du mobilier attribué au deuxième tiers du III^e s. BCE (Tène B2/C1) (fig. 2E). Cependant, cette occupation de l’âge du Fer pourrait avoir une chronologie plus longue (Vacher in Mathé et Ard, 2022). Une réoccupation médiévale ponctuelle est également reconnue et attribuée aux XI^e et XII^e siècles.

12Dans le cadre des prospections géomagnétiques réalisées par Bruniaux et al. (2017) pour caractériser l'architecture de l'enceinte fossoyée, une anomalie magnétique de forte intensité et étendue a été identifiée en contrebas de la structure en bordure du versant qui pourrait correspondre à une accumulation de matériaux chauffés, peut-être du briquetage qui attesterait d'une d'exploitation de sel ignigène. (fig. 2C). Cette anomalie magnétique a fait l’objet de travaux de terrains afin de préciser sa nature, sa chronologie, son épaisseur, son contexte d'installation et sa relation avec le site et son environnement.

3. Matériels et méthodes

3.1. Acquisition des données de terrain

13Pour répondre à ces questions, une démarche pluridisciplinaire a été mise en œuvre qui croise apports des méthodes géophysiques de surface (prospection géomagnétique, prospection électromagnétique et sections de résistivité électrique) et acquisition de données stratigraphiques par tranchées et carottages (fig. 3).

3.1.1. Données géophysiques

14Prospection électromagnétique par méthode Slingram

15Une prospection électromagnétique a été réalisée sur une surface de 34 ha de la vallée du Grand Écours incluant le plateau calcaire et une partie du fond de vallée (fig. 3). Elle a été effectuée à l'aide d'un conductivimètre EM31-MK2 (Geonics Limited) équipé de deux bobines émettrice et réceptrice espacées l’une de l’autre de 3,66 m et fonctionnant avec une fréquence de 9,8 Hz. Le conductivimètre fonctionne à une fréquence de 1 Hz et les mesures sont couplées à un système GPS pour le positionnement. Cet instrument possède une profondeur d'investigation comprise entre 1,5 et 5 m sous l'instrument. Le protocole d'acquisition consiste à effectuer des profils espacés chacun de 4 à 5 m. Les mesures de conductivité apparente sont interpolées par la méthode de distance inverse à une puissance avec une maille d’interpolation de 2x2 m. La carte de conductivité apparente produite permet de différencier les différentes unités géomorphologiques au droit du site étudié.

16Prospection géomagnétique

17Une prospection géomagnétique à haute résolution et haute précision (30 points/m²) a été réalisée en mai 2015 sur le site du Pontet sur une zone de 5 ha à l’aide d’un protocole associant un magnétomètre à pompage optique à vapeur de césium (G-858, Geometric) et une station totale (S8, Trimble) pour un positionnement précis des mesures magnétiques (fig. 3). Le protocole est détaillé dans Lévêque et Mathé (2015) et Bruniaux et al. (2017). Les objectifs de cette prospection étaient de préciser la géométrie de l'enceinte du Pontet, de cartographier les fossés et d'identifier d'éventuelles structures non visibles sur les photographies aériennes (fig. 2C).

18Sections de résistivité électrique

19Au total, 20 sections de résistivité ont été acquises dans la partie médiane et aval du fond de vallée (fig. 3). L'acquisition des pseudosections de résistivité apparente a été réalisée à l'aide d'un résistivimètre Terrameter LS (ABEM) utilisant un protocole de mesure combinant les configurations de quadripôle Wenner-Schlumberger et Dipôle-dipôle. Le résistivimètre est connecté à 64 électrodes en inox réparties uniformément selon un profil par l’intermédiaire de deux flûtes. Le choix de l’écartement inter-électrodes conditionne la profondeur d’investigations maximale et la résolution spatiale de la pseudosection, sachant qu’un petit écartement fournit une résolution plus importante au détriment de la profondeur d’investigation. Sur le site, plusieurs écartements inter-électrodes ont été effectués suivant les objectifs souhaités, avec des écartements de 0,5 m, 1 m et 2 m fournissant une profondeur d’investigation maximale respective de 6 m, 12 m et 24 m. Comme les pseudosections sont une représentation des mesures, elles ont été inversées avec le logiciel Res2Dinv (Geotomo Software) (Loke et Baker, 1996 ; Loke, 2014) pour obtenir un modèle de la géométrie des résistivités du sous-sol, appelé section de résistivité électrique. La longueur cumulée des sections est de 3374 m. Elles répondent ici à trois objectifs : (i) caractériser le remplissage sédimentaire du fond de vallée, (ii) identifier la limite du contact entre le substratum et le remplissage et (iii) sélectionner les sites de carottage. Dans ce travail, seules les sections 6, 8 et 10 qui apportent des informations significatives sur l’architecture sédimentaire de la vallée seront présentées en détail (fig. 3). Les autres données peuvent être consultées dans Bruniaux (2017).

3.1.2. Carottages

20Si l'approche géophysique a tout d'abord été privilégiée, elle a toutefois montré des limites, notamment en raison de la saturation en sel du milieu (Bruniaux, 2017). Afin de compléter ces informations, six carottages, d’une profondeur comprise entre 3 à 8 m, ont été réalisés en contrebas du site du Pontet, suivant un gradient amont-aval (fig. 3). Les carottages ont été réalisés à l’aide d’un carottier à percussion thermique Cobra TT. Les prélèvements ont été réalisés en tube PCR de 6 cm de diamètre. Seules les carottes S2 et PONT01 ont atteint le substratum calcaire respectivement à 5,50 et 7,50 m. Outre le complément d’information sur la profondeur du substratum, ces données permettent : (i) de caractériser l'organisation stratigraphique du remplissage de la zone humide, (ii) d'établir sa chronologie sur le temps long (i.e. l'Holocène) et (iii) de documenter le contexte paléogéographique du site en relation avec l'évolution du niveau marin et du colmatage sédimentaire.

3.1.3. Tranchées archéologiques

21Plusieurs tranchées ont été réalisées à la pelle mécanique dans les parties basses des versants là où l’implantation de carottages est difficile en raison de la pente. Elles permettent d’appréhender l’évolution latérale continue des formations superficielles. Dans le cadre de ce travail, seule la tranchée Tr10-11, d’une longueur de 35 m et d'une profondeur de 2 m à 2,5 m sera présentée (fig. 3). Elle est située perpendiculairement au versant et traverse une anomalie magnétique sur toute sa largeur (fig. 2C). Le carottage SNP01 a été acquis dans son prolongement. La tranchée a fait l’objet d’un enregistrement photographique et d’un relevé par log régulier. Pour chacun d’eux, un descriptif des faciès pédo-sédimentaires a été réalisé sur le terrain.

3.2. Traitement des données sédimentaires

22Après extraction, les carottes ont été découpées et photographiées. Elles ont ensuite fait l'objet d'une description macroscopique des faciès sédimentaires incluant la couleur, la texture, la structure et la présence d'inclusions. Les carottes S1 à S4 ont été analysées (granulométrie et susceptibilité magnétique) au laboratoire LETG (Brest) dont les résultats ont été publiés dans Bruniaux (2017). Pour la séquence PONT01, la description visuelle des faciès a été améliorée par la photographie à haute résolution et une radiographie Scopix® réalisées par la plateforme « Analyse des Carottes Sédimentaires » du laboratoire EPOC (Bordeaux). Les données granulométriques ont été acquises à un intervalle d'échantillonnage régulier de 5 cm soit au total 104 échantillons de 1 cm³. Après avoir été séchés à l'étuve à 105°C pendant 24 h, les échantillons très indurés sont délicatement désagrégés dans un mortier. Pour chacun d'entre eux, 5 g de sédiments ont été traités avec une solution d'hexamétaphosphate de sodium à une concentration de 108 g/L pour disperser les agrégats. L'analyse granulométrique a été réalisée à l'aide d'un granulomètre laser Horiba LA-960V2 au laboratoire LIENSs. Les données obtenues représentent le pourcentage du volume pour chacune des 97 classes de taille de grain, comprises entre 0,01 à 3 000 μm. Elles ont été ensuite traitées par le logiciel Gradistat pour le calcul des indices granulométriques élémentaires (médiane, indice de tri, asymétrie et kurtosis). Une Analyse en Composantes Principales (ACP) a été réalisée sur les données granulométriques brutes afin de caractériser la nature des échantillons sédimentaires. Les scores de l'ACP ont ensuite fait l'objet d'une Classification Ascendante Hiérarchique (CAH) afin d'établir des groupes d'échantillons similaires. La procédure statistique utilisée sous le logiciel R est détaillée dans Duquesne et Carozza (2023). Les teneurs en argile, limon et sable déterminées à partir de Gradistat ont ensuite été traitées dans le package R Soil Texture Wizard (Moeys, 2018) afin de caractériser la texture de chaque séquence à partir du système de classification texturale français (« AISNE ») (Jamagne, 1967 ; Baize et Jabiol, 1995). Le D₅₀ et le D₉₉ ont également été extraits pour la construction d'une image CM (Passega, 1964). Ce graphique est constitué de segments homogènes correspondant à des processus de dépôt des sédiments : décantation, suspension homogène, suspension gradée, saltation et roulage. Les limites des segments ont été définies à partir des travaux de Duquesne (2021) et Duquesne et Carozza (2023). L’interprétation de l’image CM a été faite notamment en comparaison avec les données obtenues par Bertrand (2008) sur le marais de Gemido. La discrimination des modes de dépôts est ici difficile en raison de la forte homogénéité des valeurs du D₅₀ et du D₉₉ dans le cas d'échantillons à granulométrie fine. Ce type d'analyse centrée uniquement sur deux indices ne permet pas non plus d'aborder la complexité des distributions granulométriques des échantillons multimodaux. Aussi, les données ont fait l’objet d’une classification par la méthode EMMAGeo (EMMAgeo version 0.9.7; R version 4.2.0) afin d'identifier et de quantifier les processus de transport et de dépôt des sédiments (Dietze et Dietze, 2019 ; Dietze et al., 2012 ; Dietze et al., 2013 ; Dietze et al., 2014 ; Dietze et al., 2022). Cette approche statistique permet de décomposer les distributions granulométriques d'échantillons multimodaux en classes et de calculer leur contribution respective par rapport à la composition du sédiment brut. La méthode retenue ici est le protocole EMMA robuste développé par Dietze et al. (2022), déjà appliquée sur un enregistrement sédimentaire similaire dans Duquesne et Carozza (2023). L’interprétation des données repose sur la démarche proposée par Lenz et al. (2023) sur les marais de fond de baie de Tümlau.

3.3. Chronologie

23La chronologie des séquences repose sur 22 datations ¹⁴C effectuées sur les carottes S2, S3, SNP01 et PONT1. Elles ont été réalisées sur fragment végétal, fraction organique, bois et charbon (tab.1). Les datations ont été calibrées à l'aide du package R CLAM (Blaauw, 2010) en utilisant la courbe de calibration IntCal20 (Reimer et al., 2020). Les datations ¹⁴C ont été calibrées à un intervalle de confiance de 95 % (2 σ) et sont exprimées en années calibrées BP (cal. BP) ou en années calibrées BCE/CE (cal. BCE/CE) afin de permettre les comparaisons avec les données archéologiques. Les datations ont été utilisées pour la construction dʼun modèle âge/profondeur afin d’estimer les âges de niveaux repères et la détermination des vitesses de sédimentation. Six datations ont été rejetées car elles présentent une inversion significative.

24En complément des datations ¹⁴C environnementales, les éléments de datation archéologique et ¹⁴C des structures ont été intégrés dans ce travail afin de documenter la chronologie des occupations néolithique et protohistorique du site du Pontet (Ard dir., 2022) (tab. 1, fig. 2D, E). Ils ont été traités de la même manière que les dates environnementales.

4. Résultats

4.1. Apport des données géophysiques

25La carte de la conductivité électrique apparente a été utilisée afin de reconstituer la paléogéographie de la zone basse et son contact avec les versants (fig. 4). Les sections de résistivité électrique ont ensuite été réalisées pour obtenir une information stratigraphique sur le remplissage sédimentaire notamment dans les zones de vallons encadrant l’éperon du Pontet. L’association de la carte de conductivité apparente et des sections de résistivité offre une vision en 2,5 D de la géométrie et du remplissage sédimentaire du vallon.

26La carte de la conductivité électrique apparente montre une opposition nette entre les zones topographiquement basses caractérisées par une conductivité supérieure à 150 mS/m et les zones de plateau et de versants dont la conductivité est comprise entre 30 et 150 mS/m (fig. 4). Les zones basses, constituées de matériaux fins de type bri argilo-limoneux à limono-argileux présentent une conductivité élevée. Cependant, des fluctuations de leur valeur sont observées qui s’expliquent par trois facteurs : (i) l’épaisseur des formations fluvio-marines qui augmente d’amont en aval et des versants vers l’axe du vallon ; (ii) l’existence d’un gradient de salinité amont-aval au sein de la vallée du Grand Écours lié aux intrusions d’eaux salines estuariennes et (iii) les perturbations anthropiques induites par des remblais, les perturbations des reliefs en surface et les effets de drainage des fossés. L’altitude de la démarcation de cette formation est remarquablement constante à +3 m NGF, ce qui correspond à la hauteur des PMVE. Les versants se caractérisent quant à eux par une conductivité comprise entre 50 et 75 mS/m. La valeur inférieure suit l’isohypse +6 m NGF et est tabulaire à l’échelle du site. Elle est interprétée comme la base du niveau des marnes du Turonien inférieur, épaisses de 4 à 6 m (Marnes grises à Exogyra columba gigas ; Bourgueil et al., 1972). Le plateau, globalement peu conducteur montre des variations progressives de la valeur de conductivité sur les versants convexes comme au lieu-dit La Pougne, mais plus brutales dans le cas de versants abrupts et à falaises comme au nord de l’éperon du Pontet. Ces variations morphologiques résultent en grande partie de remaniements des versants par les travaux agricoles. L’organisation des formations sédimentaires et en particulier leur épaisseur peut être précisée à partir des données ERT (sections 6, 8 et 10) (fig. 5).

27La section 6 d’une longueur de 580 m est orientée perpendiculairement à l’axe du vallon du Grand Ecours dans sa partie aval (fig. 3-5). Elle permet de préciser l’organisation stratigraphique du plateau et des versants, ainsi que son contact avec le remplissage de fond de vallée et son architecture alluviale. Le plateau et les coteaux montrent une succession d’unités parallèles à résistivité contrastée (anomalies M5, M6 et M7) d’origine lithologique qui opposent les calcaires (M5 et M7) et les marnes (M6) comme cela a été suggéré par la carte de la conductivité électrique apparente. La zone basse montre une organisation complexe et la délimitation entre le substratum calcaire et le remplissage alluvial est difficile, en raison de la saturation en eau saumâtre. Sur la zone de contact entre le substratum et le remplissage nord-ouest, l’anomalie M1 (résistivité < 5 mS/m) longue d’environ 100 m et dont la profondeur atteint 13 m, vient s’appuyer latéralement sur les niveaux M3a et M3b (résistivité comprise entre 25 et 50 mS/m). Le substratum de ce paléo-vallon apparaît ainsi très hétérogène. La partie sud-est de la section montre une superposition entre l’anomalie M1 et M2 légèrement plus résistante (7 à 10 mS/m). La démarcation entre les deux ensembles est peu contrastée et la géométrie de l’incision du vallon du Grand Écours est difficile à préciser. Toutefois, l’épaisseur du remplissage alluvial atteint ici une vingtaine de mètres au maximum. Cette section montre que l’éperon de Pougne se prolonge par une zone haute calcaire ennoyée sous le remplissage fluvio-estuarien peu épais.

28La section 8 d’une longueur de 480 m longe le tracé du Grand Ecours suivant une direction SSW-NNE depuis le pied du site du Pontet jusqu’à l’estuaire (fig. 3-5). Elle montre une organisation en trois ensembles distincts. Au sud, l’anomalie M1 vient reposer par l’intermédiaire de l’anomalie M2 sur le substratum calcaire résistif M3-2 (15 à 50 mS/m). Le contact entre M1 et M2 suggère une incision nette et à forte pente des calcaires. La partie centrale de la section, entre 120 et 360 m correspond à une superposition entre des calcaires résistifs (M3a et M3b) et l’anomalie M1 d’une épaisseur ici très réduite (< 3 m). Le plateau calcaire apparaît ici faiblement recouvert par les formations fluvio-estuariennes en raison de la remontée du substratum qui affleurent ici à -2 m NGF. Enfin, la partie nord-est de la section montre à nouveau une superposition entre les anomalies M3-2, M2 et M1. Elle correspond à une nouvelle incision profonde des calcaires qui atteint ici environ 15 m. La section 6 montre ainsi l’existence de deux zones incisées connectées aux deux vallons du Pontet et de la Pougne, séparés par une zone de versants ennoyée vers -2 m NGF.

29La section 10, d’une longueur de 190 m, est perpendiculaire au versant et recoupe l’ensemble de la combe située au nord du site (fig. 3-5). Elle permet d’imager l’ensemble du colmatage de ce vallon et d’en décrire l’organisation. Cette zone ayant été par la suite recoupée par la tranchée Tr10-11 et le carottage SNP01(cf. infra), les interprétations proposées peuvent être validées par recoupement avec ces éléments de terrain. Elle montre une organisation en 5 ensembles. À la base, l’anomalie M2 présente des valeurs de résistivité très faible (< 7 mS/m) et correspond à des calcaires saturés en eau salée. L’ensemble est composé des anomalies M7, M3b et M3.

30À partir de ces données et des informations complémentaires fournies par les sections disponibles dans Bruniaux (2017), il est possible de reconstituer un profil en long du substratum dans le vallon. Les données des carottages viennent compléter ces informations et valider le positionnement du contact.

4.2. Les données des carottages et de la tranchée archéologique

31Les principales informations sur l’organisation et la chronologie du remplissage sont apportées par les carottages S3, S2 et PONT01 ainsi que par la tranchée archéologique Tr10-11, complétée par le carottage SNP01.

Séquence S3

32Le sondage S3, d’une profondeur de 8 m n’a pas atteint le substratum (fig. 5). L’altitude de son sommet est de 2,99 m NGF. D’un point de vue granulométrique, la carotte S3 est homogène et correspond à un bri typique de texture argilo-limoneuse à l’exception de sa base plus grossière. L'analyse des end-members (EMs) identifie trois EMs principaux associés à une valeur modale respective de 67 μm, 110 μm et 120 μm (sables très fins). Les données granulométriques permettent de diviser la séquence S3 en 5 unités stratigraphiques (fig. 6).

A: log and analysis; B: french 'Aisne' texture triangle; C: CM image.
1. Soil; 2. Clayey silt; 3. Sandy silt; 4. Silty sand; 5. Clay; 6. Silt; 7. Sand; 8. Decantation; 9. Uniform suspension; 10. Dynamic uniform suspension; 11. Graduated suspension; 12. Saltation and graduated suspension; 13. EM1 (67 μm - 49 %); 14. EM2 (110 μm - 49 %); 15. EM3 (120 μm - 1,9 %).

33L’US1, entre 8,00 et 7,83 m est un limon argileux massif sombre dont le contact avec l’unité supérieure est franc. Elle pourrait correspondre au sommet d’un paléosol de type colluvisol hydromorphe. L’US2 (7,82-7,50 m), épaisse de 0,32 m est un sable limoneux lité mis en place par suspension uniforme à forte énergie ou par suspension graduée d’après l’image CM. Deux niveaux sableux remarquables d’une épaisseur centimétrique à 7,55 et 7,77 m s’intercalent, traduisant l’existence d’épisodes de dépôt à très forte énergie. Une valve entière non usée de cerastoderma sp. a été recueillie à 7,72 m. Cette unité pourrait correspondre à un haut de vasière. L’US3 (7,49-4,55 m), d’une épaisseur de 2,94 m se caractérise par une diminution de la proportion des sables (< 25 %) et un D₅₀ compris en 10 et 30 μm. Elle est constituée de l’EM1 et l’EM2 dont les contributions sont inégales. En revanche plusieurs niveaux s'individualisent par une contribution plus importante de l’EM2 ce qui témoigne de périodes à plus forte énergie. L’image CM indique une mise en place par des processus hétérogènes où dominent les suspensions uniformes à forte énergie, uniformes et graduées. Cette unité est interprétée comme une vasière parcourue par des chenaux tidaux. L’US4a (4,54-2,06 m) est extrêmement homogène et est représentée uniquement par l’EM1. Elle correspond à un faciès de bri bleu limono-argileux typique. Elle est marquée par une diminution de la fraction sableuse (< 10 %) et du D₅₀ compris entre 7 et 11 μm. La classification par l’image CM indique que la base de cette unité est dominée par les processus de décantation alors que son sommet est caractérisé par la mise en place par suspension graduée, traduisant une augmentation de l’énergie, probablement en lien avec l’accroissement de l’importance de la marée. Cette unité correspond à une sédimentation de schorre. L’US4b (2,05-1,01 m) montre une augmentation de la fraction sableuse et des processus de saltation associés à un milieu de dépôt plus énergique. Elle est dominée presque exclusivement par l’EM1. La contribution de l’EM3 est très mineure, mais elle indique l'enregistrement d'évènements à forte énergie. Elle pourrait correspondre à des dépôts mis en place près d’un chenal tidal parcourant le schorre. Enfin, l’US5 (1-0 m) est très hétérogène. Elle se singularise par une variation élevée du D₅₀, une augmentation de la fraction sableuse et une contribution inégale des 3 EMs. Son faciès est marqué par les processus post-dépositionnels d’oxydo-réduction (US5a) et de remaniements par le travail du sol (US5b).

Séquence S2

34La carotte S2 recoupe une séquence de 6 m et a atteint le substratum calcaire à 5,50 m (fig. 6). L'altitude de son sommet est de 2,84 m NGF. La séquence S2 présente globalement une texture limono-argileuse propre aux formations de bri. Globalement, les sédiments sont caractérisés par un D₅₀ voisin de 30 μm, une asymétrie négative (< 0,10), une distribution platykurtique à mésokurtique et un indice de tri élevé (> 2,5). La déconvolution par la méthode EmmaGeo permet d’identifier cinq contributions ou end-members (EMs) qui correspondent aux limons fins (EM1, 13 μm), limons grossiers (EM2 et 3, 36 et 53 μm respectivement) et sables très fins (EM4 et 5, 65 et 78 μm respectivement). Ces données granulométriques permettent de proposer un découpage de la séquence S2 en cinq unités stratigraphiques (fig. 7).

A: log and analysis; B : french 'Aisne' texture triangle; C : CM image.
1. Soil; 2. Clayey silt; 3. Sandy silt; 4. Silty sand; 5. Limestone; 6. Clay; 7. Silt; 8. Sand; 9. Decantation; 10. Uniform suspension; 11. Dynamic uniform suspension; 12. EM1 (13 μm - 1,9 %); 13. EM2 (36 μm - 18 %); 14. EM3 (53 μm - 36 %); 15. EM4 (65 μm - 3,1 %); 16. EM5 (78 μm - 42 %).

35L’US1 (6-5,50 m) correspond au substratum calcaire altéré. L’US2 (5,50-4,47 m) montre la superposition d'un niveau dominé par des limons sableux (US2a) et d'un niveau de sables limoneux (US2b). Les EMs 3 et 5 sont les contributeurs principaux de l'US2a (5,50-5,02 m). La contribution de l’EM3 augmente vers le sommet de l'unité, tandis que celle de l’EM5 diminue, ce qui traduit un affinement de la granulométrie et le passage à des conditions de dépôt plus calme. L’image CM indique une mise en place par suspension uniforme à forte énergie qui pourrait être associée à un bas de slikke. L’US2b (5,01-4,47 m) est quant à elle représentée presque exclusivement par l’EM5. Elle se caractérise par un grain médian avec des valeurs plus élevées, entre 20 et 30 μm, croissantes vers le sommet et par une augmentation de la teneur en sable (> 20 %). L'image CM montre une mise en place par des processus de suspension uniforme et uniforme à forte énergie. Elle pourrait être associée à un chenal tidal parcourant la slikke. L’US3 (4,46-3,42 m) montre l'alternance entre un niveau de limons légèrement argileux (US3a) et un niveau de limons sableux (US3b) dont la mise en place s'est faite principalement par suspension uniforme. L’US3a (4,46-4,02 m) se singularise par une réduction de la proportion de sable (< 15 %) et du grain médian (8 à 15 μm). Les EMs 2 et 3 montrent une contribution élevée et croissante vers le sommet. L’US3b (4,01-3,42 m) est très hétérogène. La base de l'unité présente une fraction sableuse plus importante (> 15 %), un grain médian moins fin (> 20 μm) et surtout une contribution très élevée de l’EM 5. À l'inverse son sommet montre un affinement de la granulométrie médiane, une réduction de la teneur en sable et une concentration importante de l’EM 3. Cette unité pourrait être associée à un haut de slikke. L’US4 (3,41-1,38 m) est très homogène. Elle présente un faciès de bri bleu limono-argileux typique. Elle se caractérise par une réduction de la fraction sableuse (< 10 %) et du grain médian qui est compris entre 7 et 12 μm. L'image CM indique une mise en place dominée très largement par les processus de décantation associés à un milieu à très faible énergie. Les EMs 2 et 3 sont les principaux contributeurs. Toutefois l’apparition des EMs 4 et 5 bien que négligeables, permettent d'identifier des évènements à haute énergie dans l'enregistrement (i.e. couche de sables très fins). L’US4b (2,44-1,38 m) s'individualise par un grain médian et une fraction sableuse plus faibles et surtout par une contribution plus forte de l’EM 2, légèrement décroissante vers le sommet. L’US4 pourrait être associée à un bas de schorre soumis à des submersions régulières et des évènements de haute énergie. Enfin, l’US5 (1,37-0 m) est caractérisée par une réduction de la fraction sableuse (< 10 %), une légère augmentation de la teneur en argile (7 à 10 %) et un grain médian faible (< 12 μm). L'EM 2 domine très largement la partie supérieure de l'unité (US5a) et l’EM3 la partie inférieure avec des valeurs croissantes vers le sommet (US5b). Cette unité présente des processus post-dépositionnels et des remaniements. Elle correspond à un schorre mature.

Séquence PONT01

36La carotte PONT01 a recoupé une séquence sur une épaisseur de 8 m et a atteint le substratum calcaire à 7,58 m (fig. 8). L’altitude de son sommet est de 3,63 m NGF. La carotte PONT01 est très homogène et correspond globalement à une formation de bri limono-argileux. Les échantillons sédimentaires présentent des distributions globalement similaires caractérisées par un grain médian faible, une asymétrie faible à très faible, une distribution platykurtique à mésokurtique et un indice de tri élevé. Cinq end-members (EMs) ont été déterminés : EM 1 correspond aux limons fins (15 μm), EM2 aux limons moyens (18 μm), EM 3 aux limons grossiers (57 μm), EM 4 et 5 aux sables très fins (78 μm et 99 μm). Les données granulométriques permettent de découper la séquence PONT01 en six unités stratigraphiques (fig. 7), l’US1 étant associée au substratum calcaire et l’US6 à une unité remaniée, non analysée.

A: log and analysis; B : french 'Aisne' texture triangle; C : CM image.
1. Soil; 2. Clayey silt; 3. Clayey silt with fine horizontal laminations; 4. Limestone; 5. Clay; 6. Silt; 7. Sand; 8. Decantation; 9. Uniform suspension; 10. Dynamic uniform suspension; 11. Graduated suspension; 12. Saltation and graduated suspension; 13. EM1 (15 μm - 31 %); 14. EM2 (18 μm - 28 %); 15. EM3 (57 μm - 5,3 %); 16. EM4 (78 μm - 34 %); 17. EM5 (99 μm - 1,4 %).

37L’US2 (7,55-5,20 m) est très largement dominée par les EMs 2 et 4. La contribution de l’EM 5 est très mineure, mais elle met en évidence l'enregistrement discret d'évènements à haute énergie (i.e. des couches de sables très fins). L'unité présente une texture homogène limono-argileuse légèrement sableuse. Le grain médian est faible mais il varie entre 9 et 34 μm. Les conditions de dépôts sont très hétérogènes impliquant des processus de suspension uniforme à forte énergie, uniformes et graduées. Cette unité peut être interprétée comme un haut de vasière. Elle est divisée en trois ensembles selon la granulométrie. L’US2a (7,55-7,05 m) se différencie par une fraction sableuse aux valeurs plus faibles décroissantes vers le sommet. Les scores des EMs montrent également un affinement de la granulométrie. L’EM 2 augmente progressivement, à l'inverse l’EM 4 décroît. L’US2b (7,04-6,05 m) se différencie par une variation du grain médian et une fraction sableuse légèrement plus faible. La base de l'unité montre une contribution plus forte des EMs 3 et 4, à l'inverse son sommet est dominé par l’EM 2. L’US2c (6,04-5,20 m) s'individualise par un grain médian aux valeurs légèrement plus élevées, une fraction sableuse plus faible (< 20 %) et surtout une contribution plus forte de l’EM 4. L’US3 (5,19-4,59 m) est dominée par les EMs 2 et 4. Elle correspond à un bri limono-argileux. Le grain médian affiche des valeurs faibles, entre 6 et 16 μm, croissantes vers le sommet et une teneur en argile forte (> 20 %) et décroissante. Un niveau fin s'individualise à la base de l'unité à 5,19-5,10 m, par une contribution totale de l’EM 1. L'image CM indique que la base de cette unité est mise en place par des processus de suspension uniforme alors que son sommet est marqué par une mise en place par suspension uniforme à haute énergie, suggérant des conditions de dépôt plus énergiques probablement attribuées à l'importance de la marée. L’US4 (4,58-3,62 m), d'une épaisseur de 0,96 m, se différencie de l'unité précédente par la présence de fines laminations brunes horizontales et régulières mises en évidence par l'image Scopix. Cette unité présente également un limon argileux typique du bri mis en place par suspension uniforme. Elle se caractérise par un grain médian plus faible (< 12 μm), une teneur en argile plus forte (> 25 %) et une contribution de l’EM 2 plus importante par rapport à l'unité précédente. En revanche plusieurs niveaux à granulométrie très fine se distinguent par une contribution exclusive de l’EM 1 à 4,54-4,48 m, 4,38-4,33 m et 3,67-3,62 m. L’US3 et l’US4 peuvent correspondre à une vasière. L’US5 (3,61-2 m) montre une texture limono-argileuse typique du bri. Elle se caractérise par un grain médian faible, inclus entre 4 et 16 μm et une teneur en argile forte, comprise entre 20 et 40 %. Les variations de la granulométrie permettent de diviser cette unité en deux ensembles. L’US5a (3,61-2,80 m) s'individualise par un grain plus élevé, entre 8 et 16 μm, et une légère fraction sableuse (5-12 %) dont les valeurs sont décroissantes vers le sommet. Elle est représentée principalement par les EMs 2 et 4. L’EM 2 présente une contribution croissante vers le sommet. L'image CM indique une mise en place par suspension uniforme. L’US5b (2,79-2 m) se différencie par une faible variabilité du grain médian, entre 4 et 7 μm, une augmentation importante de la fraction argileuse (> 30 %) et des processus prédominants de décantation associés à un milieu de dépôt à très faible énergie. Elle est constituée des trois premiers EMs. Leur distribution est inégale, mais le sommet de l'unité est dominé par l’EM 1, traduisant un niveau à granulométrie très fine à 2,24-2,09 m.

4.3. L’apport de la tranchée Tr10-11 et du carottage SNP01

38La tranchée Tr10-11 d’une longueur de 35 m a été implantée en pied de versant afin de clarifier la relation entre les formations superficielles et une large anomalie magnétique identifiée en zone basse (fig. 2C, 3). La tranchée est profonde de 2,5 m en moyenne et a atteint le substratum dans sa partie haute. Dans la partie basse de la tranchée, un sondage profond de 4,4 m (log 10.1, fig. 9) a été réalisé afin de traverser l’ensemble des formations superficielles, mais le substratum n’a pas été atteint. Enfin, le carottage SNP01 a été implanté en pied de versant après décaissement des formations superficielles jusqu’à la côte +3,95 m NGF. Ce carottage a recoupé 3 m de formations plus ou moins anthropisées sans atteindre le calcaire en place. Outre la description visuelle des unités traversées, cette carotte à fait l’objet d’une mesure de susceptibilité magnétique afin d’identifier le plus précisément possible des niveaux anthropisés et effectuer un échantillonnage pour datations radiocarbones. Les données présentent de manière synthétique l’identification des unités stratigraphiques sur la Figure 8 :

• L’US15 est une formation argilo-limoneuse calcaire beige clair renfermant des blocs calcaires anguleux. Elle correspond à une colluvion issue des formations crétacées identifiées par Bourgueil et Moreau (1972) sur les versants dominant la Charente. Le signal SM de cette unité est très faible, inférieur à 10^-3 SI ;

• Les US 14 et 13 correspondent à deux horizons d’un sol hydromorphe, l’horizon supérieur de couleur noire est enrichi en éléments organiques. Les caractéristiques de ce niveau le rapprochent d’un humus de type anmoor qui se forme en condition anaérobiose non permanente où la nappe phréatique subit des variations saisonnières importantes. L’augmentation du signal SI jusqu’à 2x10^-3 SI est associée à la pédogenèse et à l’enrichissement en argiles. Le sommet de l’unité 13 a livré une date 4010 +/- 30 BP (2617-2489 cal. BCE) ;

• Les US 11 et 12 d’une épaisseur de 0,65 m sont des colluvions limono-argileuses renfermant des blocs grossiers anguleux et altérés issus des versants. Les deux unités se différencient par leur teneur en fines qui diminue vers le haut de la séquence et par une augmentation corrélative de la fraction caillouteuse. Localement, ce niveau est enrichi en fragments de charbons de bois, de tessons de céramiques qui ont été attribués au Néolithique récent ainsi que des coquilles fragmentées. Ces éléments sont probablement en position remaniée ;

• Les US 10 et 9, d’une épaisseur cumulée de 0,65 m, correspondent à une importante séquence de colluvions très anthropisée, qui se distinguent par leur texture et leur couleur. L’US 10 de couleur brun clair, renferme de nombreux éléments calcaires roulés de petite taille. L’US 9, montre un enrichissement en matière organique et en fragments de céramique ;

• L’US 8 d’une couleur gris-vert et de texture fine montre à son sommet un niveau de blocs calcaires. Cette unité très atypique à valeur de SM minimale, pourrait correspondre à un apport volontaire de matériaux destinés à constituer une plateforme sur laquelle viennent s’installer les activités de briquetage ;

• Les US 7 et 6 correspondent à des formations brun-ocre renfermant de très nombreux fragments de vases à sel, de pilettes et de fragments de terre cuite. L’US 7 renferme de nombreux vases entiers. Le signal SM de cette unité est très élevé (4x10^-3 SI). L’organisation des stratifications à contre-pente suggère des accumulations volontaires de rejets. L’US 6, proche par sa texture et sa couleur est cependant plus massive et ne renferme pas de vases entiers. Sa signature SM est également moins forte ce qui renforce l’hypothèse d’une formation partiellement remaniée sur de courtes distances. L’US 7 a livré à son extrême base une date radiocarbone 2490 +/- 30 BP (780-510 cal. BCE), contemporaine du 1er âge du Fer ;

• L’US 5 est une colluvion brun clair renfermant une forte charge de graviers et de blocs anguleux, qui s’épaissit dans la partie basse du versant. Cette formation renferme des éléments de céramiques protohistoriques roulés dans le bas du versant. Dans la partie haute du versant, la couleur plus brune et l’aspect plus grumeleux témoignent d’une légère pédogenèse et d’une stabilisation temporaire de l’équilibre du versant ;

• Les US 4 et 3, épaisses de 0,50 m en moyenne sont une colluvion brun clair à matrice limoneuse, qui renferme des éléments calcaires grossiers sub-anguleux et quelques rares fragments de céramique protohistorique. L’US 3 se distingue par l’apparition d’une structure grumeleuse et plus grise ainsi que de biocalcitisations qui attestent d’une évolution pédologique ;

• Les US 2 et 1 correspondent à des remblais liés aux activités de terrassements agricoles menées au cours de la période récente.

5. Discussion

39A partir des données des sections électriques, de carottages et de la tranchée archéologique, il est possible de proposer une reconstitution schématique du profil en long de la vallée du Grand Ecours, de sa paléo-topographie, et de l’organisation sédimentaire de son remplissage. Ces données peuvent être mises en corrélation avec l’évolution régionale du niveau marin et permettent de proposer une reconstitution de l’évolution paléogéographique du vallon en cohérence avec les données stratigraphiques.

5.1. Evolution paléogéographique de la Charente

40En utilisant les sections électriques perpendiculaires à l’axe du vallon (sections 2, 6, 10 et 14) la côte du point le plus bas du remplissage sur chaque profil peut être identifiée. Elle donne l’altitude locale de la base du calcaire. Les profils intermédiaires (sections 5, 8 et 9 notamment) ainsi que les carottages (S3, S1 et PONT01) permettent de compléter la restitution de cette géométrie (fig. 10). Le profil en long de l’axe du talweg présente une pente régulière et forte de l’ordre de 1 %. En l’absence de données locales, le raccordement avec l’axe fluvial de la Charente reste incertain. Les données des carottages les plus proches, localisés au niveau du Pont du Matrou (BSS001RLSR), soit 3,6 km en amont, indiquent une côte de base du talweg entre -13,6 et -11,6 m NGF alors que les données des carottages de Rochefort (BSS001RLSW), situés plus en amont, indiquent une profondeur plus importante de -26,4 m NGF. Ces dernières données n’ont pas été confirmées par des sections de résistivité récentes acquises sur le site de l’ancien bagne, qui indiquent des profondeurs du substratum vers -16 m NGF (Mathé et Carozza, inédit). Cependant, ce point n’a pas directement d’incidence sur l’évolution paléogéographique de la vallée du Grand Écours pour la période d’intérêt.

41D’après les données régionales de remontée du niveau marin (Stéphan et Goslin, 2014 ; Garcia-Artola et al., 2018) complétées par Carozza et al. (2023) pour les périodes anciennes, les premières influences marines pourraient être perçues dans la partie aval de la vallée vers 5800 cal. BCE. Durant cet intervalle, des formations continentales hydromorphes s’accumulent au pied de la colline du Pontet comme le montre la base de la carotte S3 (US1). Au droit du site, les influences marines, d’abord limitées aux PMVE, se manifestent vers 5475 cal. BCE comme l’atteste la datation obtenue sur la carotte S3. Au pied du site se développe alors une vasière intertidale marquée par des apports sableux probablement liés à la présence de chenaux tidaux (fig. 11). Ces données sont conformes aux conclusions de Carbonel et al. (1998) qui identifient un maximum transgressif contemporain du VI^e millénaire. L’aggradation rapide de la vasière (0,22 cm/an pour la carotte S3 et 0,14 cm/an pour la carotte PONT01 à partir de 3900 BCE) se poursuit en relation avec le maintien d’une vitesse de remontée rapide du niveau de la mer jusque vers 3000 BCE. À cette date, les carottes S2, S3 et PONT01 enregistrent une transition synchrone vers des dépôts plus fins, mis en place par décantation et interprétés comme le passage à un bas de schorre. Comme l’ont montré Haslett et al. (2003), la réduction de la vitesse de remontée du niveau marin et le maintien de vitesses de sédimentation élevées se traduisent par une progradation des marais littoraux. Plus au sud, dans le marais de Brouage, les premiers cordons littoraux internes se forment à la même période (Carozza et al., 2023) ce qui conforte l’hypothèse de la réduction de la création d’espace disponible et d’un début de progradation des marais amonts à cette date. Ce résultat montre cependant un décalage important, de près d’un millénaire, avec les hypothèses proposées par Carbonel et al. (1998) sur les marais de l’estuaire de la Charente. Celui-ci s’explique principalement par l’absence de données chronologiques fiables pour la période postérieure à 3500 BCE dans les travaux de ces auteurs.

5.2. Conséquences des évolutions paléogéographiques sur l'occupation humaine

42Durant la première phase de l’occupation néolithique du site du Pontet (3600-3300 cal. BCE), le niveau moyen de la mer est estimé à -2,7 m NGF (fig. 11). Les PMVE seraient voisines de -0,4 m NGF et les PHMA de +0,1 m NGF. Les données de la carotte S3 indiquent alors à cette période l’existence d’un haut de vasière littorale en fond de vallon, alors que sur les versants, le carottage SNP01 montre le maintien d’un paléosol hydromorphe émergé jusqu’à 1620-1430 cal. BCE à +0,5 m NGF. Ainsi durant cette phase d’occupation, une vasière parcourue par des chenaux tidaux occupait le pied du site et pouvait permettre un accès direct aux eaux marines en vue de leur utilisation pour la production de sel ignigène soit, sur les versants soit, directement dans l’enceinte. La recherche d’éventuels vestiges de cette activité en pied de versant doit intégrer l’aggradation des marais depuis cette date (~ 2,5 m).

43Durant la seconde phase de l’occupation du site (3300-2600 cal. BCE), à partir de ca. 3000 cal. BCE, si le niveau marin moyen s’est peu élevé, la vasière laisse place à un schorre en progradation rapide à une côte voisine initiale des PMVE, soit +0,5 m NGF (fig. 11). L’éloignement de la ligne de rivage rend alors difficile l’exploitation directe en bordure de site. Il est alors possible que, sur ces terrains nouvellement émergés, des structures destinées à l’exploitation directe du sel ignigène aient été implantées en bordure de marais. Si ce type de structure n’a pas été reconnue sur le site du Pontet, une telle organisation spatiale a été décrite sur le site de la Garenne à Saint-Hippolyte, une dizaine de kilomètres en amont dans la vallée de la Charente (Mathé et Carozza, inédit), où une anomalie magnétique isolée dans la plaine, distante d’une cinquantaine de mètres a fait l’objet d’une exploration par carottage. Celui-ci a livré à une profondeur de 1,6 m (soit +1,5 m NGF) des éléments anthropiques (tessons, terre brûlée et silex) datés à 3345-3095 cal. BCE reposant sur un sol hydromorphe peu épais positionné sur un replat et recouvert par un bri bleu de plus d’un mètre d’épaisseur.

44La présence d’un important site de saunier de l’âge du Fer en pied de versant suppose un accès à l’eau salée jusqu’au pied de la butte du Pontet au cours de la seconde moitié du I^er millénaire BCE. L’installation saunière repose sur d’importants niveaux de colluvions issues des versants et renfermant des éléments de démantèlement de l’occupation néolithique. D’un point de vue chronologique, ces colluvions se mettent en place entre 1620-1430 cal. BCE et 780-510 cal. BCE, soit à l’âge du Bronze, peut-être en relation avec une exploitation agropastorale du plateau et des versants. Ces colluvions qui forment un prisme progradant sur le marais ont facilité l’installation saunière légèrement au-dessus des PMVE à environ +2 m NGF. L’importante accumulation de briquetage qui atteint près de 2 m au niveau du carottage SNP01 suggère une installation en proximité de la rupture de pente et du contact versant-marais comme cela est fréquemment le cas comme à Saint-Laurent-de-la-Pré (Vacher, 2017), à Muron (Vacher et Landreau, 2018) ou autour du Golfe de Brouage (Carozza et al., sous presse). La poursuite de la remontée du niveau marin durant le III^e et le II^e millénaire BCE conduit à une position du niveau moyen de la mer à -0,5 m NGF. La côte des PMVE serait alors voisine de +2,3 m NGF. Cette côte correspond au niveau d’apparition des vestiges de briquetage dans la partie basse du versant d’après le carottage SNP01.

45Ainsi, au cours de l’âge du Fer, les influences marines semblent présenter un caractère transgressif dans les marais. Ce phénomène, identifié de longue date en Bretagne (Morzadec-Kerfourn, 1974) et longtemps associé à une oscillation positive du niveau marin n’est documenté que de manière très discrète au sud de la Loire. Dans le bassin de la Boutonne, Carbonel et al. (1998) ont identifié une phase lacustre mal datée à une côte comprise entre -0,5 et +1,5 m NGF qui pourrait signer un épisode de recul du schorre et des marais littoraux. Dans l’estuaire de la Gironde, cet intervalle correspond à la formation du cordon Richard, un chenier qui atteste d’un puissant épisode de remaniement des marais (Diot et Tastet, 1995 ; Stéphan et al., 2019). Les travaux de révision de la courbe de remontée du niveau marin à l’échelle de la façade atlantique par Goslin et al. (2013), Stephan et al. (2015) et Garcia-Artola et al. (2018) ont conduit à réinterpréter cet épisode. Pouzet (2018) identifie une phase de tempêtes entre 850 et 550 cal. BP qui pourrait être la cause du recul des marais littoraux et de la pénétration des influences marines, en accord avec les données à l’échelle de la façade Atlantique. Ces éléments suggèrent que l’utilisation des sites sauniers de l’âge du Fer comme marqueur du maximum transgressif et pour reconstituer les paléogéographies (Gabet, 1968, 1970 et 1971) doit être reconsidérée.

6. Conclusion

46La production de sel ignigène dans les marais littoraux macro-tidaux de l’estuaire de la Charente durant le Néolithique moyen et jusqu’à l’âge du Fer est tributaire des conditions paléogéographiques qui permettent l’accès à l’eau marine. Celles-ci dépendent notamment de l’interaction entre les héritages topographiques liés à l’érosion Pléniglaciaire et à la remontée du niveau marin Holocène qui détermine la position locale du trait de côte. Au cours du Néolithique récent 1 la position du trait de côte au pied du site du Pontet a pu permettre une exploitation directe de la ressource en eau de mer pour la production de sel ignigène. Mais à partir de 3000 cal. BCE, le début de la progradation du schorre dans un contexte de ralentissement de la vitesse de hausse du niveau marin régional a conduit à un éloignement du trait de côte, nécessitant probablement une réorganisation spatiale du système de production. L’absence de vestiges clairement identifiés correspondant à cette seconde phase d’organisation pourrait s’expliquer par leur enfouissement à des profondeurs supérieures à 2,5 m sous la surface actuelle.

47La position du site à sel de l’âge du Fer, en pied de versant, ne traduit pas la position d’un maximum transgressif comme suggéré par Gabet (1968) mais se développe dans un contexte déjà régressif depuis plus de 1500 ans. Cependant, les premiers siècles du I^er millénaire BCE sont marqués par une phase d’érosion des marais en relation avec l’augmentation du régime des tempêtes qui a favorisé les entrées d’eau de mer loin dans les terres. L’utilisation de la position des sites sauniers de l’âge du Fer comme indicateur paléogéographique doit donc être maniée avec prudence en intégrant à la fois les données stationnelles comme la présence de chenaux de marais notamment et les évolutions locales de la réponse des marais à la baisse de la vitesse de remontée du niveau marin.

48Si les indicateurs archéologiques fournissent des jalons précieux et souvent non ambigus pour reconstituer l’évolution et la position du trait de côte, leur insertion au sein des dynamiques géomorphologiques reste la condition à la bonne compréhension des dynamiques géomorphologiques.

Auteur correspondant : Tel : + 33 (0)6 45 00 67 70, amelie.duquesne1@univ-lr.fr (Amélie Duquesne)