1La fouille archéologique du site du Vistre de la Fontaine 2-2 dans la plaine de Nîmes (fig. 1) s’inscrit dans un projet de méandration du tracé de cette rivière nîmoise qui fait suite, seulement 70 ans après, à sa rectification totale (fig. 2).
Fig. 1 ‑ Vue aérienne oblique vers le nord du site du Vistre de la Fontaine 2-2
Ce site est en cours de fouille, dans la plaine de la Vistrenque, au pied des collines calcaires nîmoises. L’encart en haut à gauche montre le contexte géographique du Vistre de la Fontaine (sud-est de la France, à l’ouest du delta du Rhône), affluent d’origine karstique du fleuve côtier le Vistre, aujourd’hui lui-même affluent du canal du Rhône à Sète.
Photographie : V. Lauras, Globdrone
Fig. 2 : Évolution du Vistre de la Fontaine entre 1945 et 2012
Le tracé en méandres encore actif en 1945 (A) est rectifié avant 1953 (B). Il demeure clairement visible en 2012 (C et D), sous la forme d’une anomalie linéaire méandriforme de verdure (humidité) qui recoupe le champ sec. Le rectangle rouge sur chaque image aérienne localise la vue en perspective du colmatage final du chenal du Vistre de la Fontaine bien visible sur la surface de décapage du site (E).
Sources : (A) IGN, (B) IGN, (C) et (D) Google Earth, (E) Mosaïques Archéologie
2Ce projet, qui fait partie d’un programme plus vaste consistant à redonner de la sinuosité au tracé du fleuve Vistre dont le Vistre de la Fontaine est un affluent, montre combien notre rapport aux cours d’eau s’est modifié durant cette période. Après un héritage séculaire de tentative de domestication des rivières, leur gestion s’ouvre désormais au postulat de l’instabilité constitutive des formes fluviales des géomorphologues ainsi qu’aux préoccupations écologiques (Bravard, 1998). L’objectif du syndicat mixte du bassin versant du Vistre (crée en 1998) qui pilote le projet est effectivement de restaurer la morphologie et le fonctionnement naturel de la rivière, promouvant la méandration du lit mineur et sa connexion à la plaine alluviale. Cet état de référence « naturel » que les aménageurs ont à charge de restaurer est cependant ambigu (Dufour et Piégay, 2009). Les hydro-systèmes évoluent sous le contrôle de nombreux facteurs ayant leur propre dynamique (e.g. Bravard et Petit, 2000) : quel état de référence choisir si tant est que l’on soit capable de les restituer parfaitement ? D’autre part, si l’état naturel fait souvent implicitement référence à l’époque pré‑industrielle, il est démontré que les hydrosystèmes co‑évoluent sous la double influence de processus naturels et humains, sur le long terme, au moins à l’échelle de l’Holocène récent (e.g. Neboit-Guilhot et Lespez, 2006). Laval et Verjus (2013) qui ont eu en charge l’étude morphologique du bassin du Vistre actuel soulignent, compte tenu des aménagements anciens dont le fleuve a été l’objet (drainage et endiguement sont documentés depuis le xiiie siècle), qu’il est difficile d’en caractériser le fonctionnement « naturel ». La nature ancienne était-elle donc plus naturelle (Dufour, 2018) ?
3La prescription de fouille du pont romain sur le site dénommé « Vistre de la Fontaine 2-2 » (Scrinzi et al., 2021) a offert la possibilité d’ouvrir une fenêtre sur l’évolution d’un tronçon de cet affluent du Vistre couvrant les 2 500 dernières années. On verra cependant que ce recul n’est même pas suffisant pour remonter à un état naturel du Vistre de la Fontaine. L’apparente défluviation de son chenal, synchrone du développement de l’agglomération nîmoise à la fin du vie s. av. J.-C. (Monteil, 1999), pose la question d’un possible facteur d’origine anthropique ayant partiellement déterminé ce processus. Ensuite, la mise en œuvre d’un pont à l’époque romaine a-t-elle conditionné l’évolution synchrone et postérieure du chenal dans ce secteur ? Enfin une pollution au plomb des sédiments de ses berges caractérisée pour la période romaine (Scrinzi et al., 2021) ne saurait de toute évidence composer un état de référence naturel qu’il s’agirait de restaurer. Le site du Vistre de la Fontaine 2-2 dévoile les fragments d’une histoire fluviale en co‑évolution avec celle de l’aménagement du territoire à l’échelle pluri‑millénaire. Si la longue durée est en effet l’échelle temporelle pertinente dans l’analyse des systèmes fluviaux (Bravard, 1998), cette étude est une contribution à l’histoire du Vistre de la Fontaine, dont la source a constitué le cœur du développement de l’agglomération nîmoise depuis la fin du vie s. av. J.‑C.
4L’emprise du site compose une bande parallèle au Vistre de la Fontaine actuel sur une longueur de 190 m et une largeur de 15 à 20 m (fig. 3). Plusieurs sondages réalisés parallèlement à l’axe d’allongement du site sous la surface de décapage ont permis d’accéder à la séquence sédimentaire sur une épaisseur moyenne de 1,5 m depuis la surface du sol actuel et sur la majeure partie de la longueur de l’emprise. Chaque section stratigraphique a fait l’objet d’un relevé photogrammétrique ortho-rectifié. La séquence inférieure située sous le niveau de la nappe phréatique, a été observée grâce à un sondage profond réalisé jusqu’à -3,5 m au niveau des vestiges d’un pont antique, au moyen d’un système de pompage. Huit carottages réalisés avec une tarière manuelle complètent la stratigraphie inférieure du site. La stratigraphie du site du Vistre de la Fontaine 2-2 est ici principalement restituée sous la forme de deux transects (fig. 3). Le transect 1, coté ouest, compile les relevés 2001B et 2047/2048. Le transect 2, côté est, regroupe les relevés 2002, 2025/2028, 2027, 2031 et 2049.
Fig. 3 : Plan phasé des vestiges du site du Vistre de la Fontaine 2-2 et localisation des relevés stratigraphiques (système de coordonnées Lambert 93).
Le transect 1, côté ouest, compile les relevés 2001B et 2047/2048. Le transect 2, côté est, regroupe les relevés 2002, 2025/2028, 2027, 2031 et 2049. Le transect 3, perpendiculaire aux précédents, rassemble les relevés 2044, 2047/2048, 2050, 2031 et 2042/2045.
Sources : Mosaïques Archéologie
5En complément des relevés stratigraphiques, une série de 40 échantillons a fait l’objet d’une analyse granulométrique par tamisage humide permettant d’une part de quantifier la part des graviers (> 2 mm), sables grossiers (> 500 µm), sables fins (> 63 µm) et fines (< 63 µm), d’autre part de caractériser sous loupe binoculaire la composition de la fraction sableuse.
6Afin d’affiner l’interprétation des faciès sédimentaires, une série de 12 échantillons de 10 L de sédiment brut a été prélevée pour analyse malacologique. Le prélèvement de la malacofaune a été effectué après le tamisage à l’eau des sédiments sur une colonne de tamis de 4 mm, 1 mm et 500 µm. Le tri a ensuite été réalisé sous loupe binoculaire de grossissement x2 à x4 afin d’extraire la totalité des coquilles déterminables, dont résulte la quantification des taxons. Il a été extrait 2 569 restes malacologiques au sein des 12 échantillons (tab. 1), aboutissant à la détermination de 43 espèces. 346 restes n'ont pas pu être déterminés au rang spécifique mais jusqu’au genre ou à la famille. Les taxons ont ensuite été regroupés dans des groupes écologiques distincts, basés sur l’écologie des mollusques actuels (Kerney et Cameron, 1999) et la classification développée par Puisségur (1976) en raison de sa bonne concordance avec les assemblages subfossiles et sa résolution fine des milieux.
Tab. 1 : Identification et comptage des assemblages malacologiques analysés dans les sédiments du Vistre de la Fontaine
La localisation des échantillons est indiquée sur les figures 5 et 6.
7L’analyse des faciès malaco-sédimentaires a également été affiné par les études bio‑archéologiques de fossiles contenus dans les sédiments fluviatiles du paléo-chenal antique, comprenant des restes palynologiques, carpologiques, anthracologiques et zoologiques. Ces données sont détaillées dans Scrinzi et al. (2021).
8La chrono-stratigraphie de la séquence a été établie d’après les structures archéologiques en place et datées, les tessons de céramique en position secondaire, trois datations radiocarbones (tab. 2) et la documentation historique pour les phases les plus récentes. La fenêtre chronologique couvre ainsi les 2 500 dernières années.
Tab. 2 : Échantillons sélectionnés pour datations radiocarbones
La calibration a été opérée d’après Reimer et al. (2020).
9Le site du Vistre de la Fontaine 2‑2 se trouve dans le secteur aval de ce cours d’eau, au sein de la plaine alluviale du Vistre (la Vistrenque), environ 550 m au nord-ouest du fleuve côtier. La Vistrenque forme une dépression de 5 à 7 km de large allongée dans la direction NE‑SO qui sépare le domaine des Garrigues au nord des Costières de Nîmes au sud. Les collines et plateaux du domaine des Garrigues sont formés de calcaires marneux du Crétacé inférieur et dont le piémont correspond à un glacis détritique formé durant le Pléistocène et l’Holocène (Fabre et Monteil, 2011 ; fig. 1). Les Costières au sud comprennent un ensemble de terrasses alluviales façonnées par le Rhône au cours du Pléistocène inférieur et moyen. Celles-ci composent également le soubassement de la Vistrenque, affaissé par des processus tectoniques syn-sédimentaires (Ménillet et Paloc, 1973). Les grandes lignes de la stratigraphie superficielle de la plaine du Vistre sont aujourd’hui bien comprises grâce aux nombreuses études géoarchéologiques et paléo-environnementales réalisées dans la plaine du Vistre (Chevillot, Séjalon et Breuil, 2008 ; Chevillot et al., 2010). Le diagnostic (Jallet et al., 2017) et la fouille du site du Vistre de la Fontaine 2-2 montre que la stratigraphie de ce dernier, mise en évidence sur environ 3 m d’épaisseur, est tout à fait cohérente avec celle de la Vistrenque. Quatre principaux ensembles chrono-sédimentaires sont mis en évidence :
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À la base le substrat se compose de la formation détritique des Costières constituée d’alluvions grossiers (galets roulés) déposés par le Rhône durant le Pléistocène ancien à moyen.
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Cette nappe de galets est recouverte par une formation appelée « complexe loessique », d’origine éolienne et colluviale, composée de limons gris à pseudo-gley sur une épaisseur de 1,75 m datée du Pléistocène récent. La partie sommitale de cette unité dévoile une esquisse de pédogenèse avec une légère brunification et la remobilisation de carbonates, paléosol qui a parfois livré des vestiges épipaléolithiques (assemblages lithiques et foyers ; Chevillot et al., 2010), notamment lors du diagnostic du site du Vistre de la Fontaine 2-2 (Jallet et al., 2017), permettant de dater sa mise en place vers la fin du Tardiglaciaire, en cohérence avec la présence relictuelle d’un gastéropode marqueur de climat froid (Martin, Magnin et Chevillot, 2005).
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L’Holocène est représenté par une séquence pédo‑sédimentaire d’alluvions fines, sur une épaisseur de 0,8 à 1,25 m. La partie inférieure de cette séquence Holocène est marquée par un sol brun coquillier au sein de laquelle se rencontrent, à l’échelle de la Vistrenque, des vestiges datés des périodes néolithiques et de l’âge du Bronze (Chevillot et al., 2010). Les assemblages malacologiques analysés au sein de ce faciès caractérisent des milieux forestiers correspondant à la mise en place de la chênaie caducifoliée, milieu qui s’ouvre avec le développement des communautés agro-pastorales dans la plaine de la Vistrenque dès le Néolithique ancien Épicardial (Martin, Magnin et Chevillot, 2005 ; Perrin et al., 2014). Sur le site du Vistre de la Fontaine 2-2, l’assemblage malacologique (éch. 2005, fig. 4) prélevé dans ce paléo-sol est représenté à 80 % par des espèces de milieux ouverts (Vallonia pulchella, Candidula unifasciata et Cernuella neglecta), accompagné d’espèces de milieux aquatiques calmes permanents ou temporaires (Galba truncatula), d’une espèce mésophile humide (Cochlicopa lubrica) et d’un taxon palustre (Oxyloma elegans). Ces taxons hygrophiles indiquent que le biotope a un caractère édaphique secondaire humide. L’assemblage local caractérise ainsi un paysage très ouvert à tendance hygrophile dans la plaine d’inondation proximale du Vistre ou du Vistre de la Fontaine.
Fig. 4 : Spectre malacologique des individus identifiés (tab. 1) et associés par groupe écologique d’après la classification de Puisségur (1976)
Le paléo-chenal, la paléo-berge et le paléo-sol composent des assemblages malacologiques à dominance aquatique, mixte et terrestre, respectivement.
Sources : Mosaïques Archéologie
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Le sommet de la séquence Holocène est caractérisé par des limons légèrement argileux à sableux, brun à brun clair de structure légèrement grumeleuse, sur une épaisseur d’environ 40 à 50 cm, correspondant à l'horizon de labour actuel. C’est à la base de cet horizon que les vestiges de l’âge du fer et de l’Antiquité apparaissent, caractérisés par des structures en creux. Le niveau d’ouverture originel associé à ces vestiges en creux se trouvent ainsi quelque part entre la surface actuelle et la semelle de labour et les surfaces de circulation ont vraisemblablement été brassé postérieurement par les labours et l’activité biologique du sol. La faible profondeur de ces vestiges conservés sous l’horizon de labour témoigne de la faible accrétion du lit majeur du Vistre et du Vistre de la Fontaine depuis ces périodes. Ce faible taux d’accrétion est d’ailleurs également de mise pour toute la période Holocène qui est représentée par une séquence d’environ 1 m d’épaisseur entre le toit du complexe loessique et la surface actuelle. C’est également le cas à l’échelle de la plaine de la Vistrenque (Séjalon 2015).
10Les formations superficielles de la Vistrenque comprennent donc synthétiquement une séquence limoneuse d’environ 3 m d’épaisseur déposée sur le toit d’une terrasse alluviale rhodanienne et dont la stratigraphie sédimentaire a été oblitérée par les processus pédologiques. C’est au sein de ce contexte de plaine alluviale limoneuse que s’est mis en place et a évolué un paléo-chenal du Vistre de la Fontaine. La surface de décapage du site, dégagée à environ 50 cm sous le sol actuel, a mis en évidence cette dichotomie, sous la forme d’un tracé sinueux imbriqué dans le paléo-sol brun coquillier (fig. 3). Le transect stratigraphique 1 (fig. 5) recoupe cette formation selon une direction NNE-SSO, mettant en évidence la troncature du paléo-sol brun coquillier et du complexe lœssique sous la forme d’une cuvette de 39 m de longueur et une profondeur maximale de 2 m sous la surface de décapage. Globalement, deux principaux faciès sédimentaires ont comblé cette cuvette. À la base les dépôts sont le plus souvent grossiers, conglomérats lenticulaires de graviers roulés et jointifs, intercalés de lentilles plus sableuses voire vaseuses, qui traduisent le comblement d’un lit mineur actif. La partie supérieure est beaucoup plus homogène, composée de limons sableux brun jaunâtre à brun grisâtre, massifs et monotones sur plus de 30 m de longueur, recoupée par des manchons racinaires oxydés en proportion variable élaborant un front d’oxydation discontinu situé entre 27 et 27,5 m NGF. L’homogénéité de ce faciès est également exprimée par les analyses effectuées sur 33 échantillons prélevés le long de cette séquence. La granulométrie est dominée par les fines (< 0,063 mm) dont la part varie entre 53 et 77 %, accompagnée d’une fraction de sables fins (0,063-0,2 mm) variant de 24 à 36 %. La fraction sableuse est invariablement composée d’abondantes rhizo‑concrétions carbonatées (travertins détritiques) peu roulées, de minéraux calcaires et quartzeux et d’éléments de malacofaune (coquilles, fragments coquilliers et opercules en proportion variable). Cette homogénéité apparente est cependant structurée en unités pluri-métriques dont les interfaces sont obliques, inclinées de 15 à 20° vers le sud, marquées par des laisses charbonneuses ou de malacofaune (fig. 5). L’une de ces interfaces obliques est également soulignée en section par les murs MR2040 et, environ 1 m en contrebas et 2 m plus au sud, MR2104 (fig. 5). Cette géométrie évoque clairement la pente d’une berge de chenal fluviatile, et la succession horizontale des dépôts traduit l’accrétion de cette berge vers le sud, enfouissant les dépôts de paléo-chenaux du Vistre de la Fontaine. Cette séquence, avec à la base les alluvions transportées par charriage et au sommet un recouvrement plus fin issu des particules en suspension, est typique du corps sédimentaire de la rive convexe d’une rivière à méandres (Bravard et Petit, 2000, p. 117).
Fig. 5 : Transect stratigraphique 1 SSO-NNE
Ce transect montre la troncature du paléo-sol néolithique et du complexe lœssique par un paléo-chenal du Vistre de la Fontaine qui migre vers le sud, par accrétion de sa berge convexe. Les assemblages malacologiques (fig. 4) sont ici classifiés selon un pôle aquatique à hydrophile et un pôle terrestre, témoignant apparemment de l’aridification relative de la berge convexe avec l’incision du paléo-chenal. La chronologie repose sur les assemblages céramiques et les datations radiocarbone (** ; cf. tab. 2).
Sources : Mosaïques Archéologie
11Six échantillons (éch. 2006 à 2011, fig. 5) prélevés le long de cette berge en accrétion ont fait l’objet d’une analyse malacologique (fig. ²4). La malacofaune délivre des assemblages mixtes, composés de faune dulcicole et terrestre en proportion variable, confirmant l’espace de transition que constituent ces paléo-berges alluviales. La malacofaune dulcicole est majoritairement caractéristique des eaux calmes et palustres (Stagnicola palustris, Oxyloma elegans, Gyraulus albus, Succinella oblonga, Bithynia tentaculata) à la marge du chenal fluviatile, alors que les espèces caractéristiques d’eaux courantes restent accidentelles. La faune terrestre caractérise quant à elle un milieu ouvert à tendance hygrophile associé à un milieu steppique, traduisant respectivement des berges à pelouse en lisière de terrain humide (Vallonia pulchella, Pupilla muscorum) et, en retrait des berges, des surfaces découvertes à pelouse sèche (Cernuella neglecta). Le long de la berge en accrétion, la part des faunes dulcicoles et terrestres évoluent significativement. Si les premières dominent dans les échantillons 2006, 2007 et 2008, ce sont les espèces terrestres qui deviennent prépondérantes dans les échantillons 2009 et 2010 (fig. 5). Enfin l’échantillon 2011 dénote à nouveau la domination des espèces dulcicoles mais il faut également noter que ce prélèvement a été effectué en contrebas de l’échantillon 2010, c’est‑à‑dire en situation plus proximale par rapport au chenal fluviatile (fig. 5).
12Le transect stratigraphique 1 met en évidence le recoupement du complexe lœssique et du paléo-sol brun coquillier par une interface d’érosion oblique (fig. 5). Sur cette interface se dépose un ensemble sédimentaire composé à la base de dépôts finement lités de sables fins à grossiers voire légèrement graveleux, surmontés par une lentille de sables grossiers et graviers bien roulés, elle-même recouverte d'un dépôt de sables fins limoneux à fragments coquilliers relativement abondants, au sein duquel s’intercalent également des lits de graviers bien roulés et coquilliers. Ce premier ensemble est suivi du dépôt d’une unité stratigraphique matérialisée par un conglomérat de graviers arrondis jointifs dans une matrice de sables grossiers gris, accompagné de quelques passées sableuses à sablo-limoneuses et emballant de nombreux fragments céramiques. Le transect stratigraphique 2 effectué à l’est du transect 1 dans une direction NN0-SSE présente une architecture de dépôt similaire (fig. 6).
Fig. 6 : Transect stratigraphique 2 N-S
Ce transect montre la troncature du paléo-sol néolithique et du complexe lœssique par le paléo-chenal du Vistre de la Fontaine et l’aménagement d’un pont durant le Haut Empire. Le chenal a été surcreusé afin d’y implanter un enrochement qui sert de fondation à la pile aménagé contre la berge nord du paléo-chenal. Par contraste, la berge sud et son aménagement ont été arasés par la migration du chenal vers le sud.
Sources : Mosaïques Archéologie
13Le paléo‑sol brun coquillier y apparaît tronqué puis flanqué par une séquence de sables fins limoneux gris riches en fragments coquilliers et comportant de nombreuses lentilles de sables grossiers et de petits graviers arrondis. Quelques nodules centimétriques de limons brun foncé attestent du remaniement partiel du paléo‑sol brun coquillier. Vers le sud, l’interface érosive percute également le complexe lœssique et celui-ci est recouvert, comme pour le transect 1, par un conglomérat de graviers arrondis jointifs dans une matrice de sables grossiers accompagné du même cortège de fragments céramiques en bon état de conservation et non roulés, écartant l’hypothèse d’une provenance en amont du cours d’eau et privilégiant celle d’un dépotoir, peut-être issu d’un établissement voisin du chenal (Scrinzi et al., 2021). L’assemblage céramique a livré de la céramique modelée, ainsi que des éléments d’importation en proportion significative, s’agissant de fragments d’amphore étrusque et de céramique grecque orientale.
14Cette phase d’incision et de dépôt de bande active de chenal rompt avec la sédimentation limoneuse chronique de plaine d’inondation enregistré sur le site durant le Quaternaire récent. Elle traduit un processus de défluviation d’un chenal antérieur dont l’emplacement n’est pas connu. Ce paléo-chenal mesure environ 1 m de profondeur. Le matériel céramique non roulé associé au dépôt d’une barre de chenal est daté de la première moitié du vie s. av. J.‑C. (Scrinzi et al., 2021).
15Latéralement, les transects stratigraphiques 1 et 2 mettent en évidence le déplacement du nord au sud et l’incision croissante du chenal du Vistre de la Fontaine depuis sa mise en place. Le toit du complexe lœssique présente effectivement une morphologie étagée qui s’approfondit du nord au sud (fig. 6) : 27,6 m NGF à son altitude la plus haute préservée sous le paléo‑sol brun coquillier, 27,2 m NGF sous le paléo-chenal du premier âge du fer, 26,7 m NGF juste au nord de l’aménagement romain, et 25 m NGF sous celui-ci, en surcreusement par rapport à la section 1 où l’on identifie le toit du complexe lœssique autour de 25,6 m NGF (fig. 5). Les dépôts sédimentaires qui recouvrent cette nouvelle troncature sont composites, structurés en lentilles imbriquées de conglomérats de graviers et galets arrondis et jointifs, en alternance ou en imbrication avec des lentilles de limons argileux gris foncé à noirs et présentant de nombreuses inclusions de macro-restes organiques traduisant les conditions hydromorphes de préservation de ces dépôts. L’association de ces deux faciès extrêmes traduit des phases hydrologiques compétentes (crues) qui mettent en place des barres graveleuses de lit mineur, en alternance avec des phases hydrologiques chroniques en mode plus calme qui favorisent les processus de décantation et le dépôt de vases organiques (décrue et étiage dans un cours d’eau calme). L’observation du contenu sableux montre également un apport local de travertins détritiques peu émoussés, d’aspect rugueux et très poreux. Les assemblages céramiques associés à ces dépôts de chenal présentent une composante Haut‑Empire ultra dominante, accompagné d’une composante accessoire de céramique antérieure (iie-ier s. av. J.-C.) et postérieure (ive-ve s. ap. J.-C.) fournissant une fenêtre chronologique large entre le iie s. av. et le ve s. ap. J.-C. (Scrinzi et al., 2021).
16L’analyse malacologique de ces faciès de chenal confirme l’environnement de dépôt et en affine les caractéristiques hydrologiques (fig. 4). Les échantillons 2024 et 2025 (fig. 5) sont dominés par Bithynia tentaculata, caractéristique d’eaux stagnantes ou faiblement courantes, peu profondes, supportant des périodes d’exondation. Le cortège dulcicole est complété par Galba truncatula et Oxyloma elegans, qui traduisent respectivement des conditions aquatiques calmes permanentes ou temporaires et des conditions palustres. En position vraisemblablement secondaire se trouvent également des espèces terrestres diversifiées traduisant le paysage composite traversé par la rivière, montrant que ses abords s’avèrent généralement ouverts et humides et plus accessoirement steppiques voire forestier (fig. 4). Les échantillons 2026, 2027 et 2028 (fig. 6) sont largement dominés par le groupe des individus dulcicoles des eaux calmes, complétés par le groupe des eaux courantes et celui des eaux stagnantes. Des individus terrestres remaniés de milieux steppiques complètent l’assemblage. Au total l’analyse malacologique révèle que le Vistre de la Fontaine antique est une rivière à faible courant qui traverse une structure paysagère composite de zones humides certainement proximales au chenal (milieu palustre et pelouses humides) et, en position plus distale, de pelouses sèches, moins fréquemment d’espaces plus touffus (bosquets et broussailles), plus rarement d’espaces semi-forestiers à forestiers.
17Pris dans leur ensemble les assemblages polliniques et carpologiques échantillonnés dans ces dépôts du chenal antique confirment également leur mise en place fluviatile avec des taxons de milieux humides et aquatiques d’eaux douces et dévoilent une image de la végétation rivulaire contemporaine. L’assemblage pollinique d’origine fluvial (~20 % du total) est représenté par des plantes aquatiques indiquant une colonne d’eau inférieure à 1 m (le rubanier d’eau, le rumex aquatique et la myriophylle aquatique), une rive colonisée par les cypéracées et une berge majoritairement occupée par des Brassicacées et du saule (Doyen, in Scrinzi et al., 2021). L’assemblage carpologique fluvial (~25 % du total) indique quant à lui un milieu aquatique calme avec le cornifle, la zannichellie des marais, la renoncule aquatique, le potamot et le nénuphar jaune et des rives colonisées par les laîches, le souchet long, le rubanier dressé, le cresson officinal, le plantain, les joncs, la renouée à feuilles de patience, la renouée poivre d'eau, le scirpe des marais et la massette (Tillier in Scrinzi et al., 2021).
18Le transect stratigraphique 2 montre clairement l’aménagement du paléo-chenal antique du Vistre de la Fontaine (fig. 6). Appuyé sur la berge nord, un ouvrage d’une hauteur maximale conservée de 2,30 m, et de plan losangique illustrant un avant et un arrière-bec destinés à réduire la poussée de l’eau, appuient l’hypothèse d’une pile de pont. Sur la berge opposée le mur MR2110 n’est conservée que depuis la base du chenal sur une hauteur de 0,6 m. Entre les deux berges aménagées se trouve un amas massif observé sur une épaisseur de 0,7 à 1,3 m, composé de blocs calcaires, parfois taillés, localement jointifs, associés à une matrice composite de vases, sables et graviers roulés (fig. 6 et 7). La géométrie de cet unité stratigraphique est apparue de façon disparate lors de sa fouille, délicate car opérée au moyen d’une pelle mécanique sous le niveau de la nappe phréatique. Plusieurs observations permettent cependant d’en supposer la genèse.
Fig. 7 : Travertins développés sur l’aménagement du pont
(A) Vue d’ensemble vers l’est et localisation des surfaces travertinisées sur les parois des blocs (hachure). (B) Vue d’ensemble vers le sud-est avec les murs MR2041 et MR2042 (pile de la berge nord) et MR2110 (pile de la berge sud). (C) Vue de détail d’une face de bloc travertinisé. (D) Vue de détail de parois de deux blocs initialement joints puis travertinisés après leur dislocation partielle. (E) Vue de détail de travertins en forme de tubules développés autour de racines de végétaux.
Sources : Mosaïques Archéologie
19Les blocs partiellement disloqués composant les assises des murs MR2041 et MR2110 qui flanquent respectivement les berges nord et sud du chenal antique sont caractérisées par une spécificité qui n’a pas été observée ailleurs : les faces ouvertes sur un quadrant SO-NE sont couvertes de travertins ayant encroûtés leur surface (fig. 7A), de même que les faces de blocs originellement joints (fig. 7D). L’encroutement présente une surface rugueuse sous la forme de petits glomérules infra-centimétriques (fig. 7C) ou d’encroutement de tiges de végétaux (fig. 7E). Les surfaces travertinisées des assises des murs de berge ont été observées le long d’une bande étagée entre 25,5 et 26,5 m NGF (fig. 7A). Or, entre ces murs, au sein de l’amas de blocs observés en section, une dalle calcaire de près d’un mètre de longueur et 20 cm d’épaisseur y apparaît en place, posée horizontalement et dont le toit est mesuré à 25,6 m NGF (fig. 6 et 7B), en adéquation avec le fond du chenal observé autour de 25,7 m NGF sur le transect stratigraphique 1 (fig. 5) et sur la section perpendiculaire ouest-est (fig. 8).
Fig. 8 : Transect stratigraphique 3 O-E
Ce transect montre l’encaissement des fondations du pont au sein du complexe lœssique, surcreusé par rapport au fond adjacent du chenal.
Sources : Mosaïques Archéologie
20Le chenal antique apparaît ainsi avoir été surcreusé jusqu’à 25 m NGF à l’endroit de l’aménagement et ce surcreusement est comblé par un enrochement massif clôt par des dalles horizontales jusqu’au niveau général du fond du chenal vers 25,7 m NGF. Selon cette hypothèse, la partie supérieure de l’amas de blocs seraient un niveau d’effondrement, lequel met en place un seuil topographique au sein du chenal, induisant la mise en place d’un barrage et d’une petite cascade s’écoulant d’est en ouest et dont l’hydrodynamisme permet la construction travertineuse. Par comparaison, Ballais et al. (1992) ont observé, sur le piémont sud-ouest de la montagne Sainte Victoire, au niveau d’un pont romain qui enjambe le ruisseau du Riouffe et supporte un aqueduc, le dépôt d’une pellicule de travertins recouvrant la culée du pont jusqu’à une profondeur de 20 cm sous la base de ses fondations, affouillées par le ruisseau. Les travaux de V. Ollivier (2006, 2008) sur la construction des travertins dans le Sud-Est de la France et en particulier dans le Lubéron ont montré que les faciès travertineux construits, par opposition aux faciès crayeux, se mettent en place dans le contexte d’une augmentation de l’hydrodynamisme. Sur le site du Vistre de la Fontaine 2‑2, les travertins observés sur les faces de blocs originellement joints montrent que leur formation s’est produite après la dislocation partielle des blocs qui les supportent et confirme l’hypothèse d’une phase d’effondrement de l’aménagement.
21L’amas de blocs est ensuite scellé par une série composite de lentilles graveleuses et vaso‑organiques traduisant la poursuite du fonctionnement du chenal avant leur recouvrement par des dépôts limono-sableux obliques de bord de berge en progradation vers le sud (fig. 6). Ce processus général de migration du chenal vers le sud observé à l’échelle du site explique vraisemblablement le différentiel de conservation des rives nord et sud de l’aménagement. Au contraire de l’aménagement de la rive nord préservé sur près de 3 m de hauteur par l’accrétion sédimentaire de la berge, seuls les vestiges les plus profonds de la berge sud sont encore en position primaire, bien que partiellement disloqués, sur une épaisseur de 0,6 m, imbriquées au sein du complexe lœssique surcreusé (fig. 9).
Fig. 9 : Vue oblique vers l’est du contact entre le complexe lœssique et la rive sud du paléo-chenal antique
Seule la partie fondée au sein du complexe lœssique de la pile sud du pont s’est préservée. Sa partie supérieure a été détruite et remaniée par l’érosion de cette berge concave et la migration conjointe du paléo-chenal vers le sud par le processus de méandration.
Sources : Mosaïques Archéologie
22À l’ouest de l’ouvrage, le sondage profond et le transect stratigraphique 1 ont révélé un assemblage de galets et de petits blocs sans organisation particulière, vestiges probables de l’aménagement initial de la berge sud, éboulés et redistribués vers l’ouest au sein de dépôts graveleux de barre de chenal (fig. 5 et 9). Les vestiges de l’aménagement du paléo‑chenal antique du Vistre de la Fontaine sont interprétés comme les restes d’un pont composé de deux piles appuyées sur les berges et d’un enrochement du lit mineur. Un fragment de sigillée sud-gauloise pris dans le mortier de cet ouvrage fournit un terminus post quem vers 10‑15 ap. J.‑C. (Scrinzi, et al., 2021).
23L’extrémité sud du transect stratigraphique 1 rapporte la fin du colmatage du chenal du Vistre de la Fontaine, témoignant d’un petit chenal d’environ 2,5 m de largeur et d’une profondeur maximum de 1,6 m qui a également tronqué le sommet du complexe lœssique (fig. 10).
Fig. 10 : Relevés stratigraphiques 2001A et 2009 (localisation en fig. 3)
Ces relevés montrent la dernière phase du colmatage du paléo-chenal du Vistre de la Fontaine. Les troncatures sub-verticales et les sédiments localement rubéfiés témoignent respectivement d’activités de curage et d’incendie, vraisemblablement afin d’éviter l’envasement et l’encombrement du chenal et maintenir sa capacité à évacuer la charge hydraulique.
Sources : Mosaïques Archéologie
24Les parois abruptes, sub-verticales, de ce paléo‑chenal, par contraste avec les berges présentant une pente de 15 à 20° décrites précédemment, suppose une probable rectification d’origine anthropique, peut-être à l’occasion d’un curage du chenal en voie d’atterrissement. La première phase de colmatage de ce paléo‑chenal est représentée par des dépôts lités de limons argileux gris à gris foncé, intercalés de lentilles sableuses. Respectivement, ces faciès témoignent d’un chenal en voie d’abandon caractérisé par un débit très lent voire une ambiance marécageuse qui promeut des conditions de dépôt par décantation et hydromorphe, entrecoupé par des épisodes de débit plus compétent qui induisent le dépôt de lentilles sableuses. La dernière phase de dépôt qui comble le chenal est composé d’un faciès très hétérogène composé de limons légèrement sableux majoritairement brun jaunâtre avec de nombreuses inclusions de nodules centimétriques bien délimités de limons sableux brun grisâtre à jaunes. Ce faciès hétérogène et quelques fragments de céramiques contemporaines caractérisent une phase de remblaiement anthropique récent.
25Face au transect stratigraphique 1, le relevé de ce paléo-chenal récent sur la paroi opposée du sondage met en évidence un colmatage similaire mais présentant une caractéristique singulière à seulement 2 m de distance (fig. 10 ; localisation fig. 3). La phase de comblement litée et hydromorphe apparaît ici clairement recoupée par un dépôt limono-argileux à sableux caractérisé par sa couleur orange vif, lui-même recouvert par un dépôt de limons argileux brun grisâtre contenant de nombreuses inclusions de fragments organiques et de charbons et souligné à la base par un niveau cendreux de 3 mm d’épaisseur qui vient napper tout le fond du chenal. Ces éléments paraissent témoigner d’une phase de combustion (cendres, charbons et processus de rubéfaction) possiblement associé à l’incendie volontaire d’embâcles végétaux ou de la végétation rivulaire qui obstruent le chenal en voie de comblement.
26La morphologie en plan de ce dernier paléo-chenal du Vistre de la Fontaine enregistré sur l’emprise de fouille est apparue de manière très claire lors de la phase de décapage du site opérée jusqu’à environ 0,5 m sous la surface actuelle (fig. 2). Il s’agit d’un tracé méandriforme, qui est encore clairement visible sur des photographies aériennes datées de l’été 2012, souligné par de la végétation verte qui contraste avec le champ récolté et sec dans lequel il s’inscrit. Les photographies aériennes anciennes des archives du BRGM montre que l’abandon de ce paléo-chenal du Vistre de la Fontaine et la mise en œuvre d’un chenal rectifié se produit entre 1945 et 1953 (fig. 2), en cohérence avec l’opération de rectification du Vistre mise en œuvre en 1947-1948 (Laval et Verjus, 2013). Par rapport aux phases de curage et au nettoyage par le feu de la végétation rivulaire et/ou d’embâcles identifiées sur le site dans le comblement final du Vistre de la Fontaine, ce nouveau chenal complètement artificiel est rectifié sur tout son parcours et approfondit jusqu’à près de 3 m sous le niveau de la plaine. Cette morphogénèse illustre les capacités contemporaines sans précédents de la transformation d’un hydrosystème, permises par le développement technologique et l’exploitation des énergies fossiles et caractéristiques de l’Anthropocène.
27Trois phases de dépôts de chenal ont pu être datées. La première, côté nord, est représentée par une lentille grossière qui a livré un cortège de fragments céramiques en bon état de conservation et non roulés, privilégiant l’hypothèse d’un dépotoir dans le paléo-chenal du Vistre de la Fontaine. L’assemblage a livré de la céramique modelée, des fragments d’amphore étrusque et de la céramique grecque orientale daté du vie s. av. J.‑C. La seconde phase de dépôts de chenal correspond à l’activité fluviale contemporaine du pont aménagé sur son cours et daté du Haut‑Empire (ier – iie s. ap. J.‑C., Scrinzi et al., 2021). L’assemblage céramique associé au dépôt de ce paléo-chenal antique dévoile une fourchette plus large, entre le iie av. J.‑C. et le ve ap. J.‑C., bien que l’écrasante majorité des céramiques sont datées du Haut‑Empire. Enfin, la troisième phase correspond au colmatage final du paléo-chenal dont la trace en plan demeure visible sur les images aériennes subactuelles. L’ultime phase de colmatage est caractérisée par un remblai anthropique intégrant des fragments de céramique contemporaine et d’éléments en fer (clous, tiges, barbelés), ainsi qu’une bouteille en verre de l’Abbé Souri, fournissant un terminus post quem de la première moitié du xxe siècle, en cohérence avec la rectification mécanique du chenal opérée entre 1945 et 1953 (Scrinzi et al., 2021).
28L’accrétion de la berge convexe du paléo-chenal du Vistre de la Fontaine s’est ainsi déroulée entre le premier âge du fer et la période contemporaine. L’une des interfaces obliques qui marque la pente de cette paléo-berge est soulignée en section par les murs MR2040 et, environ 1 m en contrebas et 2 m plus au sud, MR2104 (fig. 3). Cet aménagement de la berge du paléo-chenal antique repose sur des sédiments de berge des iie‑ier s. av. J.‑C. (céramique non tournée, amphore italique, campanienne A) et est considéré comme contemporain de la construction du pont entre le ier et le iie s. ap. J.‑C. (Scrinzi et al., 2021). Enfin, trois datations radiocarbones ont été réalisées sur du matériel carboné (tab. 1) prélevés au sein de laisses charbonneuses obliques formées postérieurement à ces deux murs (fig. 4). Du nord vers le sud, ces trois lits charbonneux sont respectivement datés de 49 av.‑79 ap. J.‑C., 64‑213 ap. J.‑C. et 69-214 ap. J.‑C. Ces dépôts de berge enfouissent les dépôts de lit mineur du paléo-chenal antique daté par les assemblages céramiques entre le iie av. J.‑C. et le ve ap. J.-C. et leur sont donc stratigraphiquement postérieurs. Les datations radiocarbones apparaissent donc en contradiction avec le modèle chronologique basé sur le matériel céramique. Il faut cependant considérer que dans un contexte fluviatile, les stocks sédimentaires peuvent être remaniés durant leur transit le long du profil longitudinal de la rivière. Dans le cas de l’accrétion de la berge convexe du Vistre de la Fontaine qui est enregistré sur ce site, le matériel sédimentaire provient vraisemblablement de l’érosion d’une berge concave en érosion à l’amont du site.
29Les données chrono-stratigraphiques du site, certes extrêmement locales puisqu’à l’échelle d’un tronçon de quelques centaines de mètres, témoignent d’abord de la défluviation du lit mineur du Vistre de la Fontaine survenue vers le vie siècle av. J.‑C. Le paléo-chenal connait ensuite une phase d’incision de 1 à 3 m sous le niveau de la plaine alluviale entre le premier âge du fer et le Haut‑Empire, en même temps que sa migration vers le sud. Ce processus de migration latérale du chenal est enregistré pendant près de 2 500 ans. Enfin, le chenal connaît une phase de remblaiement qui se termine au milieu du xxe siècle. Cette histoire morpho-sédimentaire rapporte des ajustements morphologiques du lit mineur, généralement déterminés au premier ordre par les variations des flux liquides et solides en transit dans le corridor fluvial. Dans le contexte de l’anthropisation de la plaine de la Vistrenque, cette histoire interroge une possible co-évolution entre l’hydrosystème et l’aménagement de ce territoire et ouvre la discussion sur la perception et le mode de gestion du système fluvial par les sociétés rivulaires.
30Le phénomène de défluviation (ou avulsion, désignant l’abandon partiel ou total d’un chenal au profit d’un nouveau tracé ; Allen, 1965), synonyme d’un déséquilibre hydro-sédimentaire, est généralement conçu comme un épisode exceptionnel et rare mais révélant également des tendances sur le long terme de l’évolution d’une plaine alluviale (Carozza et Puig, 2007). La mise en place d’un habitat groupé autour de la source du Vistre de la Fontaine à la fin du vie s. av. J.‑C. accompagné du développement d’établissements ruraux en plaine (Pomarèdes et al., 2012), apparemment contemporains de la défluviation du tracé de la rivière, pose la délicate question d’un possible lien entre anthropisation et morphogenèse fluviale. Le développement de l’agglomération protohistorique de Nîmes à partir du vie s. av. J.‑C. et la mise en culture de la plaine du Vistre auraient‑ils modifiés la charge hydro‑sédimentaire du Vistre de la Fontaine et induit un réajustement de son tracé ?
31Si la dégradation des sols est fréquemment invoquée pour expliquer le détritisme historique (e.g. Neboit-Guilhot et Lespez, 2006), les étapes de ce transit sédimentaire, du champ au chenal, ne sont pratiquement jamais démontrées. Dans notre cas, les troncatures de paléo‑sols sur le piémont nîmois seraient plus particulièrement exprimées pour la période néolithique finale et le Haut‑Empire (Chevillot et al., 2010), alors qu’ici c’est la période du premier âge du fer qui est caractérisée par une défluviation. Si la malacologie caractérise bien la déforestation du milieu à cette époque (Martin, Magnin et Chevillot, 2005), l’archéologie perçoit dès cette période le développement d’établissements ruraux en plaine qui se répartissent selon un maillage relativement régulier dessinant les prémisses d’une structuration parcellaire de la plaine nîmoise, organisée par des fossés découpant des enclos rectangulaires au sein desquels se développent des habitats et des zones vouées à la céréaliculture et à l’élevage bovins (Vidal et al., 1993 ; Garmy et Monteil, 2000 ; Pomarèdes et al., 2012). L’analyse malacologique à l’échelle de la Vistrenque identifie un paysage mosaïque associant espaces forestiers, garrigue basse, pelouse et prairie humide (Martin, Magnin et Chevillot, 2005). Cette restitution d’un paysage rural protohistorique structuré et diversifié ne donne pas lieu d’envisager que sa couverture pédologique soit particulièrement fragilisée. L’artificialisation des écoulements a-t-elle alors accéléré et intensifié les pics de crues du Vistre de la Fontaine ou faut-il envisager une origine climatique ?
32Les abondants travaux menés sur la morphogenèse holocène de la plaine alluviale rhodanienne et de ses affluents, remarquablement synthétisés par Provansal et al. (1999) ont mis en évidence une phase de « crise hydrologique » au cours du premier âge du fer : crues fréquentes et marquée par de forts taux de sédimentation, développement du tressage dans le lit mineur, défluviations répétées, haut niveau de la nappe phréatique et processus pédologiques ralentis. En Provence calcaire (Sainte Victoire ; étang de Berre ; Alpilles) ou cristalline (massif des Maures), Provansal (1995) a caractérisé vers le milieu du 1er millénaire av. J.-C. une activité torrentielle accrue dans les talwegs des milieux collinéens, la hausse généralisée des plans d’eau et des nappes phréatiques, tandis que les plaines basses aggradent et les littoraux progradent. Cette hausse des flux hydrologiques et sédimentaires, approximativement synchrones malgré des contextes géologiques et d’occupation du sol variés, a été rattachée à un forçage régional climatique, avec des pluies plus fortes et plus fréquentes dont l’impact est localement modulé par le degré de la fragilisation de la couverture pédologique (Jorda et Provansal, 1996). La défluviation du Vistre de la Fontaine rapporte un enregistrement local de cette crise hydrologique « climato-anthropique » régionale.
33Les structures protohistoriques et romaines de la plaine adjacente au paléo-chenal s’ouvrent à la même profondeur, sous la semelle de l’horizon arable (40 à 50 cm) et seules les fonds de structures en creux sont préservés, montrant que la surface du sol protohistorique puis antique s’ouvrait plus haut, quelque part dans l’épaisseur des 50 premiers centimètres, indiquant un taux d’accrétion de la plaine, dans ce secteur, faible (voire nul ?) depuis l’âge du fer. Cette stabilité de la plaine alluviale a déjà été mis en évidence et questionné sur le site du Vistre 2‑2 situé en bordure du fleuve côtier entre les communes d’Aubord et de Nîmes (Lepère et al., 2018) ainsi qu’à l’échelle de la plaine de la Vistrenque (Séjalon et al., 2015). Par comparaison, la rectification contemporaine du Vistre a calibré le lit mineur à une morphologie large et profonde qui l’ont déconnecté du lit majeur et la fonction d’expansion des crues de celui-ci s’en est trouvé fortement réduite (Laval et Verjus, 2013, p. 74). L’incision croissante du paléo-chenal du Vistre de la Fontaine est identifié sur le site de 1 à 2,5 m sous le niveau de la plaine entre le vie s. av. et le ier s. ap. J.‑C (fig. 6). Ce paléo‑chenal encaissé pourrait ainsi, comme le chenal actuel, s’être trouvé déconnecté de la plaine d’inondation. L’encaissement du lit mineur et conjointement l’allongement progressif de son tracé longitudinal par le développement de méandres pourvoirait ainsi au lit mineur un volume suffisant pour accommoder la majeure partie du transit hydro-sédimentaire. Dans cette configuration, la plaine alluviale est peu inondée et son accrétion demeure faible voire nulle. L’incision du lit mineur du Vistre de la Fontaine permet également d’expliquer l’évolution significative des assemblages malacologiques identifiés le long de la berge convexe en accrétion : la part des faunes dulcicoles d’abord prépondérante dans les échantillons 2006, 2007 et 2008 (fig. 5), est ensuite dominée par celle des faunes terrestres dans les sédiments de la berge antique (éch. 2009 et 2010), traduisant l’assèchement relatif de celle‑ci.
34Les processus d’incision des lits fluviaux ont été beaucoup étudiés car ce phénomène a été observé de façon généralisée depuis la seconde moitié du xixe siècle, notamment dans le Sud-Est de la France (e.g. Bravard, 1994 ; Liébault et Piégay, 2002). Ces auteurs ont associé ce processus au changement climatique qui suit la fin du Petit Âge glaciaire et au reboisement des versants et des ripisylves, réduisant les pics de crue et la quantité de sédiments parvenant au cours d’eau, entraînant progressivement une rétraction des bandes actives. En ce sens, l’incision du Vistre de la Fontaine mise en évidence entre l’âge du fer et l’Antiquité peut-elle être associée à un tarissement des apports sédimentaires ? Un autre mécanisme peut être invoqué pour expliquer l’incision des lits fluviaux, conditionnée par un abaissement du niveau de base, représenté dans notre cas d’étude par le Vistre duquel le Vistre de la Fontaine est un affluent. Cet abaissement impose une augmentation de la pente longitudinale de l’affluent et induit par érosion régressive l’incision verticale de son lit mineur qui s’ajuste à la nouvelle configuration topographique (Bravard, 1994). Cela ne fait cependant qu’étaler dans l’espace le même questionnement : pourquoi le lit mineur du Vistre connaîtrait une phase d’incision entre le premier âge du fer et le Haut‑Empire ? Se référant aux études actualistes citées ci-dessus on peut proposer le même schéma directeur : l’incision verticale du Vistre est une réponse au tarissement des apports sédimentaires parvenant à la rivière depuis le bassin versant, supposant la stabilisation relative durant la période concernée de sa couverture superficielle.
35Du point de vue de l’occupation du sol, on assiste en plaine aux ive et iiie s. av. J.‑C. à la pérennisation de l’occupation et des structures existantes, associées à l’exploitation de nouvelles terres (Séjalon et al., 2009, p. 163-165). Ce processus se poursuit au iie et ier s. av. J.‑C., visible notamment à travers le maintien et la densification du réseau de chemins protohistoriques, accompagné d’un enrichissement régulier des sols et du développement de nouveaux parcellaires (Pomarèdes et al., 2012). L’exploitation du terroir nîmois s’intensifie encore entre la fin du ier s. av. et le iie s. ap. J.‑C., parallèlement au déploiement d’une grande diversité d’établissements ruraux en plaine. Paradoxalement, la malacologie observe, notamment pour le Haut‑Empire, une phase de reconquête forestière de la Vistrenque durant l’époque gallo-romaine, offrant l’image d’un paysage « mosaïque », qui juxtapose des milieux très ouverts dévolus aux pratiques agricoles et des milieux forestiers peut-être volontairement conservés et entretenus (Martin, Magnin et Chevillot, 2005). Bien qu’extrêmement sporadique, la présence d’espèces forestières et semi-forestières est confirmée par l’étude malacologique des sédiments alluviaux du site du Vistre de la Fontaine 2‑2 (fig. 4). L’ancien paradigme qui associait romanisation des provinces et dégradation radicale du couvert forestier est aujourd’hui largement remis en cause (Mauné, 2014) quoique les données bio-archéologiques dévoilent de nombreuses spécificités locales (Bernard, Favory et Fiches, 2014). La période d’incision du Vistre de la Fontaine, bien que synchrone de l’extension de l’agro‑système traduit peut-être, comme cela a été supposé par exemple en Provence sur le bassin versant de l’Arc (Leveau et Provansal, 1991), une meilleure gestion agricole des sols et de l’écoulement des eaux superficielles à l’époque romaine ? Cette lecture fait écho à une apparente gestion du risque fluvial à l’époque romaine.
36Le climat de la région nîmoise est méditerranéen et la pluviométrie, de l’ordre de 700 mm.an-1 en moyenne, peut être extrêmement irrégulière, tant dans le temps que dans l’espace (Maréchal, Petit et Ladouche, 2004). Le 3 octobre 1988, il est tombé sur Nîmes 420 mm d’eau en six heures, générant une crue catastrophique du Vistre de la Fontaine et des autres cadereaux qui traversent la ville (Fabre, 1989 et 1990). Ceux-ci sont des cours d’eau intermittents issus des plateaux de la garrigue et dont le talweg court d’une manière générale perpendiculairement au Vistre dont ils sont affluents. Les cadereaux sont la plupart du temps à sec, mis en charge lors d’épisodes pluvieux abondants et soudains, provoquant des crues torrentielles potentiellement dévastatrices. Leur fonctionnement a souvent été comparé à celui des oueds nord-africains (e.g. Monteil, 1999). Le mot cadereau, vocable typiquement nîmois, serait d’ailleurs issu d’une liaison entre le verbe latin cadere (tomber) et le mot eau (Fabre, Fiches et Pey, 1994), illustrant la forte réactivité de ces rivières aux précipitations. Bousquet, Fabre et Lapierre (1989) recensent au moins 53 inondations catastrophiques des cadereaux nîmois depuis le xive siècle. Au contraire des autres cadereaux à l’écoulement intermittent, le Vistre de la Fontaine est pérenne, alimenté par une résurgence karstique localisée dans le centre historique de Nîmes. La pérennité de son écoulement n’empêche pas celui-ci d’être également extrêmement irrégulier, en raison de la grande réactivité du réseau karstique aux précipitations (Maréchal, Petit et Ladouche, 2004, fig. 11A). Le Vistre de la Fontaine est donc également un cadereau au sens étymologique. Le pont qui en permet la traversée doit pouvoir résister à ses crues torrentielles soudaines et potentiellement dévastatrices.
Fig. 11
(A) hauteur d’eau en mm du Vistre de la Fontaine mesurée à la station « Petit Vistre à Nîmes [Petit Vistre A54] » sur l’année 2018, soulignant la réactivité de la résurgence aux précipitations (Maréchal et al., 2004) ; (B) diagramme de fréquence des inondations et/ou des pluies diluviennes identifiées à Nîmes entre le xive et le xxe siècle. La fréquence apparaît cinquantennale entre le xive et le xviie siècle, décennale entre le xviiie et le xxe siècle.
Sources : Mosaïques Archéologie. Données : (A) Banque HYDRO ; http://www.hydro.eaufrance.fr ; (B) d’après la documentation historique (Desbordes et al., 1989)
37La section stratigraphique qui recoupe perpendiculairement le chenal antique et l’aménagement du pont montre clairement que celui-ci repose sur et dans la formation du complexe lœssique (fig. 6), c’est à dire que ses aménageurs ont cherché à encastrer les fondations des piles du pont dans un substrat certes meuble mais bien plus compact et cohésif que les dépôts holocènes sus-jacents. On notera à cet égard qu’ils n’ont pas appuyé l’ouvrage sur la terrasse rhodanienne, conglomérat meuble de galets, dont le toit se trouve quelques décimètres plus bas. De plus le fond du chenal a été lourdement enroché et possiblement dallé en grand appareil. À Céreste dans les Alpes‑de‑Haute‑Provence près de Manosque, les vestiges d’un pont romain franchissant la rivière de l’Aiguebelle ont livré un aménagement ici parfaitement conservé. La pile et les deux culées de ce pont ont été implantées sur un socle fait de dalles en grand appareil, fondation « flottante » permettant de résister aux charges induites par la masse de l’édifice en l’absence de substrat rocheux (Peyric et Paillet, 2002). Dans le cas du Vistre de la Fontaine 2‑2, la même absence de substrat consolidé et incompressible a pu susciter la même prudence et la mise en place d’une fondation « flottante ».
38Au-delà de la seule considération du substrat et des fondations qui doivent pourvoir résister à la charge du pont, ce type d’ouvrage doit également prendre en considération les effets de la dynamique hydraulique du ruisseau qu’il enjambe. Guemou (2016) rappelle que le problème de l’affouillement des piles de pont est une question d’actualité : le processus a été responsable de 60 % des défaillances de pont aux États‑Unis entre 1950 et 1990. Au sein de l’écoulement, la couche limite de fond est déformée par la présence de la pile, il se forme un tourbillon en fer à cheval qui présente un maximum d'intensité au niveau de la pile amont et induit des vitesses verticales qui produisent un cône d'affouillement (Nicollet, 1982). De plus l'aménagement du pont induit le rétrécissement du lit, d'où une augmentation des vitesses d'écoulement et une érosion dans la section rétrécie. Nicollet (1982) rapporte que l'expérience a démontré que le tapis d’enrochement est la méthode la plus couramment utilisée et la seule protection qui permette d'éviter totalement les affouillements. Plus récemment, le guide technique du service gouvernemental français d’études des routes et autoroutes (SETRA) sur les cours d’eau et ponts, destinés aux maîtres d’ouvrages de pont, explique également que l’affouillement des piles et culées des ponts est une problématique majeure et que l’enrochement constitue le dispositif le plus efficace et le moins coûteux pour parer cette vulnérabilité (SETRA, 2007). Avec ironie, cette recommandation semble déjà connue des ingénieurs gallo‑romains qui ont établi un pont sur le Vistre de la Fontaine il y a quelques 2 000 ans. D’après Nicollet (1982), afin d’éviter tout processus d’affouillement dans une rivière où la vitesse extrême d'écoulement en crue est Vmax, il suffit de disposer des blocs pour lesquels la vitesse critique Vc de début de charriage est Vc = 2Vmax. Prenons l’exemple de la crue éclair du 3 octobre 1988 à Nîmes, pendant laquelle les vitesses des écoulements ont atteint des valeurs maximales de 3 à 7 m.s-1 (Fabre, 1990, p. 116). Les blocs doivent donc pouvoir demeurer au repos pour des valeurs de vitesse critique de début de charriage Vc de 6 à 14 m.s-1, soit des blocs de 0,9 à 4,9 m de diamètre (Nicollet, 1982, détail du calcul p. 301) ! Les plus gros blocs utilisés pour enrocher le paléo‑chenal à hauteur du pont antique se situe dans la fourchette basse. Ajoutons cependant que les vitesses d’écoulement mesurées durant la crue du 3 octobre 1988 procèdent d’une configuration où l’extension des surfaces urbaines imperméabilisées est largement supérieure à celle de la ville antique.
39Cet exemple illustre la prise en compte et la gestion du risque fluvial à l’époque romaine dans la sphère nîmoise. Par comparaison, il a été montré que des projets de gestion du bassin versant du Tibre ont été envisagés à l’époque romaine pour permettre l’expansion des crues en amont de la ville de Rome (Aldrete, 2007), ce qui est une approche très moderne, ou supposée telle, qui analyse le fonctionnement d’une rivière à l’échelle de son bassin versant, prenant en compte le continuum fluvial de l’hydrosystème (e.g. Bravard, 1998). Dans la basse vallée du Baetis en Espagne, il a été mis en évidence une phase d’appropriation du territoire à l’époque romaine caractérisée, du point de vue de la gestion du risque fluvial, par la création de canaux de désengorgement des eaux, par la régularisation du lit fluvial et la mise en place de digues à l’amont (Chevalier, 2016). Produisant l’historique des inondations de Nîmes, Desbordes et al., (1989) rapportent qu’aucune inondation n’est répertoriée avant le xive siècle et postulent alors que la ville était certainement mieux adaptée aux caprices des cadereaux : les constructions avaient une orientation nord-sud permettant un parfait écoulement des eaux. La ville était peut-être alors moins vulnérable à un même aléa, qui ensuite traumatisa la population du bas moyen-âge à l’époque actuelle. Est‑ce à mettre en rapport avec une gestion environnementale plus consciente, mieux documentée, ou plus centralisée à la période romaine ? Sur la thématique très précise du risque d’affouillement fluvial des piles de pont, le site du Vistre de la Fontaine 2‑2 montre que ce risque est géré par l’association d’une pile flanquée sur la berge, maçonnée à l’extérieur avec du mortier hydraulique, fondée sur un enrochement massif et possiblement dallé, enrochement encastré dans le surcreusement artificiel du substrat lœssique compact et cohésif. Cela n’empêchera pas l’effondrement d’une partie de la structure, vraisemblablement liée, au moins en partie, à la migration du paléo-chenal vers le sud et sa méandration, processus initié dès sa mise en place vers le vie s. av. J.‑C. et que l’aménagement du pont et la fixation des berges n’auront pu stopper. Ce pont romain aura néanmoins permis de franchir le Vistre de la Fontaine entre le ier‑ iie et le ve s. ap. J.‑C.
40Après la phase d’incision du Vistre de la Fontaine, l’activité fluviale enregistrée sur le site paraît astreinte à la migration latérale du paléo-chenal sur une longueur d’environ 30 m, par érosion de la berge concave et accrétion de la berge convexe opposée, permettant l’élaboration d’un méandre durant près de 2 500 ans. Le taux moyen d’érosion latérale est donc faible (1,2 m par siècle) mais logique puisque la vitesse de migration latérale d’un chenal est relative à la taille du bassin versant (Bravard et Petit, 2000). Si l’historique des aménagements du Vistre ne permet pas de remonter à une période dite « naturelle » (Laval et Verjus, 2013), il semble que la méandration en soit le processus dominant.
41Le comblement final du paléo-chenal identifié sur le site du Vistre de la Fontaine 2‑2 est contemporain mais son initiation n’est en revanche pas daté. Il est marqué par l’exhaussement du fond du chenal et l’accrétion des deux berges. L’envasement progressif de la bande active est artificiellement ralenti par au moins deux curages du chenal ainsi qu’un nettoyage de la ripisylve par le feu (fig. 10). Cette phase enregistrée sur le site fait écho à l’envasement régulier du lit du Vistre impliquant de nombreux travaux de curage documentés entre le xviiie et le xxe siècle (Laval et Verjus, 2013). C’est également durant cette période que la fréquence des inondations extrêmes des cadereaux nîmois devient apparemment décennale alors qu’elle ne semble que cinquantennale entre le xive et le xviie siècle (fig. 11B). Si cette hausse significative peut résulter d’un biais de la documentation disponible, leurs contemporains identifient clairement un lien avec l’urbanisation : le lit du cadereau d’Uzès qui se transforme en torrent impétueux et déborde le 3 juin 1859 puis le 9 octobre 1863 avait été récemment rétréci par l’implantation du chemin de fer (Desbordes et al., 1989, p. 13). L’impact climatique du petit âge glaciaire caractérisé par des crues plus intenses et plus fréquentes (e.g. Pichard, 2009) n’est ici pas perceptible, celles-ci demeurant élevées durant le xxe siècle, peut-être plus dépendantes de l’imperméabilisation croissante des surfaces urbanisées ?
42L’emprise de fouille du site du Vistre de la Fontaine 2‑2 a ouvert une petite fenêtre sur un tronçon longitudinal du lit mineur d’un paléo-chenal de cette rivière, permettant de restituer son évolution sur le temps long.
43Le substrat anté‑holocène de la séquence sédimentaire se compose de la formation détritique des costières dont le toit est mesuré autour de -3,5 m sous la surface, recouvert par un « complexe lœssique », déposé sur une épaisseur de 2 à 2,5 m datée du Pléistocène récent, et dont le toit est coiffé d’un paléo‑sol formé durant le tardiglaciaire. L’Holocène est représenté par une séquence pédo‑sédimentaire d’alluvions fines sur une épaisseur de 0,8 à 1,25 m, témoignant d’un taux d’accrétion moyen relativement faible déjà observé à l’échelle de la Vistrenque (Séjalon et al., 2015). C’est dans ce contexte de plaine alluviale limoneuse que s’est mis en place un paléo-chenal du Vistre de la Fontaine durant le vie siècle av. J.‑C., impliquant une étape de défluviation. On note la coïncidence entre le développement de l’agglomération protohistorique de Nîmes et son territoire à partir du vie siècle av. J.‑C. et l’apparent réajustement du tracé du Vistre de la Fontaine identifié sur le site. On pourrait appliquer le modèle classique liant linéairement défrichement et crise détritique, mais les études antérieures portant sur la dynamique sédimentaire du piémont nîmois n’identifient pas de rupture morphogénétique singulière durant cette période et l’archéologie perçoit dès cette époque une structuration parcellaire des sites de plaine. L’hypothèse d’un forçage régional climatique caractérisé par des précipitations plus intenses et plus fréquentes durant le premier âge du fer est privilégié. La phase suivante caractérisée par l’incision du paléo-chenal du Vistre de la Fontaine, de -1 à -2,5 m sous le niveau de la plaine enregistré entre le vie s. av. et le ier s. ap. J.‑C. (soit un taux moyen de 3 mm.an-1) traduit d’ailleurs un tarissement des apports sédimentaires depuis le bassin versant et donc une relative stabilité de la couverture pédologique, que nous mettons en relation avec une possible gestion agricole des sols et de l’écoulement des eaux à l’époque romaine. Durant le Haut‑Empire le chenal du Vistre de la Fontaine est jugé suffisamment stable pour y implanter un ouvrage de franchissement, moyennant la prise en compte du risque d’affouillement des piles fondées sur un enrochement massif. Cette méthode qui demeure recommandée pour les maîtres d’ouvrage des ponts contemporains souligne la perception et la gestion du risque fluvial par la société romaine Nîmoise. Cela n’empêchera pas l’effondrement d’une partie de la structure, vraisemblablement liée à la migration du paléo-chenal vers le sud, en témoigne la meilleure conservation des vestiges de la rive nord (rive convexe en accrétion) par rapport à ceux de la rive sud (rive concave en érosion). Cette migration latérale du paléo-chenal depuis sa mise en place vers le vie s. av. J.‑C. n’aura donc pas été stoppée par l’aménagement du pont et la fixation des berges. L’emprise de fouille a permis de documenter la progradation de la rive convexe du paléo-chenal sur une distance d’environ 30 m en 2 500 ans. Verticalement, le site n’enregistre qu’une très faible accrétion de la plaine sédimentaire, environ 1 m durant l’Holocène, que nous mettons en relation avec l’encaissement du lit mineur et sa déconnexion de la plaine d’inondation. L’enregistrement documente enfin l’envasement progressif du paléo-chenal, mis en relation avec la hausse apparente des crues extrêmes survenant sur le territoire nîmois, possiblement corrélé à l’extension des surfaces urbanisées. Un nouveau chenal est artificiellement creusé et complètement rectifié vers le milieu du xxe siècle tandis que la reméandration de son tracé est aujourd’hui en projet. L’histoire du Vistre de la Fontaine est assurément hydrologique et sociale, au moins depuis 2 500 ans.