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Nouvelles données sur la dynamique des environnements fluvio-lagunaires de la basse vallée de l’Aude (France) au cours des sept derniers millénaires

New data on fluvio-lagoonal environment dynamics from the Aude lower valley (France) during the last seven millennia
Tiphaine Salel, Hélène Bruneton, Jean-Philippe Degeai et David Lefèvre
p. 351-368

Résumés

Français English

Le paysage littoral de la basse vallée de l’Aude est composé d’une mosaïque de milieux laguno-deltaïques mobiles à l’échelle des derniers millénaires. Du fait de cette mobilité et de l’ancienneté de l’occupation humaine, continue depuis le Néolithique, la compréhension des dynamiques environnementales passées constitue une problématique incontournable de la recherche archéologique en Narbonnais. Le travail présenté vise à identifier et expliquer les transformations des paléomilieux de la branche fluviale orientale de l’Aude, à partir de l’analyse sédimentologique et micropaléontologique de deux carottes datées au radiocarbone. Les résultats obtenus indiquent six millénaires de lent colmatage de la ria de Vendres sous influence marine. Une avulsion majeure entraîne le déversement du cours de l’Aude dans cette ria, dans la première moitié du 14e siècle AD d’après l’interprétation des sources textuelles. L’étude des archives sédimentaires fournit des arguments en faveur d’un déversement effectivement postérieur au xie ou xiie siècle AD (postérieur à l’intervalle 917-763 ans cal BP). Ces arguments sont les suivants : 1) une nette accélération des taux de sédimentation apparents, les dépôts lités du dernier millénaire représentant plus de la moitié de l’épaisseur du remplissage holocène ; 2) une augmentation importante des apports fluviaux modifiant le biotope (tolérance à la salinité, végétation) des ostracodes. La plaine deltaïque prograde rapidement vers la mer puisque le système d’embouchure est attesté au sud de Vendres à partir du xviie siècle AD.

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Texte intégral

Cette étude a été réalisée dans le cadre d’un contrat doctoral de l’école doctorale 60 de l’Université Paul Valéry Montpellier 3. Elle a bénéficié du soutien financier du programme scientifique Évolution des paysages fluvio-lagunaires du Narbonnais du LabEx ARCHIMEDE (Investissement d’Avenir, ANR-11-LABX-0032-01) et du programme collectif de recherche sur Les ports antiques de Narbonne (partenariat entre la région Languedoc-Roussillon, le CNRS et le Ministère de la Culture), tous deux coordonnés par Corinne Sanchez. Les carottages ont été réalisés grâce aux équipes du Centre de carottage et de forage national (CNRS INSU) et du laboratoire Archéologie des sociétés méditerranéennes (CNRS UMR5140). Que toutes ces personnes et institutions soient remerciées. Les auteurs remercient également Nicole Limondin-Lozouet et un relecteur anonyme pour leurs commentaires et suggestions.

1 - Introduction

1La côte du golfe du Lion, à l’ouest du delta du Rhône, est constituée d’une succession de cordons sableux ancrés sur des promontoires rocheux, dessinant une courbe assez régulière d’environ 150 km (fig. 1). Ces cordons isolent une série de lagunes, certaines communiquant avec la mer adjacente par l’intermédiaire d’ouvertures appelées graus. Au début de l’Holocène (11,7-7,5 ka cal BP), la morphologie de cette côte était moins régulière (fig. 1). Les plaines littorales et lagunes modernes occupent en effet l’emplacement d’anciennes vallées fluviales et dépressions continentales inondées suite à la transgression marine (Aloïsi et al., 1978 ; Duboul-Razavet et Martin, 1981 ; Certain, 2002 ; Certain et al., 2004 ; Carozza & Jorda, 2005 ; Raynal et al., 2009, 2010 ; Court-Picon et al., 2010 ; Ferrer et al., 2010 ; Sabatier et al., 2010a, Devillers et al., 2019). Le ralentissement de la remontée du niveau marin (après 7,5 ka cal BP) a favorisé la progradation des deltas qui se sont avancés au fond des rias (Stanley & Warne, 1994). Les sédiments apportés à la côte par les fleuves et redistribués latéralement par les courants de dérive littorale ont permis l’allongement des corps sableux côtiers enfermant les lagunes (Certain et al., 2004 ; Larue et al., 2009 ; Raynal et al., 2009). Cette courte présentation rappelle que la morphogenèse du littoral languedocien est bien comprise dans ses grandes lignes. Néanmoins, les lagunes et les deltas ont pu connaître des histoires très différentes d’un secteur à l’autre. Les rythmes de fermeture et de colmatage des bassins varient en effet en fonction des morphologies héritées, des variations locales du niveau de base, des caractéristiques climatiques et anthropiques des bassins versants, de l’hydrodynamisme et des flux sédimentaires côtiers. Dans ce contexte régional, la basse vallée de l’Aude est un exemple de « ria-type delta » caractérisé par un espace d’accomodation limité par la morphologie héritée (Anthony et al., 2014). L’intérêt de ce cas d’étude réside dans son évolution paléogéographique originale (delta à deux branches) associée à une occupation humaine ancienne et continue.

2La compréhension de l’évolution des paysages littoraux habités depuis le Néolithique est une problématique importante de la recherche archéologique dans la basse vallée de l’Aude (Dellong et al., 2003 ; Dellong, 2012). Localisé au carrefour des voies de communication reliant façades méditerranéenne et atlantique, pays gaulois et ibérique, cet espace est considéré comme un important centre d’échanges dès l’âge du Fer (Dellong et al., 2003). En atteste l’émergence de plusieurs comptoirs littoraux (Gailledrat, 2014) puis la fondation de la cité de Narbonne dont le port est connu comme l’un des plus actifs de l’empire romain en Occident (Sanchez, 2016). Les sites archéologiques identifiés sont majoritairement localisés sur les hauteurs dominant les plaines alluviales et les lagunes. Cette répartition spatiale est liée, au moins en partie, à des biais taphonomiques évidents (sites submergés et/ou alluvionnés en zones basses) (Carozza, 2011) mais qui doivent être démontrés. Les sites à vocation portuaire avérée ou supposée sont par ailleurs situés à plusieurs kilomètres de la côte et en arrière d’une mosaïque de plaines deltaïques, d’étangs peu profonds et de cordons littoraux. Le contexte environnemental actuel est donc en toute hypothèse différent de celui des occupations, et la mobilité des rivages et des cours fluviaux a nécessairement influencée les activités humaines et réciproquement. C’est la raison pour laquelle a été mis en œuvre un programme de recherche impliquant la collaboration d’archéologues et de géomorphologues engagés dans une reconstitution de la géographie passée du système portuaire antique de Narbonne. En relation avec ce programme, le présent travail contribue à un objectif plus large, qui est de comprendre l’évolution des paysages fluvio-lagunaires durant l’Holocène à l’échelle d’une vaste zone géographique couvrant l’ensemble des basses plaines de l’Aude (fig. 2).

3Les premiers travaux géomorphologiques consacrés à l’évolution des plaines deltaïques de l’Aude (Verdeil, 1967, 1970, 1990 ; Ambert 1993, 1995, 2000, 2011 ; Rescanières, 2001, 2003) décrivent un comblement sédimentaire caractéristique des paléo-vallées ennoyées lors de la remontée marine postglaciaire (Dalrymple et al., 1992, 1994 ; Boyd et al., 2006). La base de la séquence de remplissage est délimitée par une surface d’érosion contemporaine d’un bas niveau marin attribué au Dernier Maximum Glaciaire. Elle est surmontée par des dépôts infralittoraux recouvrant localement une ancienne nappe alluviale caillouteuse de l’Aude. Ces dépôts infralittoraux passent verticalement et latéralement aux dépôts des plaines fluvio-palustres qui coiffent la séquence sédimentaire. Les datations au radiocarbone obtenues à leur base remontent à la première moitié de l’Holocène (9,5 ka cal BP). Les connaissances sur les circonstances de la transgression et les rythmes de la progradation du delta restent parcellaires, tout comme celles concernant la dynamique des corps sableux formant les lidos sur la côte.

4Les reconstitutions paléogéographiques présentées dans ces travaux se sont clairement heurtées à deux problèmes. Tout d’abord celui de l’interprétation des faciès sédimentaires en termes de paléomilieux. La diversité potentielle des environnements laguno-deltaïques holocènes reste difficilement perceptible à travers les données bio-sédimentologiques succinctes à disposition. Ensuite les données sédimento-stratigraphiques disponibles sont peu datées. Le présent article est précisément consacré à la présentation des données paléoenvironnementales et chronologiques issues des analyses sédimentologiques, ostracodologiques et des datations au radiocarbone réalisées sur deux carottes de la branche fluviale orientale du delta (fig. 2).

Fig. 1 : Rias holocènes de la côte occidentale du golfe du Lion.

Fig. 1 : Rias holocènes de la côte occidentale du golfe du Lion.
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Limite diachronique du maximum de transgression d’après les travaux de Certain et al. (2004), Carozza et Jorda (2005) (côte du Roussillon), Ambert (2011) (Narbonnais), Devillers et al. (2019) (ria de l’Hérault), Ferrer et al. (2010) (étang de Thau), Ambert et Arthuis (1995) (ria du Lez) et Vella et al. (2005) (delta du Rhône).

Fig. 2 : La basse vallée de l’Aude.

Fig. 2 : La basse vallée de l’Aude.
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(A) Caractéristiques morphologiques héritées à la fin du Dernier Maximum Glaciaire. (B) Localisation des sondages BVA03 et BVA04 sur la branche deltaïque orientale.

2 - Cadre physique

5Le secteur étudié correspond à la basse vallée de l’Aude (250 km2 environ) délimitée par des reliefs modestes : le massif des Corbières à l’ouest (altitude max. 293 m NGF), les collines de Capestang à Lespignan au nord (altitude max. 120 m NGF), le petit plateau de Vendres au nord-est (altitude max. 27 m NGF) (fig. 2A). Le front marin correspond à une bande sableuse longue de 30 km, profondément transformée par les aménagements touristiques des années 1970. En arrière, le massif calcaire de la Clape forme un relief isolé (altitude max. 214 m NGF) autour duquel s’étendent les plaines deltaïques de l’Aude et des lagunes peu profondes implantées dans d’anciennes rias ou d’anciennes dépressions fermées. Le fleuve contourne actuellement la Clape par le nord et se jette en mer au port de Vendres. Cette configuration était déjà celle des cartes de la fin du xviiie siècle (Cavero, 2010). Elle est néanmoins relativement récente puisque, durant l’époque antique, l’Aude se déversait encore en tout ou partie à l’ouest du massif où une ancienne embouchure canalisée est attestée (Sanchez et al., 2016 ; Faïsse et al., 2018).

2.1 - Héritages géologiques

6Les structures géologiques en roches dures correspondent aux calcaires de la nappe de charriage des Corbières mise en place lors de la compression pyrénéenne à l’Éocène (massifs de Fontfroide et de la Clape et buttes isolées le long de la côte) (fig. 2A). Elles contrastent avec le comblement marneux des fossés tectoniques ouverts de part et d’autre de la Clape lors de l’effondrement du golfe du Lion à l’Oligocène (Lespinasse et al., 1982 ; Guennoc et al., 2000). Ces matériaux plus sensibles à l’érosion ont été facilement surcreusés par les processus fluviatiles et éoliens durant le Quaternaire. Au large du massif de la Clape, plusieurs paléo-talwegs scellés par le remplissage postérieur au Dernier Maximum Glaciaire apparaissent aux embouchures actuelles de l’Aude et de l’Orb et face aux lagunes de Narbonne (fig. 2A) (Lespinasse et al., 1982). Le prolongement amont de cet ancien réseau fluviatile est bien identifié entre Narbonne et la Clape (Verdeil, 1970). Par contre la géométrie de la base du remplissage postglaciaire est moins bien connue au nord et à l’est de la Clape (Grau & Rescanières, 2000). Un creusement initialement éolien ou hydro-éolien, par coalescence de petites dépressions fermées excavées au cours d’une période froide du Pléistocène, est évoqué (Ambert, 2013 ; David & Carozza, 2017). La topographie différenciée de la fin du Dernier Maximum Glaciaire explique la morphologie découpée de la basse vallée de l’Aude qui forme un système de rias aux contours irréguliers durant le maximum de transgression holocène (fig. 1). Ménagés par les érosions successives, les points hauts de cette topographie n’ont pas été inondés au cours de la remontée marine holocène. La nappe alluviale caillouteuse enfouie dans le secteur de Coursan constitue ainsi un paléo-isthme sédimentaire non submersible prolongeant la terrasse fluviatile de Sallèles-Cuxac jusqu’au massif de la Clape, ce dernier n’ayant pas connu de période d’insularité (Ambert, 2011) (fig. 2A).

2.2 - Dynamiques hydrologiques et sédimentaires

7L’Aude est un des principaux fleuves de la côte ouest du golfe du Lion par la superficie de son bassin versant (4830 km2) et sa longueur (223 km). Il prend sa source dans les Pyrénées (2180 m NGF) puis s’écoule entre Corbières et Montagne Noire en direction de la Méditerranée. Les conditions climatiques varient d’amont en aval : la tendance est méditerranéenne sur le cours inférieur, océanique vers l’ouest, montagnarde dans les Pyrénées. Le régime hydrologique de l’Aude en aval de Sallèles est de ce fait marqué par un étiage prolongé en été (15 m3/s) et un débit maximum en hiver (80 m3/s) qui demeure soutenu au printemps grâce à la fonte des neiges de la haute vallée (SAGE, 2003). Épisodiquement, les orages « cévenols » sont à l’origine de crues débordantes au cours desquelles le débit peut dépasser 3000 m3/s (Pardé, 1930). Les particules détritiques transportées par le fleuve proviennent de l’érosion des granites, gneiss, schistes et calcaires des Pyrénées et de la Montagne Noire, et des calcaires des Corbières. Actuellement, les éléments les plus grossiers (blocs et galets) ne transitent pas ou peu sur les faibles pentes du cours aval (Astrade et al., 1999). Seuls les éléments plus fins sont acheminés jusqu’au delta.

8La dynamique côtière est caractérisée par un régime microtidal (environ 30 cm de marnage). Celui-ci a peu d’impact sur la morphogenèse littorale qui est essentiellement liée aux régimes des vents et des houles. La région de Narbonne compte environ 300 jours de vent par an. Les vents de terre dominants (secteur W/NW) dépassent fréquemment les 50 km/h. Ils influencent l’hydrodynamisme des lagunes et la morphologie des cordons littoraux formés de larges plages et de dunes basses (Brunel, 2010). Sur le front de mer, le régime des houles est caractérisé par des vagues le plus souvent inférieures à 1,5 m (Guizien, 2009). Les tempêtes liées aux vents de mer (secteur SE) entraînent des surcotes pouvant atteindre 6 m. Elles sont responsables d’épisodes de submersion des cordons littoraux et de réactivation des graus temporaires (Anselme et al., 2008 ; Larue et al., 2009). Les différents courants de dérive littorale sont à l’origine de cellules de transport sédimentaire opposées (Durand, 1999 ; Sabatier et al., 2004). Le secteur étudié correspond à une zone de convergence de ces cellules, centrée sur Port-la-Nouvelle (fig. 1).

3 - Méthodes

9Les carottes BVA03 (43°15’48,62 ʺ  N ; 3°9’0,36 ʺ E ; + 1,8 m NGF ; profondeur atteinte 20,7 m) et BVA04 (43°14’35,75 ʺ N ; 3°12’21,34 ʺ E ; + 0,7 m NGF ; profondeur atteinte 23 m) ont été prélevées à la sonde russe. L’altitude en surface a été mesurée avec un GPS différentiel. Les analyses granulométriques et micropaléontologiques ont été menées sur des échantillons de 4 cm d’épaisseur ou moins, prélevés entre les échantillons palynologiques épais quant à eux de 1 cm et espacés de 4 cm (Dolez, 2018).

3.1 - Analyses granulométriques

10Les analyses granulométriques ont été réalisées à intervalles réguliers (20 cm pour BVA03, 10 cm pour BVA04) au granulomètre laser Beckmann-Coulter LS13320. Deux mesures successives ont été effectuées sous ultrasons après tamisage des échantillons à 2000 μm et dilution des sédiments dans l’eau (Sabatier et al., 2008). Les distributions obtenues ont été interprétées à l’aide d’un diagramme CM (Passega, 1957, 1964). En l’absence de référentiel actuel dans le bassin inférieur de l’Aude, les seuils des indices C et M ont été déterminés à partir de l’image des sédiments holocènes du delta (Salel, 2018). Cette méthode d’identification des dynamiques hydrologiques ne peut être appliquée qu’après avoir identifié la nature des particules sous loupe binoculaire, la présence d’éléments organiques et minéraux authigènes grossiers entraînant une valeur C artificiellement élevée.

3.2 - Analyse des assemblages d’ostracodes

11L’étude des assemblages d’ostracodes a été réalisée sur des échantillons de 4 cm d’épaisseur, sélectionnés de façon discontinue à intervalles réguliers (40 cm pour BVA03, 20 cm pour BVA04). Les échantillons ont été séchés, pesés, dilués dans l’eau puis lavés sur des tamis (mailles de 125 et 500 µm). Les valves des individus adultes et juvéniles ont été extraites dans ces deux fractions granulométriques sous une loupe binoculaire (grossissement x100). Lorsque la densité faunistique est élevée, chaque fraction a été divisée en plusieurs sous-échantillons égaux de façon à limiter les comptages autour de 300 valves. Ces valeurs correspondent au nombre d’individus requis pour l’analyse statistique des assemblages d’ostracodes (Ruiz et al., 1997). Les déterminations ont été effectuées sur carapaces à partir des observations sous loupe binoculaire et d’images MEB à l’aide des atlas de Bonaduce et al. (1975), Oertli (1985), Athersuch et al. (1989), Meisch (2000) et Fuhrmann (2012). Les diagrammes présentés expriment la part des différentes espèces dans chaque échantillon. Les pourcentages peu significatifs (comptages inférieurs à 300 valves) sont indiqués. Les biozones ont été identifiées par regroupement des échantillons à l’aide d’une technique statistique (CONISS) proposée par le logiciel TILIA (Grimm, 1990) utilisant la distance de Edward et Cavalli-Sforza (Marco‑Barba et al., 2013). La densité faunistique a été exprimée en nombre d’individus pour 10 g de sédiments bruts secs, poids moyen des échantillons étudiés. Les taxons ont été classés en fonction des gammes de salinité tolérées (tab. 1).

Tab. 1 : Relations entre taxons d’ostracodes et salinité.

Tab. 1 : Relations entre taxons d’ostracodes et salinité.
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3.3 - Datations au radiocarbone

12Vingt datations 14C AMS ont été réalisées sur coquilles (bivalves connectés en position de vie, gastéropodes lorsque les bivalves sont absents) et débris végétaux (graines, feuilles) au laboratoire de Poznań. Les âges ont été respectivement calibrés à l’aide du logiciel Calib 7.0.4 et des courbes de calibration Marine13 et IntCal13 (Reimer et al., 2013) avec un intervalle de confiance de 2σ. Une déviation ΔR de 110 ans a été utilisée pour calibrer les âges sur coquilles (Salel, 2018). Cette valeur, adaptée pour un contexte de ria largement ouverte sur la mer, a pu augmenter avec le temps comme cela a été démontré dans plusieurs lagunes du golfe du Lion (Sabatier et al., 2010b ; Degeai et al., 2015). Ces éventuels changements sont pris en compte dans la discussion des âges pour chaque sondage.

4 - Résultats

4.1 - Sondage BVA03

134.1.1 - Lithostratigraphie

14L’analyse des lithofaciès met en évidence huit unités sédimentaires (US1 à US8) décrites de la base au sommet (fig. 3).

  • L’US1 (2080-1972 cm) correspond au substrat constitué de sables grossiers très compacts de couleur ocre et de petits nodules carbonatés. Le contact stratigraphique avec US2 correspond à une discontinuité.

  • L’US2 (1972-1930 cm) correspond à des limons argileux, gris verdâtre (GLEY1.6/10Y puis GLEY1.6/5GY) avec une tâche gris foncé (5Y.4/1). L’augmentation des centiles granulométriques C et M au sommet de l’unité (segment T/RS) est associée à l’apparition de sables fins (10 à 20 %) composés de débris coquilliers. Les unités US2 et US3 sont séparées par une lacune de prélèvement (1900-1930 cm).

  • L’US3 (1900-1290 cm) est formée de limons argileux, gris foncé (5Y.4/1) à très foncé (5Y.3/1), riches en macrofaune (coquilles isolées ou formant des lits). Comme dans l’US2, la variation des centiles granulométriques C et M (segment T/RS) est associée à l’apparition d’une faible proportion de sables fins (moins de 20 %) composés de débris coquilliers.

  • L’US4 (1290-1190 cm) est moins uniforme, avec quelques lamines d’épaisseur millimétrique peu nettes. Ces lamines correspondent à des changements de couleur du gris foncé (5Y.4/1) au gris très foncé (5Y.3/1) ou noir (5Y.2,5/1). Les caractéristiques granulométriques sont semblables à l’US3 (segment T / RS).

  • L’US5 (1190-840 cm) est constituée de limons argileux plus franchement lités. Les lamines (épaisseur entre 0,1 et 1 cm) correspondent à des changements de couleur, du gris olive (5Y.5/2) au gris foncé (5Y.4/1), gris très foncé (5Y.3/1) ou noir (5Y.2,5/1). La fraction biogène (macrofaune et sables coquilliers) est peu abondante.

  • L’US6 (840-413 cm) est constituée d’une alternance de lits (épaisseurs 0,1 à 10 cm) de limons argileux plus ou moins enrichis en sables fins (jusqu’à 65 %) majoritairement détritiques terrigènes. Ces niveaux sableux sont associés à une augmentation des centiles granulométriques C et M (segment T/RS). La couleur des lits évolue entre gris foncé (5Y.4/1), gris très foncé (5Y.3/1), noir (5Y.2,5/1), gris brun foncé (2,5Y.4/2), gris brun (2,5Y.5/2), gris olive (5Y.5/2), olive (5Y.5/3), jaune brun (10Y.5/4).

  • L’US7 (413-90 cm) est formée de limons argileux pas ou peu lités, brun olive (2,5Y.4/4) et brun olive clair (2,5Y.5/4), avec des tâches d’oxydation orangées et des petites tâches brunes. Les lits enrichis en sables fins détritiques terrigènes (moins de 10 %) sont distingués dans l’image CM (segment RS).

  • L’US8 (90-0 cm) est constituée de limons argileux à structure grumeleuse, brun olive clair (2,5Y.5/4).

Fig. 3 : Résultats des analyses sédimentologiques du sondage BVA03.

Fig. 3 : Résultats des analyses sédimentologiques du sondage BVA03.
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4.1.2 - Assemblages d’ostracodes

15Le diagramme micropaléontologique (fig. 4) met en évidence neuf biozones (O1 à O9).

  • La biozone O1 (1972-1961 cm) est composée de taxons continentaux. Ilyocypris bradyi/gibba domine (> 80 % du nombre total de valves) accompagné par Leucocythere sp. et quelques Limnocythere inopinata (femelles et présence de mâles dans cette biozone uniquement). La densité faunistique est relativement faible (15 à 30 valves / 10 g).

  • La biozone O2 (1956-1937 cm) contient les mêmes ostracodes que O1, mélangés avec les taxons littoraux saumâtres à marins caractéristiques de O3 : Cyprideis torosa, Xestoleberis cf. nitida (juvéniles), Loxoconcha elliptica, Cytherois fischeri, Cytheretta adriatica, Cytheridea neapolitana, Aurila woodwardi, Palmoconcha cf. turbida. La densité faunistique reste faible (proche de 15 valves / 10 g).

  • La biozone O3 (1891-1828 cm) montre des taxons marins-saumâtres (45 à 97 %) dominés par Leptocythere type lacertosa ou C. torosa, accompagnés par X. cf. nitida, L. elliptica, C. fischeri. Le taxon saumâtre Cytheromorpha fuscata est présent (3 à 5 %). Les taxons marins complètent cette association : Palmoconcha cf. turbida, Callistocythere littoralis, Loxoconcha rhomboidea, C. neapolitana, A. woodwardi, Pontocythere turbida, Semicytherura cf. rarecostata, Leptocythere fabaeformis, Xestoleberis communis. La densité faunistique (95 à 587 valves / 10 g) augmente par rapport à O2.

  • La biozone O4 (1811-1329 cm) est associée à la quasi disparition de L. elliptica et C. torosa, C. fuscata est absent. Les taxons marins-saumâtres (39 à 82 %) sont désormais dominés par C. fischeri, accompagné de L. type lacertosa. Les taxons marins se diversifient : P. cf. turbida, C. littoralis, X. communis, P. simile, L. fabaeformis, S. cf. rarecostata, Propontocypris sp., S. sulcata, C. whitei, C. carinata, A. woodwardi, L. rhomboidea, C. neapolitana, Pontocythere turbida. La densité faunistique reste dans une gamme haute (186 à 1526 valves / 10 g).

  • La biozone O5 (1311-1148 cm) montre la disparition de plusieurs taxons marins. P. cf. turbida est encore accompagné de C. littoralis et de rares X. communis, P. simile, S. cf. rarecostata. Les taxons marins-saumâtres sont dominés par L. type lacertosa, alors que C. fischeri est secondaire. L. elliptica et C. torosa réapparaissent ponctuellement. La densité faunistique est variable (2 à 3380 valves / 10 g).

  • La biozone O6 (1131-1048 cm) est marquée par la disparition complète des taxons marins, à l’exception d’un pic à P. cf. turbida. Les taxons marins-saumâtres (77 à 100 %) sont dominés par C. torosa ou L. type lacertosa, accompagnés par L. elliptica, X. cf. nitida, C. fischeri. Le saumâtre C. fuscata (moins de 7 %) complète ponctuellement cette association. La densité faunistique est variable (3 et 352 valves / 10 g).

  • La biozone O7 (1011-609 cm) est composée de C. torosa (71 à 100 %) accompagné par C. fuscata, L. elliptica et quelques L. type lacertosa. La densité faunistique est variable (max. 594 valves / 10 g), plusieurs échantillons ne contiennent pas d’ostracodes.

  • La biozone O8 (584-350 cm) est dominée par des taxons marins-saumâtres (86 à 100 %). Déjà présents en O7, ils sont plus régulièrement accompagnés par L. type lacertosa. Les taxons continentaux apparaissent de façon secondaire : I. bradyi/gibba, Sarscypridopsis aculeata, L. inopinata, Paralimnocythere psammophila, Potamocypris sp., Darwinula stevensoni, Ilyocypris monstrifica, Ilyocypris sp., Candona neglecta. La densité faunistique est variable (1 à 264 valves / 10 g).

  • La biozone O9 (333-133 cm) est essentiellement composée de taxons continentaux. Ils sont dominés par S. aculeata, puis I. cf. bradyi/gibba et C. neglecta accompagnés par C. vidua, Potamocypris sp., Herpetocypris sp., L. inopinata, P. psammophila. La densité faunistiques diminue (12 à 25 valves / 10 g).

Fig. 4 : Résultats des analyses micropaléontologiques du sondage BVA03.

Fig. 4 : Résultats des analyses micropaléontologiques du sondage BVA03.
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4.1.3. Datations au radiocarbone

16Les datations ont été réalisées sur coquilles dans les unités US3 et US4, et sur restes végétaux dans les unités US6 et US7 (tab. 2). L’intervalle chronologique calibré de l’échantillon 1051-1048 cm apparaît vieilli par rapport à l’âge de la coquille datée dans le niveau sous-jacent.

Tab 2 : Datations au radiocarbone des sondages BVA03 et BVA04.

Tab 2 : Datations au radiocarbone des sondages BVA03 et BVA04.
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4.2 - Sondage BVA04

4.2.1 - Lithostratigraphie

17L’analyse des lithofaciès met en évidence huit unités sédimentaires (US1 à US8) (fig. 5).

  • L’US1 (2300-1470 cm) est constituée de limons argileux gris foncé (5Y.4/1) à très foncé (5Y.3/1) riches en coquilles isolées ou formant des lits. La fraction sableuse fine (moins de 15 %) est composée de débris coquilliers. L’image CM indique des dynamiques de suspension pélagique et uniforme.

  • L’US2 (1470-1290 cm) est moins uniforme avec quelques lamines (épaisseur millimétrique) peu nettes. Ces lamines correspondent à des changements de couleur du gris foncé (5Y.4/1) ou très foncé (5Y.3/1) au noir (5Y.2,5/1).

  • L’US3 (1290-485 cm) est constituée de limons argileux plus franchement lités (épaisseur des lits 0,1 à 5 cm), gris olive (5Y.5/2), gris foncé (5Y.4/1), gris très foncé (5Y.3/1) et noir (5Y.2,5/1). De fines lamines légèrement enrichies en sables détritiques terrigènes apparaissent vers le sommet. La fraction biogène (macrofaune et sables coquilliers) est peu abondante.

  • L’US4 (485-415 cm) est constituée d’une alternance de lits peu épais (entre 0,1 et 5 cm) de limons argileux, plus ou moins enrichis en sables détritiques terrigènes fins (jusqu’à 25 %), gris très foncé (5Y.3/1), gris foncé (5Y.4/1), gris brun foncé (2,5Y.4/2), gris brun (2,5Y.5/2), gris olive (5Y.5/2), brun-olive (2,5Y.4/3), brun-olive clair (2,5Y.5/3), jaune brun (10Y.5/4). L’image CM indique une amélioration du tri sur le segment RS.

  • L’US5 (415-265 cm) montre l’apparition de sables détritiques terrigènes plus grossiers sous forme de lits épais (entre 5 et 15 cm). L’image CM indique différents modes de transport : roulement, suspension graduée, uniforme et pélagique.

  • L’US6 (265-94 cm) ressemble à l’US4 mais la structure litée est moins nette du fait de l’oxydation des sédiments brun-olive (2,5Y.4/3) à brun-olive clair (2,5Y.5/3). Des petites tâches brunes apparaissent au-dessus de 175 cm.

  • L’US7 (94-70 cm) correspond à un dépôt de sables détritiques terrigènes (70 à 80 %) à granoclassement normal (grossier à fin) brun-olive (2,5Y.4/4). Elle est associée aux segments OP puis QR de l’image CM.

  • L’US8 (70-0 cm) est constituée de limons argileux brun-olive (2,5Y.4/4) à structure grumeleuse contenant des restes de racines, surmontés par le sol brun-olive foncé (2,5Y.3/3) actuel.

Fig. 5 : Résultats des analyses sédimentologiques du sondage BVA04.

Fig. 5 : Résultats des analyses sédimentologiques du sondage BVA04.
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4.2.2 - Assemblages d’ostracodes

18La faune aquatique, ostracodes compris, est absente dans les unités du sommet (US6 à US8). Les unités inférieures sont divisées en neuf biozones (O1 à O9) (fig. 6).

  • La biozone O1 (2300-2106 cm) est composée de taxons marins-saumâtres (55 à 94 %) dominés par Leptocythere type lacertosa ou ponctuellement Loxoconcha elliptica, accompagnés de Cyprideis torosa, Xestoleberis cf. nitida et Cytherois fischeri. Le taxon saumâtre Cytheromorpha fuscata (3 à 11 %) est occasionnellement associé à des juvéniles de Candona cf. angulata. Les taxons marins complètent cette association : Loxoconcha rhomboidea, Callistocythere littoralis, Paradoxostoma simile, Cytheridea neapolitana, Carinocythereis whitei, Carinocythereis carinata, Propontocypris sp., Pontocythere turbida, Semicytherura cf. rarecostata, Xestoleberis communis. La densité faunistique varie entre 30 et 397 valves / 10 g.

  • La biozone O2 (2090-2006 cm) est aussi dominée par les taxons marins-saumâtres (42 à 97 %) avec L. type lacertosa accompagné de C. fischeri et X. cf. nitida, mais L. elliptica et C. torosa disparaissent. Le saumâtre C. fuscata est absent. Les taxons marins regroupent L. rhomboidea, C. littoralis, P. simile, C. neapolitana, C. whitei, C. carinata, Propontocypris sp., X. communis, S. cf. rarecostata. La densité faunistique varie entre 37 à 349 valves / 10 g.

  • La biozone O3 (1990-1456 cm) montre des taxons marins-saumâtres (37 à 85 %) désormais dominés par C. fischeri accompagné de L. type lacertosa. Les taxons marins se diversifient : L. rhomboidea, C. littoralis, P. simile, C. neapolitana, C. whitei, C. carinata, Propontocypris sp., Pontocythere turbida, X. communis, Leptocythere fabaeformis, Paracytheridea sp., Semicytherura sulcata, S. cf. rarecostata. Dans plusieurs échantillons, L. rhomboidea et C. littoralis rivalisent en abondance avec C. fischeri. La densité faunistique est relativement élevée (supérieure à 100 valves / 10 g avec un maximum de 1080 valves / 10 g à la base de la zone).

  • La biozone O4 (1440-1306 cm) montre des taxons marins-saumâtres (57 à 99 %) dominés par L. type lacertosa alors que C. fischeri est secondaire. Plusieurs taxons marins disparaissent. L. rhomboidea est encore accompagné de C. littoralis et de rares X. communis et P. simile. La densité faunistique est variable (17 à 390 valves / 10 g).

  • La biozone O5 (1280-1216 cm) est caractérisée par des taxons marins-saumâtres (97 à 100 %) dominés par L. type lacertosa puis C. fischeri. L. elliptica réapparaît en courbe continue, ponctuellement accompagné de C. torosa et X. cf. nitida. Les taxons marins sont représentés par L. rhomboidea (< 4 %). La densité faunistique est variable (10 à 537 valves / 10 g).

  • Dans la biozone O6 (1216-746 cm), les taxons marins-saumâtres (79 à 100 %) sont dominés par L. elliptica ou par C. torosa accompagnés de L. type lacertosa, C. fischeri et X. cf. nitida. Le saumâtre C. fuscata complète cette association (3 à 21 %). Les taxons marins ont disparu. Les lamines légèrement sableuses ont livré quelques valves juvéniles appartenant aux taxons continentaux Darwinula stevensoni ou Sarscypridopsis aculeata. La densité faunistique est relativement faible (moins de 100 valves / 10 g) en particulier au-dessus de 1050 cm (moins de 20 valves / 10 g). Plusieurs échantillons ne contiennent pas d’ostracodes.

  • La biozone O7 (730-606 cm) est constituée de taxons marins-saumâtres (plus de 98 %) dominés par L. elliptica, tandis que C. torosa, L. type lacertosa, C. fischeri, X. cf. nitida sont secondaires. C. fuscata et les taxons continentaux Ilyocypris gibba, Limnocythere inopinata, D. stevensoni, Heterocypris salina et Candonidae sont représentés par des individus isolés juvéniles. La densité faunistique reste basse (max. 48 valves / 10 g).

  • La biozone O8 (588-506 cm) est dominée par C. torosa accompagné par L. elliptica, et ponctuellement L. type lacertosa, C. fischeri, C. fuscata. La densité faunistique reste basse (max. 35 valves / 10 g).

  • La biozone O9 (485-275 cm) montre une faible densité faunistique (moins de 20 valves / 10 g). Plusieurs échantillons ne contiennent pas d’ostracodes. Les taxons continentaux Pseudocandona zschokkei, Candonidae, I. gibba, L. inopinata, D. stevensoni, H. salina apparaissent dans les lits sableux sous forme de plusieurs valves juvénile par échantillon. Ils accompagnent C. torosa, L. elliptica, L. type lacertosa et ponctuellement C. fuscata.

Fig. 6 : Résultats des analyses micropaléontologiques du sondage BVA04.

Fig. 6 : Résultats des analyses micropaléontologiques du sondage BVA04.
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4.2.3 - Datations au radiocarbone

19Les datations ont été réalisées sur coquilles dans les unités US1, US2, US3, et sur restes végétaux dans l’unité US5 (tab 2). L’intervalle chronologique calibré de l’échantillon 1220-1216 cm apparaît vieilli par rapport à l’âge de la coquille sous-jacente.

5 - Discussion

5.1 - Interprétations

5.1.1 - Sondage BVA03

20Sept phases d’évolution des environnements sont identifiées d’après l’étude du sondage BVA03 (fig. 7).

  • La phase 1 (1972-1930 cm) commence avec le dépôt du faciès gris verdâtre (US2) recouvrant le substrat ocre (US1). Elle correspond à des conditions hydrodynamiques calmes favorables à la décantation des particules fines. Les assemblages d’ostracodes regroupent des taxons continentaux (O1) adaptés aux eaux douces à légèrement saumâtres (gamme oligohaline) (Neale, 1988 ; Meisch, 2000 ; Frenzel et al., 2010). La présence de mâles de Limnocythere inopinata est caractéristique d’un plan d’eau alcalin (Forrester et al., 1983). Le gradient de couleur vers le gris verdâtre plus foncé indique un changement des conditions environnementales. La présence conjointe d’ostracodes continentaux et littoraux saumâtre à marins (O2) suggère une communication, au moins temporaire, avec la mer. Les modalités de transition des phases 1 à 2 ne sont pas connues (lacune de prélèvement à la limite US2/US3).

  • La phase 2 (1900-1810 cm) est datée entre 6800 et 6000 ans cal BP. Elle correspond au dépôt de la base du faciès gris très foncé (US3). L’interprétation des assemblages d’ostracodes (O3) est délicate car on trouve des taxons aux exigences écologiques opposées, alors que tous paraissent autochtones. Les espèces dominantes caractérisent un environnement à salinité variable (Athersuch et al., 1989 ; Lachenal, 1989). Les espèces secondaires mettent en évidence des influences à la fois continentales et marines. Dans les mêmes échantillons, on trouve ainsi C. fuscata, qui ne tolère pas les salinités marines (Neale, 1988), et des ostracodes marins qui tolèrent mal les dessalures (Callistocythere littoralis, Semicytherura cf. rarecostata) (Bonaduce et al., 1975 ; Athersuch et al., 1989 ; Lachenal, 1989 ; Ruiz et al., 1997, 2000). Une variation des valeurs de salinité sur un pas de temps bref expliquerait ce mélange d’espèces qui n’ont pu vivre exactement au même moment. Autre hypothèse, celle d’une distribution des taxons en fonction de la proximité des arrivées d’eau douce, associée à un mélange des thanatocénoses déplacées en suspension uniforme par les courants de faible énergie.

  • La phase 3 (1810-1290 cm), entre 6000 et 946-788 ans cal BP, correspond au dépôt de la partie supérieure du faciès gris très foncé (US3). Les assemblages d’ostracodes (O4) indiquent une paléosalinité polyhaline ou euhaline, optimale pour le développement de Cytherois fischeri (Ruiz et al., 2000) et nécessaire à la vie des taxons marins (Lachenal, 1989). Le développement d’ostracodes phytaux spécialisés comme Cytherois et Paradoxostoma, et occasionnellement Aurila woodwardi, permet de reconstituer un fond couvert de végétaux (Carbonel, 1980 ; Athersuch et al., 1989 ; Lachenal, 1989).

  • La phase 4 (1290-1190 cm) correspond au faciès lité inférieur (US4). Les assemblages d’ostracodes montrent l’effondrement des taxons phytaux. Au sein du groupe marin-saumâtre, c’est le cas de Cytherois fischeri remplacé par Leptocythere type lacertosa (O5). La dominance de cette espèce est observée en l’absence de végétation dans les environnements paraliques actuels (Nachite et al., 2010 ; Salel et al., 2016). Elle est de ce fait associée à une régression des algues ou herbiers. Par ailleurs, le groupe marin est réduit aux ostracodes les plus ubiquistes. Parmi eux on constate une forte proportion du taxon Palmoconcha cf. turbida, qui tolère mieux que les autres de petites variations de salinité (jusqu’à la gamme mésohaline) (Lachenal, 1989 ; Anadon et al., 2002). Cette évolution indiquerait déjà une plus forte euryhalinité, avant même l’essor du très euryhalin Cyprideis torosa.

  • La phase 5 (1190-330 cm) est associée au faciès lité supérieur, issus d’une décantation en milieu calme (US5). L’apparition de lits sableux détritiques terrigènes issus d’une suspension uniforme (US6) suggère ensuite la récurrence de périodes de compétence accrue du courant. Les assemblages d’ostracodes (O6, O7) dominés par Cyprideis torosa indique une salinité très variable, avec des épisodes faiblement saumâtres (maximum mésohalin) permettant la réapparition occasionnelle de Cytheromorpha fuscata. La présence secondaire de taxons continentaux autochtones (O8) reflète des apports en eau douce plus réguliers (Bodergat, 1983). La chronologie des dépôts lités des phases 4 et 5 est incertaine en raison d’une inversion des âges radiocarbones en fonction de la profondeur. Un remaniement est peu probable dans ce contexte de sédimentation par décantation, et les bivalves datés, en connexion, ne présentent pas de trace d’usure. Sabatier et al. (2010b) ont montré que l’âge réservoir des lagunes augmente localement au cours du temps, lorsque les apports continentaux sont importants et que les échanges avec la pleine mer sont limités. L’hypothèse d’un vieillissement de l’âge radiocarbone obtenu sur coquille au sommet de la zone O6, par augmentation de l’effet réservoir local en relation avec l’installation de conditions saumâtres dans la ria, est proposée. Comme l’influence marine décline dès la zone O5, la coquille datée à l’interface O5/O6 pourrait aussi être affectée par cet effet. On propose donc un âge postérieur à l’intervalle 946-788 ans cal BP pour la phase 4, et une fourchette comprise entre les intervalles 669-549 ans cal BP et 463-301 ans cal BP pour la phase 5. Un taux de sédimentation élevé peut expliquer la superposition des âges obtenus sur végétaux dans la partie supérieure du sondage.

  • La phase 6 (330-130 cm), après 463-301 ans cal BP, correspond à la partie supérieure du faciès brun‑olive (US7). Les assemblages d’ostracodes (O9) rappellent ceux des plans d’eau douce à oligohalin qui s’étendent actuellement au sud de Capestang (Salel et al., 2016).

  • La phase 7 (130-0 cm) est marquée par la disparition des ostracodes. Les limons argileux à structure grumeleuse (US8) caractérisent l’environnement subactuel de plaine d’inondation distale.

5.1.2 - Sondage BVA04

21Sept phases d’évolution des environnements sont identifiées d’après l’étude du sondage BVA04 (fig. 7).

  • La phase 1 (2300-2100 cm), avant 6400 ans cal BP, correspond à la partie inférieure du faciès gris foncé (US1) dans des conditions de courants faibles ou nuls. Les assemblages d’ostracodes (O1) ressemblent beaucoup à ceux observés à la même époque dans le sondage BVA03, mais les taxons marins les plus sténohalins comme Cytheridea neapolitana, Carinocythereis whitei, et Carinocythereis carinata semblent mieux développés. Cette distribution est liée à la position aval du sondage BVA04, qui explique aussi l’apparition plus occasionnelle du saumâtre Cytheromorpha fuscata. On reconstitue un environnement mixte, soumis à une double influence, marine et continentale.

  • La phase 2 (2100-2000 cm) est datée entre 6400 et 6100 ans cal BP. Les ostracodes adaptés aux milieux saumâtres disparaissent quasiment (O2). Les dessalures caractéristiques de la phase précédente ne sont plus identifiées.

  • La phase 3 (2000-1470 cm), entre 6100 et l’intervalle 917-763 ans cal BP, correspond à la partie supérieure du faciès gris foncé (US1). Les assemblages d’ostracodes (O3) ressemblent encore une fois beaucoup à ceux observés à la même époque dans le sondage BVA03. Ils permettent de reconstituer une salinité relativement stable dans la gamme polyhaline à euhaline et un fond végétalisé.

  • La phase 4 (1470-1280 cm) correspond au faciès lité inférieur (US2 et partie inférieure de l’US3). Les assemblages d’ostracodes montrent l’effondrement des taxons phytaux (O4). Au sein du groupe marin-saumâtre, c’est le cas de Cytherois fischeri, remplacé par Leptocythere type lacertosa. Une régression des algues ou herbiers est probable. Par ailleurs, le groupe marin est réduit aux ostracodes les plus ubiquistes, principalement Loxoconcha rhomboidea, qui supporte de petites variations de salinité dans les gammes mésohaline et polyhaline (Lachenal, 1989 ; Anadon et al., 2002). Cette évolution traduit une légère augmentation de l’euryhalinité qui conduit finalement à la réapparition, discrète mais continue, de Loxoconcha elliptica (O5). La chronologie de cette phase 4 est incertaine en raison d’une inversion des âges radiocarbones en fonction de la profondeur. Les âges obtenus sur coquilles dans les zones O4 et O5 pourraient être vieillies par augmentation de l’effet réservoir local, en relation avec le déclin de l’influence marine dès cette période. On peut simplement caler la phase 4 entre l’intervalle 917-763 ans cal BP et 646-530 ans cal BP.

  • La phase 5 (1280-485 cm), après 646-530 ans cal BP, est associée aux dépôts lités sus-jacents (partie supérieure de l’US3). Un plan d’eau à salinité variable favorise l’essor de Cyprideis torosa et Loxoconcha elliptica (O6, O7, O8). Des épisodes faiblement saumâtres (maximum mésohalin) permettent le développement ponctuel de Cytheromorpha fuscata. Les lamines enrichies en sables détritiques terrigènes ont livré des ostracodes continentaux juvéniles, probablement déplacées en suspension par des courants peu compétents.

  • La phase 6 (485-265 cm) correspond à l’apparition de lits sableux issus d’une suspension uniforme (US4), témoins de la récurrence de périodes de compétence accrue du courant. Des écoulements dynamiques assez réguliers sont nécessaires à la formation des dépôts les plus grossiers (US5) impliquant des processus de transport en suspension graduée et roulement. Une origine fluviale est suggérée par les occurrences de Pseudocandona zschokkei (O9), ostracode dulçaquicole inféodé aux habitats interstitiels d’eau courante (Marmonier, 1988). Ces dépôts de sables grossiers fluviatiles sont mis en place après 278 ans cal BP.

  • La phase 7 (265-0 cm) montre la disparition de la faune aquatique qui évoque un milieu émergé. L’oxydation partielle des limons brun-olive (US6) est reliée aux fluctuations du niveau de la nappe phréatique. La succession verticale des faciès fins, entrecoupés par une couche de sables grossiers (US7) associée à des processus de roulement puis suspension graduée, évoque l’enregistrement d’un événement extrême au sein de dépôts de débordement.

Fig. 7 : Reconstitution des paléoenvironnements d’après la synthèse des données des carottes BVA03 et BVA04.

Fig. 7 : Reconstitution des paléoenvironnements d’après la synthèse des données des carottes BVA03 et BVA04.
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5.2 - Évolution de la branche deltaïque orientale de l’Aude

22Au début de l’Holocène, l’Aude s’écoule vers le complexe lagunaire de Narbonne (Verdeil, 1967 ; Ambert, 1993 ; Rescanières, 2003 ; Dolez et al., 2015). Les divagations du fleuve sont alors contenues à l’ouest du massif de la Clape par la topographie héritée du Dernier Maximum Glaciaire (Ambert, 2011). La reconstitution paléogéographique proposée pour l’axe oriental, à l’est du paléo-seuil de Coursan, repose sur la mise en corrélation des phases 1 à 7 des enregistrements BVA03 et BVA04 (figs. 7 & 8).

Fig. 8 : Essai de reconstitution des paléogéographies de la ria colmatée de Vendres vers 9500, 7500, 6000, 4000, 2000 et après 800 ans cal BP.

Fig. 8 : Essai de reconstitution des paléogéographies de la ria colmatée de Vendres vers 9500, 7500, 6000, 4000, 2000 et après 800 ans cal BP.
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5.2.1 - Début de transgression

23L’inondation du site BVA03 fait probablement suite à l’élévation des aquifères continentaux en relation avec la remontée postglaciaire du niveau marin. Durant la phase 1, un étang d’eau douce à oligohalin est identifié dans la dépression au nord du promontoire de Lespignan (fig. 8). L’aquifère salé ou directement la mer viennent ensuite se mélanger aux eaux continentales. L’apparition de l’ostracofaune marine autour de -17,8 m NGF est un indicateur altimétrique inférieur ou égal au niveau marin de l’époque. La comparaison avec l’altitude des indicateurs datés dans la ria de Narbonne (datation de bivalves en connexion dans la partie basse du sondage SC01 peu susceptible de tassement ; Dolez et al., 2015) permet de situer cet événement après 9500 ans cal BP. L’influence marine discrète a pu être atténuée par des obstacles morphologiques. On connaît par exemple l’existence d’un banc de grès coquillier culminant à -18 m NGF au large de l’embouchure de l’Aude et barrant partiellement l’entrée de l’ancienne ria (fig. 2B), mais d’autres obstacles (structures héritées ou barrières littorales mobiles) peuvent être impliqués. Durant la phase 2, qui commence au plus tard vers 6800 cal BP, le plan d’eau correspond à un environnement d’interface entre la mer et des distributeurs d’eau douce capables de faire baisser la salinité ponctuellement. L’alimentation continentale peut provenir des aquifères locaux, des résurgences karstiques et de sources situées en pied de versants, de l’ancien réseau fluviatile de la Quarante et des ruisseaux temporaires affluents. Cette dynamique de transgression est contemporaine des phases 1 et 2 du sondage BVA04. L’influence marine semble plus importante dans ce secteur plus en aval, où elle est légèrement renforcée dès 6400 ans cal BP. Les données des deux carottages sont cohérentes avec celles du sondage de l’étang de Capestang, connecté à la mer autour de 7500 ans cal BP (Ambert, 1995).

5.2.2 - Période marine

24Sur les sites BVA03 et BVA04, la phase 3 correspond à une période marine marquée par le développement des assemblages d’ostracodes de milieux faiblement confinés vers 6100-6000 ans cal BP. Ce changement signifie que les principaux obstacles qui freinaient jusqu’alors la transgression ont été franchis par la mer (submersion ou recul et dissection des barrières). Toutefois, le groupe d’ostracodes marins est dominé par des taxons ubiquistes fréquemment rencontrés dans les lagunes actuelles (principalement Loxoconcha rhomboidea, Palmoconcha cf. turbida, Callistocythere littoralis, Xestoleberis communis). Ce constat laisse envisager le maintien d’une barrière littorale alors très discontinue. On dispose de peu de données sur l’âge de mise en place du système de cordons visible au sud de Vendres. L’existence de reliefs sableux émergés barrant partiellement l’entrée de la ria est attestée à partir de la fin de l’âge du Fer à travers les indices de fréquentation du site archéologique de la Grande Cosse (fig. 2B). Ce paléo-cordon aujourd’hui très arasé est localisé 1 km en arrière du lido actuel, tout comme l’alignement des épaves antiques découvertes dans la lagune de Gruissan et au niveau de Port-la-Nouvelle (Falguéra et al., 2000 ; Sanchez & Jézégou, 2011c). Ces positions permettent d’envisager une progradation des prismes sableux côtiers du littoral narbonnais depuis l’Antiquité, comme cela a été proposé entre Leucate et Port-la-Nouvelle (Larue et al., 2009).

25À l’extrémité amont de la ria, les apports sédimentaires de la Quarante (limons rouges du sondage de Capestang) entraînent l’exhaussement progressif du fond du bassin (Ambert, 1995). Dès 4000 ans cal BP, cette marge septentrionale peu profonde évolue vers une configuration d’étang isolé de la mer et alimenté par la nappe phréatique salée (Ambert, 1995). Elle se transforme en marais d’eau douce à partir 2500-2000 ans cal BP. C’est dans cette zone palustre que prend place la Via Domitia, itinéraire terrestre antique permettant de traverser le secteur nord de la ria (Dellong, 2003) dans un état de colmatage avancé du fait de la relative faible importance de l’espace disponible pour l’accumulation.

5.2.3 - Augmentation des apports fluviaux

26D’après les sources textuelles, le déversement du cours de l’Aude dans la ria de Vendres consiste en une avulsion majeure jusqu’à présent rapportée à la première moitié du xive siècle AD (Bichambis, 1926 ; Larguier, 2011). Cette datation repose sur l’interprétation des archives comptables municipales mentionnant une série de crues exceptionnelles et la difficulté de maintenir une activité portuaire fluviale à Narbonne. L’étude du remplissage sédimentaire de la ria fournit de nouveaux arguments en faveur d’un déversement effectivement postérieur au xie ou xiie siècle AD. En effet, les conditions environnementales évoluent apparemment peu jusqu’aux alentours de 917-763 ans cal BP (1033‑1187 ans cal. AD). Après cette date, les sondages BVA03 et BVA04 enregistrent tous deux une forte augmentation des taux de sédimentation apparents : plus de la moitié de la séquence holocène est attribuée au dernier millénaire, ce qui implique des taux de sédimentation moyens supérieurs à 2 cm/an. Cette augmentation intervient assez rapidement au début des phases 4, qui correspondent à l’apparition de lamines d’épaisseur pluri-millimétrique. Les variations de couleur des lamines semblent attribuées aux changements saisonniers des conditions de dépôt, c’est-à-dire aux différences de composition et de texture entre les faciès de crue (dominés par la fraction détritique minérale) et les faciès d’étiage (enrichis en matières organiques) (Donaldson, 1970 ; Pauc, 2005). Les faibles densités de l’ostracofaune sont liées au fort taux de sédimentation, même si les bouleversements écologiques de l’époque influence probablement aussi la structure des assemblages. Dans les deux sondages, l’accélération de la dynamique sédimentaire, les variations de salinité et le déclin de la végétation qui est sensible à la turbidité de l’eau, ont pour facteur commun une augmentation des apports fluviaux en relation avec la progradation historique d’un bras de l’Aude au nord de la Clape. Sur les deux sites, l’influence fluviale est très nette au cours des phases 5 qui débutent après 646-530 ans cal BP (1304-1420 ans cal. AD). Les apports en eau douce permettent le développement des ostracodes tolérants une gamme de salinité faiblement saumâtre. L’euryhalinité limite la distribution des taxons marins, même des plus ubiquistes qui ont éventuellement pu subsister à proximité des graus dans le cas d’un cordon littoral discontinu. L’apparition de lits enrichis en sables détritiques terrigènes fins, associés à des dépôts de crues, indique le rapprochement d’un bras fluvial et/ou des périodes de plus forte activité hydrologique et détritique. Les conditions hydrodynamiques peu énergiques (suspension uniforme et décantation) suggèrent une position encore distale des sondages par rapport aux environnements d’embouchure.

5.2.4 - Embouchure dans la lagune de Vendres et marais d’eau douce

27Les sables grossiers accumulés durant la phase 6 au niveau du sondage BVA04 constituent des dépôts de plus haute énergie (suspension graduée et roulement) après 278 ans cal BP (après l’année 1672 AD). Les ostracodes recueillis appartiennent le plus souvent à des individus déplacés, notamment depuis des milieux fluviaux. Cette évolution est attribuée à l’avancée d’une embouchure dans la ria, cohérente avec la représentation cartographique d’un front deltaïque actif dans le secteur de Vendres vers 1760 (fig. 2B) avant que le chenal ne soit endigué jusqu’à la mer dans les années 1769-1782 AD (Aloïsi & Gadel, 1992). La progradation du delta au sud du promontoire rocheux de Lespignan est responsable de l’isolement d’un plan d’eau palustre associé à une faune exclusivement continentale dans le secteur du sondage BVA03 (phase 6 postérieure à 463-301 ans cal BP). Ce marais enclavé est probablement alimenté par les nappes d’eau douce ou faiblement saumâtre et les débordements fluviaux, comme les étangs qui existent encore de nos jours au pied des collines de Nissan à Lespignan.

5.2.5 - Plaine émergée

28Dans le sondage BVA04, les limons de la phase 7 évoquent un contexte de sédimentation au moins temporairement émergé. L’altitude de ces dépôts (entre -2 et +0,7 m NGF) laisse supposer une remontée relative du niveau marin de près de 2 m pour la période moderne à contemporaine. Comme les valeurs régionales obtenues dans des secteurs verticalement stables ne dépassent pas 0,5 m depuis la fin de l’Antiquité (Morhange, 2001 ; Carayon & Flaux, 2016), une subsidence de la plaine deltaïque en bordure de la lagune de Vendres est envisagée. Une subsidence du secteur BVA03 est également possible (position du faciès palustre continental d’âge moderne aux alentours de -1,5 m NGF). Dans l’hypothèse d’une subsidence de la branche deltaïque orientale de l’Aude au cours des trois derniers siècles, le tassement rapide des sédiments modernes peu de temps après leur dépôt pourrait constituer une composante importante du mouvement vertical (Donaldson et al., 1970 ; Meckel et al., 2007 ; Stramondo et al., 2008 ; Becker et al., 2009).

6 - Conclusion

29L’étude des deux carottes sédimentaires (BVA03, BVA04) a permis de préciser les dynamiques environnementales fluvio-lagunaires de la branche deltaïque orientale de l’Aude durant les sept derniers millénaires. La ria de Vendres évolue dans une configuration de bassin abrité ouvert sur la mer jusqu’au Moyen Âge central. L’augmentation du confinement lié aux apports d’eau douce et surtout la dynamique de comblement accélérée du bassin suggèrent un net accroissement des apports fluviaux après 917-763 ans cal BP. Ce résultat est cohérent avec l’interprétation des archives textuelles qui rapporte le déversement du cours de l’Aude au nord du massif de la Clape au xive siècle AD (Bichambis, 1926 ; Larguier, 2011). La plaine deltaïque prograde rapidement vers la mer puisque le système d’embouchure est attesté au sud de Vendres à partir du xviie siècle AD. Cette extension rapide de la branche fluviale orientale (en moyenne d’au moins 10 m/an) est favorisée par la stabilité relative du niveau marin historique (Morhange et al., 2001) et d’importants apports détritiques. Ces derniers rappellent les caractéristiques climatiques du Petit âge glaciaire, s’exprimant régionalement par une augmentation de la fréquence et de l’intensité des crues (Berger et al., 2010 ; Carozza et al., 2012 ; Dezileau et al., 2014 ; Larguier, 2014 ; Degeai et al., 2017). Il s’agit également d’une période d’intensification des déforestations dans les Pyrénées orientales et en Languedoc (Durand, 2012) qui a pu jouer un rôle dans la déstabilisation des versants, la fourniture des sédiments au transfert fluvial et la progradation rapide du delta de l’Aude.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Rias holocènes de la côte occidentale du golfe du Lion.
Légende Limite diachronique du maximum de transgression d’après les travaux de Certain et al. (2004), Carozza et Jorda (2005) (côte du Roussillon), Ambert (2011) (Narbonnais), Devillers et al. (2019) (ria de l’Hérault), Ferrer et al. (2010) (étang de Thau), Ambert et Arthuis (1995) (ria du Lez) et Vella et al. (2005) (delta du Rhône).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 52k
Titre Fig. 2 : La basse vallée de l’Aude.
Légende (A) Caractéristiques morphologiques héritées à la fin du Dernier Maximum Glaciaire. (B) Localisation des sondages BVA03 et BVA04 sur la branche deltaïque orientale.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 44k
Titre Tab. 1 : Relations entre taxons d’ostracodes et salinité.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 64k
Titre Fig. 3 : Résultats des analyses sédimentologiques du sondage BVA03.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 92k
Titre Fig. 4 : Résultats des analyses micropaléontologiques du sondage BVA03.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 128k
Titre Tab 2 : Datations au radiocarbone des sondages BVA03 et BVA04.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 100k
Titre Fig. 5 : Résultats des analyses sédimentologiques du sondage BVA04.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 76k
Titre Fig. 6 : Résultats des analyses micropaléontologiques du sondage BVA04.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 104k
Titre Fig. 7 : Reconstitution des paléoenvironnements d’après la synthèse des données des carottes BVA03 et BVA04.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 92k
Titre Fig. 8 : Essai de reconstitution des paléogéographies de la ria colmatée de Vendres vers 9500, 7500, 6000, 4000, 2000 et après 800 ans cal BP.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/12457/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 56k
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Pour citer cet article

Référence papier

Tiphaine Salel, Hélène Bruneton, Jean-Philippe Degeai et David Lefèvre, « Nouvelles données sur la dynamique des environnements fluvio-lagunaires de la basse vallée de l’Aude (France) au cours des sept derniers millénaires », Quaternaire, vol. 30/4 | 2019, 351-368.

Référence électronique

Tiphaine Salel, Hélène Bruneton, Jean-Philippe Degeai et David Lefèvre, « Nouvelles données sur la dynamique des environnements fluvio-lagunaires de la basse vallée de l’Aude (France) au cours des sept derniers millénaires », Quaternaire [En ligne], vol. 30/4 | 2019, mis en ligne le 01 janvier 2021, consulté le 10 octobre 2024. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/12457 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.12457

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Auteurs

Tiphaine Salel

Université Paul-Valéry Montpellier 3, CNRS, MCC, UMR 5140 ASM, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05. Courriel : tiphaine.salel@gmail.com; Labex ARCHIMEDE, ANR-11-LABX-0032-01, Université Paul-Valéry Montpellier 3, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05.

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Hélène Bruneton

Université Aix-Marseille, CNRS, UMR 6635 CEREGE, Europole Méditerranéen de l’Arbois, BP 80, 13545 AIX-EN-PROVENCE cedex 04. Courriel : bruneton@cerege.fr

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Jean-Philippe Degeai

Université Paul-Valéry Montpellier 3, CNRS, MCC, UMR 5140 ASM, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05. Courriel : jean‑philippe.degeai@cnrs.fr; Labex ARCHIMEDE, ANR-11-LABX-0032-01, Université Paul-Valéry Montpellier 3, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05.Magali Mulot Université Paul-Valéry Montpellier 3, CNRS, MCC, UMR 5140 ASM, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05. Courriel : magali‑mulot@hotmail.fr

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David Lefèvre

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