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Changements du niveau marin relatif à l’Holocène ancien et moyen sur la côte du golfe du Lion

Relative sea-level changes during the early and mid-holocene on the coast of the gulf of Lions
Tiphaine Salel, Clément Flaux, Hélène Bruneton, Jean-Philippe Degeai, Benoît Devillers et David Lefèvre
p. 33-44

Résumés

Une courbe d’élévation du niveau marin relatif sur la côte du golfe du Lion est proposée dans l’intervalle 9500‑6000 a cal BP, une période pour le moment peu documentée dans la région. Les indicateurs paléoenvironnementaux sélectionnés proviennent du littoral de Narbonne. Le contexte de ria colmatée favorise une ingression marine précoce dans les paléo‑talwegs à l’Holocène ancien, le développement concomitant des marais tourbeux dans la plaine alluviale en amont, une transgression plus tardive sur les marges de la ria à l’Holocène moyen. L’ensemble des données du Narbonnais compilées avec celles disponibles sur les côtes du golfe du Lion et de Catalogne suggère une mobilité verticale locale faible ou nulle pour la période considérée.

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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‑003‑01) 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. Un grand merci aux relecteurs, Maria-Angela Bassetti et Matteo Vacchi, pour leurs commentaires et suggestions.

On the French coasts of the Mediterranean, the relative sea-level (RSL) has been rising since the end of the Last Glacial Maximum (18 ka cal BP) (Lambeck & Bard, 2000 ; Vacchi et al., 2016). For the Holocene period (< 11.7 ka cal BP), the phases of this rise have been largely documented by field data (Labeyrie et al., 1976; Aloïsi et al., 1978; L’Homer et al., 1992; Dubar & Anthony, 1995; Laborel et al., 1994; Vella & Provansal, 2000; Morhange et al., 2001; Devillers et al., 2007; Berné et al., 2007; Morhange et al., 2013). In this work, palaeoenvironmental data from the Narbonne coast (Dolez et al., 2015; Carayon & Flaux, 2016; Salel, 2018) were used to evaluate RSL variations during the first half of the Holocene (9500-6000 cal a BP), a period that is currently not well documented in the region (figs. 1 & 2).

The newly produced RSL index and limiting points (tab. 1) were represented on an age-depth diagram. The data were analysed following the recent protocol to produce the RSL data in the Mediterranean (Vacchi et al., 2016). The indicators of former RSL correspond to peat marsh index points. They were associated with indicative ranges between 0 and +0.6 m or between -0.3 and +0.3 m around to the mean sea level (MSL), according to the modern distribution of peat marshes in deltaic and lagoonal margin contexts, respectively (Vella & Provensal, 2000; Carayon & Flaux, 2012). To account for sediment compaction, we subdivided these index points into basal and intercalated categories (Vacchi et al., 2016). All samples that did not show a precisely established relationship with the MSL were converted into sea-level limiting points. The terrestrial limiting points correspond to the emerged alluvial plain and temporary freshwater swamp developed above MSL. The marine limiting points correspond to the infralittoral samples deposited in the Holocene rias. The oldest point is dated around 9500 cal a BP (figs. 3&4, tab. 1). It corresponds to a transgressive facies with brackish to marine fauna. It corresponds to a marine limiting point of the curve at -19.7 m NGF (French Geodetic Datum). Around 9300 cal a BP, the mean sea-level is between a marine limiting point at -18.8 m NGF and a terrestrial limiting point at -15.0 m NGF. Between 8800 and 7000 cal a BP, freshwater or slightly brackish peats place mean sea-level index points between -13.4 and -12.1 m  NGF around 8800 cal a BP; between -11.9 and -10.7 m NGF around 8500 cal a BP; between -5.9 and -4.7 m NGF around 7500 cal a BP; between -5.1 and -4.1 m NGF around 7000 cal a BP. Around 6700 cal a BP, the mean sea-level is between a marine limiting point at -3.8 m NGF and a terrestrial limiting point at -2.3 m NGF. All these indicators can potentially be affected by a sediment compaction effect, with the exception of the basal samples corresponding to the oldest transgression markers directly above the basal alluvial formation and incompressible substrate (infralittoral facies of the central axis around 9500 cal a BP, peat marsh deposits of Port-la-Nautique around 7500 cal a BP) (tab. 1). In the Capestang marsh, the oldest infralittoral indicators (deposits with in situ marine shells) dated around 7700 and 7300 cal a BP (tab. 1) are consistent with the mean sea-level indicated by the basal peats of Port-la-Nautique, taking into account margins of error.

The local curve (fig. 4) is consistent with the scenario of a continuous RSL rise, marked by a sudden slowdown around 7500 cal a BP (Vacchi et al., 2018). This deceleration is related to the end of deglaciation during which the contribution of isostatic readjustment and possibly neotectonic become more important than eustatic factors (Khan et al., 2015; Vacchi et al., 2016). The results of the Narbonne area were compared to the available RSL curves from the Gulf of Lions coast (fig. 5).

They are consistent with those from Provence (Laborel et al., 1994; Sartoretto et al., 1996; Morhange et al., 1998, 2001, 2013) and Languedoc (Aloïsi et al., 1978; Raynal et al., 2010; Sabatier et al., 2010). The RSL index point at 7500 cal a BP on the Languedoc coast (-6.4 m NGF ± 1) (fig. 5) is in agreement with the result on basal peats from Port-la-Nautique, but slightly below the marine limiting point of Capestang. However, it is a wide range lagoonal indicator (-2 m below the mean level) (Vacchi et al., 2016) and may have been underestimated. Nearly one meter gap is observed between the Rhône delta curve (Vella & Provansal, 2000; Vella et al., 2005) (fig. 5) and RSL indicators from Port-la-Nautique (around 7500 cal a BP), Capestang (around 7700-7300 cal a BP) and Narbonne (around 6700 cal a BP). These authors had already noticed a similar gap with the Provence curve and assumed a tectonic subsidence of the Rhône delta plain during the Holocene. In addition, the results of the Narbonne area were compared to the available RSL data from Catalonia (fig. 6).

They are consistent between 9500 and 6000 cal a BP. At least four metres gap is observed with the Ebro delta RSL data after 6000 cal a BP. This difference seems to be link to the importance of sediment compaction in the Ebro delta, related to the increase in sediment loading following the RSL stabilization (Vacchi et al., 2018).

These regional comparisons suggest that subsidence phenomena (tectonic mobility and sediment compaction) are low on the rias system margins (sectors of Port-la-Nautique, Capestang marsh, plain adjacent to Narbonne). The deposits are more susceptible to compaction towards the centre, where the thickness of the Holocene sequence increases. So far, no evidence of this possible subsidence has been found in Narbonne Holocene ria (west of the Clape massif). On the eastern deltaic branch of the Aude (east of the Clape massif, cores BVA03 and BVA04 on the fig. 2), modern continental facies (freshwater marshes and emerged plains) are nearly one metre below the current mean sea level (Salel, 2018). Assuming a process of differential subsidence affecting this eastern area over the past three centuries, the rapid compaction of modern sediments shortly after deposition could be an important component of vertical movement, as has been demonstrated in other microtidal deltas (Donaldson et al., 1970; Meckel et al., 2007; Stramondo et al., 2008; Becker & Sultan, 2009).

Therefore, the Narbonne coast has interesting potential to improve our understanding of RSL variations during the Holocene. In addition, the rich archaeological context gives hope for the recognition of precise RSL indicators for more recent periods, similar to those already identified in the ancient fishpond of Port-la-Nautique (Carayon & Flaux, 2016).

1 - Introduction

1Depuis la fin du Dernier Maximum Glaciaire (18 ka cal BP), près de 50 millions de km3 de glaces continentales ont fondu, entraînant une remontée du niveau marin relatif d’environ 135 m dans les régions éloignées des grandes calottes glaciaires (Bard et al., 1996, 2010 ; Peltier & Fairbanks, 2006, Lambeck & Purcell, 2005 ; Deschamps et al., 2012). Sur les côtes françaises de la Méditerranée, les étapes de cette remontée ont été largement documentées par les données de terrain (Labeyrie et al., 1976 ; Aloïsi et al., 1978 ; L’Homer et al., 1992 ; Dubar & Anthony, 1995 ; Laborel et al., 1994 ; Vella & Provansal, 2000 ; Morhange et al., 2001 ; Devillers et al., 2007 ; Berné et al., 2007 ; Morhange et al., 2013). Dans un article de synthèse, Vacchi et al. (2016) présentent une courbe élaborée à partir d’une sélection d’indicateurs précis et bien datés collectés sur les côtes de Provence et du Languedoc, à l’est de Sète. L’Holocène (< 1,7 ka cal BP) est marqué par une remontée rapide puis par une nette décélération après 7,5 ka cal BP. Ce ralentissement est mis en relation avec la fin de la déglaciation de la calotte nord-américaine, au cours de laquelle les rôles du réajustement isostatique et éventuellement de la néotectonique deviennent prépondérants sur les facteurs eustatiques (Khan et al., 2015). Le contexte de remontée du niveau marin relatif en deux temps est un des principaux facteurs de l’évolution régionale des rias colmatées (Dubar, 2003 ; Raynal et al., 2010 ; Bertoncello et al., 2014 ; Devillers et al., 2019). Durant la phase de remontée rapide, le profil en long des fleuves se réajuste pour rester en équilibre avec le niveau marin. La rupture de pente limite la puissance des écoulements et les apports sédimentaires aux embouchures, et la mer transgresse à l’intérieur des basses vallées. Le ralentissement de la remontée marine induit généralement un changement d’équilibre entre les apports sédimentaires et la vitesse de création de l’espace de sédimentation (Galloway & Hobday, 1983). Ce changement d’équilibre est à l’origine de la progradation des deltas, dynamique déclenchée plus ou moins tôt d’une vallée à l’autre en fonction des caractéristiques morphologiques, hydrologiques et sédimentaires locales (Stanley & Warne, 1994).

2Dans le présent travail, les données paléoenvironnementales obtenues sur la côte de Narbonne sont utilisées pour évaluer les variations du niveau marin relatif durant la première moitié de l’Holocène (9500-6000 a cal BP), une période pour le moment peu connue autour du golfe du Lion. Les premiers travaux géomorphologiques consacrés à l’évolution du littoral narbonnais (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 connaissances sur les circonstances de la transgression et les rythmes de la progradation du delta de l’Aude ont pu être précisés récemment à travers l’analyse sédimentologique et micropaléontologique systématique de carottes datées au radiocarbone (Dolez et al., 2015 ; Carayon & Flaux, 2016 ; Salel, 2018). La reconnaissance précise des anciennes conditions de dépôt et la datation des faciès indicateurs du niveau lagunaire permettent de préciser la courbe locale d’élévation du niveau de base.

2 - Cadre physique

2.1 - Contexte géologique et néotectonique

3Sur la côte de Narbonne, les 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). 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 (figs. 1 & 2) (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. 2) (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 (fig. 2) qui forme un système de rias aux contours irréguliers durant le maximum de transgression holocène. Elle détermine l’épaisseur du remplissage sédimentaire postglaciaire, qui atteint une vingtaine de mètres au moins dans l’axe incisé des paléo-vallées.

4D’un point de vue tectonique, le Quaternaire marque un changement de régime (compression NO-SE à N‑S) par rapport à l’Oligocène (distension NO‑SE) (Bles et al., 1996). Les déformations affectant les terrains pléistocènes sont identifiées entre Carcassonne et Narbonne (faille de Fabrezan) et au nord de Narbonne (faille de Bize) (Ellenberger & Gotis, 1967 ; Ambert, 1977 ; Larue, 2001, 2007) (fig. 1). L’activité sismique subactuelle est très faible dans la région, toutefois l’événement de 1950 pourrait être lié au rejeu du réseau des failles actives durant le Quaternaire (Bles et al., 1996).

Fig. 1 : Contexte néotectonique de la côte du golfe du Lion à l’ouest du Rhône.

Fig. 1 : Contexte néotectonique de la côte du golfe du Lion à l’ouest du Rhône.

Fig. 2 : Contexte géologique de la côte de Narbonne et localisation des sondages cités dans ce travail.

Fig. 2 : Contexte géologique de la côte de Narbonne et localisation des sondages cités dans ce travail.

2.2 - Dynamiques littorales

5La dynamique côtière du golfe du Lion est marquée par un régime microtidal (environ 40 cm de marnage aux stations de Gruissan et Port-la-Nouvelle). 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 (secteur W/NW) sont dominant (~ 60 %) et dépassent fréquemment les 50 km/h. Ils influencent la morphologie des cordons littoraux, constitués de larges plages et de dunes toujours 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 (~ 80 %) (Guizien, 2009). Les tempêtes liées aux vents de mer (secteur SE) entraînent des hausses temporaires du niveau marin pouvant atteindre 6 m, donc bien supérieures à celles générées par les marées. Ces tempêtes sont responsables de la submersion des cordons littoraux et de la réactivation des graus temporaires (Anselme et al., 2008 ; Larue et al., 2009). Le régime des vents et des houles génère à la côte différents sens de dérive littorale à l’origine de cellules de transport sédimentaire opposées (Durand, 1999 ; Sabatier et al., 2004). Le secteur étudié correspond à une zone de convergence des dérives centrée sur Port-la-Nouvelle (fig. 2).

6Dans le complexe lagunaire de Narbonne, le niveau d’eau varie à différentes fréquences (quelques jours, mensuelle, saisonnière). L’amplitude maximale mesurée se situe entre +0,9 et -0,4 m NGF (mesures 1993-1997) (IFREMER, 2004). Ces variations rapides sont contrôlées par des facteurs météorologiques parmi lesquels les vents, la pression atmosphérique et les précipitations. Le niveau d’eau lagunaire moyen se situe autour de +0,15 m NGF (IFREMER, 2004). Il est proche du niveau marin moyen récemment mesuré sur la côte de Narbonne (+0,2 ± 0,05 m NGF aux stations de Gruissan et Port-la-Nouvelle). Ce niveau légèrement positif est cohérent avec l’élévation du niveau de la mer (entre 1 et 5 mm/an) constatée sur les sites méditerranéens verticalement stables à l’échelle du dernier siècle (Brunel, 2010). Ainsi malgré l’amplitude des oscillations d’origine météorologique, le niveau moyen des lagunes narbonnaises est comparable à celui de la mer.

3 - Méthodes

7La sélection d’indicateurs présentée est issue de l’étude de la carotte de l’étang de Capestang (Ambert, 1995, 2007), des carottes de l’anse lagunaire de Port-la-Nautique (CAP01) (Carayon & Flaux, 2012, 2016) et de la plaine deltaïque de l’Aude (SC01, SC02, STE, BVA01, BVA02bis) (Salel, 2018) (tab. 1). L’altitude des sondages en surface a été mesurée avec un GPS différentiel ou au moyen d’un niveau optique référé au zéro NGF. Les datations ont été réalisées sur coquilles (bivalves connectés en position de vie) et matériel terrestre (débris végétaux, tourbes, sédiments organiques). Les âges 14C ont été respectivement calibrés à l’aide des courbes 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).

3.1 - Sélection des indicateurs

3.1.1 - Dépôts de marais tourbeux

8Les dépôts de marais tourbeux reflètent toujours une altitude de la nappe phréatique, dans certains cas contrôlée par la remontée marine. En contexte deltaïque confiné (delta en fond de baie), les tourbes intercalées entre dépôts terrestres et lagunaires constituent des indicateurs du niveau marin moyen contemporain de l’accumulation (Shennan et al., 2015). Dans le delta de l’Aude, l’altitude des tourbes d’eau douce à légèrement saumâtre formées au-dessus des dépôts de plaine proximale émergée (sondages SC02 et STE) (fig. 3) a été associée à une gamme d’altitude comprise entre 0 et +0,6 m par rapport au niveau moyen de l’époque (tab. 1). Cette estimation repose sur des mesures actuelles menées en contexte microtidal dans le delta du Rhône, où les marécages tourbeux à faune dulçaquicole se forment au niveau moyen de la mer ou légèrement au-dessus (Vella & Provansal 2000). Dans l’anse lagunaire de Port-la-Nautique, l’altitude des tourbes anciennes a été associée à une gamme comprise entre -0,3 et +0,3 m (sondage CAP01) (tab. 1). Les mesures actuelles montrent en effet que, dans ce secteur éloigné de la plaine deltaïque, les apports d’eau douce sont peu importants et les dépôts marécageux culminent entre -0,1 et +0,5 m NGF (Carayon & Flaux, 2012).

Tab. 1 : Indicateurs du niveau de base sélectionnés sur la côte de Narbonne.

Tab. 1 : Indicateurs du niveau de base sélectionnés sur la côte de Narbonne.

Références : (A) Delta de l’Aude (Salel, 2018). (B) Anse lagunaire de Port‑la‑Nautique (Carayon & Flaux, 2016). (C) Étang de Capestang (Ambert,1995, 2007). Calcul de l’erreur verticale ei = (e21 + e22 + e23 + e2n...)1/2, avec e1 : précision de l’instrument de mesure, e2 : estimation de l’étirement

3.1.2 - Dépôts de plaines émergées

9Les dépôts de plaines émergées datés dans le delta de l’Aude (sondages SC02, BVA02, BVA02bis) ont permis de proposer des limites altimétriques supérieures aux niveaux moyens contemporains (tab. 1). L’âge du dépôt le plus récent repose sur une datation relative (sondages BVA02 et BVA02bis). Il s’agit d’un dépôt de marais temporaire d’eau douce recouvrant des vases lagunaires (6702 ± 128 a cal BP) et antérieur ou contemporain au comblement du chenal proche (6363 ± 72 a cal BP) (fig. 3) (Salel, 2018).

Fig. 3 : Indicateurs du niveau de base sur la côte narbonnaise, issus des sondages du delta de l’Aude, de l’anse lagunaire de Port-la-Nautique et de l’étang de Capestang.

Fig. 3 : Indicateurs du niveau de base sur la côte narbonnaise, issus des sondages du delta de l’Aude, de l’anse lagunaire de Port-la-Nautique et de l’étang de Capestang.

3.1.3 - Dépôts de lagunes et baies marines

10L’interprétation des faciès infralittoraux en termes de position verticale du niveau marin dépend du contexte géomorphologique considéré. Vacchi et al. (2016) ont par exemple relié les faciès lagunaires à des intervalles paléobathymétriques précis allant de -2 ou -1 à 0 m. Cette interprétation est spécifique aux lagunes de type dépression parallèle à la côte, qui sont restées relativement peu profondes au cours de l’Holocène. Dans le cas de la basse vallée de l’Aude, les bassins lagunaires sont potentiellement profonds dans l’axe des anciens talwegs ennoyés. Les dépôts infralittoraux datés associés aux paléobathymétries apparentes les plus réduites ont été sélectionnés (sondage de Capestang, BVA02BIS, SC02, STE, BVA01, SC01) (tab. 1). Ces dépôts correspondent à des paléogéographies « confinées » (fond de baie éloigné par rapport à la pleine mer ou proximité d’une embouchure) (fig. 3). Ils fournissent simplement un encadrement inférieur au niveau marin contemporain (tab. 1).

3.2 - Incertitudes

3.2.1 - Marges d’erreur

11L’erreur verticale correspond à l’incertitude altimétrique dépendant de la précision de l’instrument de mesure altitudinale (DGPS et niveau optique) et de l’épaisseur de l’échantillon daté, mais aussi de la technique de prélèvement (tab. 1) : erreurs liées à l’angle des sondages carottés (environ 1 %) et à l’étirement ou à la compaction des sédiments (± 0,15 m) (Vacchi et al., 2016). L’erreur horizontale est liée à la marge d’incertitude chronologique (2σ) des datations radiocarbones calibrées.

3.2.2 - Effet de compaction

12Le tassement des sédiments, postérieur à leur dépôt, perturbe l’interprétation altimétrique des indicateurs. Pour cette raison, les échantillons les plus fiables reposant directement sur un substrat incompressible (nappe de base à galets, marnes tertiaires compactes) ont été différenciés des échantillons intercalés entre des couches sédimentaires peu compactes ou situés au sein des tourbes (tab. 1).

4 - Résultats

13Les indicateurs paléoenvironnementaux ont été représentés sur un diagramme âge-profondeur (tab. 1, fig. 4). Ils permettent de reconstituer certaines étapes de l’évolution du niveau moyen dans la ria colmatée de Narbonne, essentiellement pour la première moitié de l’Holocène. Le dépôt le plus ancien, daté autour de 9500 a cal BP, correspond à un faciès transgressif à faune saumâtre et marine formé au contact de la nappe alluviale caillouteuse de fond (tab. 1). Il donne un encadrement inférieur de la courbe à -19,7 m NGF. Autour de 9300 a cal BP, le niveau moyen est compris entre un encadrement inférieur à -18,8 m NGF et un encadrement supérieur à -15,0 m NGF. Entre 8800 et 7000 a cal BP, les dépôts tourbeux situent le niveau moyen entre -13,4 et -12,1 m NGF vers 8800 a cal BP ; entre -11,9 et -10,7 m NGF vers 8500 a cal BP ; entre -5,9 et -4,7 m NGF vers 7500 a cal BP ; entre -5,1 et -4,1 m NGF vers 7000 a cal BP. Autour de 6700 a cal BP, le niveau moyen est compris entre un encadrement inférieur à -3,8 m NGF et un encadrement supérieur à -2,3 m NGF. Tous ces indicateurs ont pu être affectés par un effet de tassement sédimentaire, à l’exception des premiers marqueurs de transgression surmontant directement les nappes de galets basales et le substrat marneux considérés comme incompressibles (faciès infralittoral de l’axe central vers 9500 a cal BP, tourbes littorales de Port-la-Nautique vers 7500 a cal BP). Dans le secteur de l’étang de Capestang, les premiers indicateurs infralittoraux (dépôts contenant des coquilles marines in situ) sont datés autour de 7700 a cal BP et de 7300 a cal BP. En tenant compte des marges d’erreurs, leurs altitudes respectives (tab. 1) sont cohérentes avec le niveau moyen indiqué par les tourbes basales de Port-la-Nautique.

Fig. 4 : Indicateurs du niveau de base sur la côte de Narbonne depuis 9500 ans.

Fig. 4 : Indicateurs du niveau de base sur la côte de Narbonne depuis 9500 ans.

5 - Discussion

5.1 - Comparaison avec les courbes disponibles autour du golfe du Lion

14Les indicateurs paléoenvironnementaux du niveau marin sur la côte de Narbonne concernent surtout la première moitié de l’Holocène (9500-6000 a cal BP). Ils sont complétés, pour la période antique (autour de 1930 a cal BP), par des indicateurs archéologiques du niveau d’eau moyen dans le vivier romain de Port-la-Nautique (entre -0,6 et -0,3 m NGF) (Carayon & Flaux, 2012, 2016). Ce niveau antique devait être proche de celui de la lagune qui le contrôlait par l’intermédiaire de canalisations. La courbe tracée à partir de ces résultats (fig. 4) est cohérente avec le scénario d’une remontée continue du niveau marin relatif, marquée par un net ralentissement autour de 7500 a cal BP (Lambeck & Bard, 2000 ; Vacchi et al., 2016).

15Ces résultats ont été comparés aux courbes de variations relatives du niveau marin mesurées sur les littoraux du golfe du Lion (fig. 5). Ils sont cohérents avec ceux obtenus en Provence (Laborel et al., 1994 ; Sartoretto et al., 1996 ; Morhange et al., 1998, 2001, 2013) et en Languedoc oriental (Aloïsi et al., 1978 ; Raynal et al., 2010 ; Sabatier et al., 2010). Le paléo‑niveau (-6,4 ± 1 m NGF) donné autour de 7500 a cal BP en Languedoc (Palavas) (fig. 5) est en accord avec le résultat sur tourbes basales de l’anse de Port-la-Nautique, mais légèrement inférieur au minimum infralittoral de Capestang. Il s’agit toutefois d’un indicateur lagunaire associé à une gamme assez large (jusqu’à -2 m sous le niveau moyen) (Vacchi et al., 2016) qui a éventuellement pu être sous-estimée. Un décalage de près d’un mètre est par contre constaté entre la courbe du delta du Rhône (Vella & Provansal, 2000 ; Vella et al., 2005) (fig. 5) et les indicateurs provenant des secteurs de Port-la-Nautique (vers 7500 a cal BP), de Capestang (vers 7700-7300 a cal BP) et de Narbonne (vers 6700 a cal BP). Ces auteurs avaient déjà remarqué un décalage similaire avec la courbe de Provence et supposé une subsidence de la plaine deltaïque du Rhône durant l’Holocène.

16Les données du Narbonnais sont cohérentes avec celles des côtes de la Catalogne entre 9500 et 6000 a cal BP (fig. 6). Un décalage de plus de quatre mètres est observé entre les indicateurs intercalés du delta de l’Ebre et les encadrements inférieurs de la courbe de Narbonne après 6000 a cal BP. Ce décalage serait lié à l’importance de la compaction sédimentaire dans le delta de l’Ebre, en relation avec l’augmentation de la charge sédimentaire qui fait suite à la stabilisation du niveau marin au milieu de l’Holocène (Vacchi et al., 2018).

17Ces comparaisons régionales suggèrent que les phénomènes de subsidence (mobilité tectonique et compaction des sédiments) sont faibles en bordure du système de rias colmatées (secteurs de l’anse lagunaire de Port-la-Nautique, étang de Capestang, plaine de Malard en contrebas de Narbonne). La courbe proposée dans le présent travail peut donc être considérée comme une référence, pour l’Holocène ancien et moyen, dans le nord-ouest de la Méditerranée. Vers le centre des rias où l’épaisseur de la sédimentation holocène augmente, il n’est pas improbable que les terrains soient davantage sujets à la compaction. Pour le moment, aucun témoin de cet éventuel affaissement n’a été identifié dans la ria colmatée à l’ouest du massif de la Clape. Par contre sur la branche deltaïque à l’est de la Clape (sondages BVA03 et BVA04, fig. 2), des faciès continentaux modernes (marais d’eau douce et plaine émergée) sont situés à près d’un mètre sous le niveau marin actuel (Salel et al., 2019). Dans l’hypothèse d’un processus de subsidence différentielle affectant en particulier ce secteur oriental au cours des derniers siècles, le tassement rapide des sédiments peu de temps après leur dépôt pourrait constituer une composante importante du mouvement vertical, comme cela a été mis en évidence dans les deltas du Nil (Becker & Sultan, 2009), du Mississippi (Meckel et al., 2007), du Guadalupe (Donaldson et al., 1970), du Tibre (Stramondo et al., 2008) et du Po (Fontana et al., 2017).

Fig. 5 : Comparaison des indicateurs du niveau de base du Narbonnais et du golfe du Lion à l’Holocène.

Fig. 5 : Comparaison des indicateurs du niveau de base du Narbonnais et du golfe du Lion à l’Holocène.

(A, B et C) Données par secteur d’après Vacchi et al. (2016) pour la Provence, le delta du Rhône et le Languedoc oriental. (D) Données pour l’ensemble des côtes françaises de la Méditerranée issues de la synthèse de Vacchi et al. (2016) et intégration des données du Narbonnais issues de ce travail.

Fig. 6 : Comparaison des indicateurs du niveau de base du Narbonnais et de Catalogne à l’Holocène.

Fig. 6 : Comparaison des indicateurs du niveau de base du Narbonnais et de Catalogne à l’Holocène.

(A et B) Données par secteur d’après Vacchi et al. (2018) pour la côte du Cap Creux à Cubelles et le delta de l’Ebre. (C) Données pour l’ensemble des côtes Catalanes issues de la synthèse de Vacchi et al. (2018) et intégration des données du Narbonnais issues de ce travail.

5.2 - Précaution relative à l’interprétation des dépôts « lagunaires » en termes de position verticale du niveau marin

18Le rapport du sondage de Capestang (Ambert, 1995) indique l’existence d’un plan d’eau à malacofaune paralique colonisatrice (Hydrobia acuta, Cerastoderma glaucum) et continentale (Radix sp.) à l’extrémité amont de la ria de Vendres avant 8000 a cal BP. L’altitude du fond à cette époque (proche de -5 m NGF) paraît supérieure d’environ un mètre par rapport à la courbe d’élévation du niveau marin présentée ici. Trois hypothèses peuvent être envisagées. La première est celle d’un étang saumâtre déconnecté de la mer. Elle est très vraisemblable car plusieurs exemples de plans d’eau continentaux salés sont connus dans la région au début de l’Holocène : c’est le cas de l’étang de Montady (Abbé, 2010). La paléotopographie en cuvettes continentales fermées (Ambert, 2013 ; David & Carozza, 2017) et l’imperméabilité du substrat marneux sont des paramètres favorables à la formation de ce type d’étang directement au sud de Capestang. La salinité pourrait être liée aux caractéristiques chimiques de l’alimentation hydrique et à la concentration des saumures par évaporation, comme cela a été proposé à Montady (Abbé, 2009). La deuxième hypothèse pouvant expliquer l’altitude élevée de ce plan d’eau saumâtre est celle d’un problème de datation, possible car les sédiments prélevés en milieu aquatique sont susceptibles de fournir des âges radiocarbones anormalement vieux (matière organique ancienne remaniée et/ou effet réservoir important). Cependant les datations calibrées proposées sont cohérentes avec les arguments chronologiques fournis par la palynologie, d’après les connaissances actuelles sur l’évolution de la végétation à l’Holocène (Jalut et al., 1997, 2009). Troisième et dernière hypothèse, celle d’une surrection du secteur de Capestang dans la première moitié de l’Holocène. Des mouvements verticaux positifs ont affecté la nappe des Corbières orientales durant le Pléistocène, mais les vallées de la Cesse et de l’Aude à l’est de la faille de Bize sont réputées en subsidence (Ambert, 1977 ; Larue, 2001, 2007). Il n’existe pour l’instant aucune preuve de déformations néotectoniques affectant des terrains plus récents dans ce secteur. Pour ces raisons, seuls les indicateurs biologiques fiables, dont le développement nécessite impérativement une connexion directe et continue avec la mer, ont été pris en compte pour la dépression de Capestang (tab. 1).

6 - Conclusion

19Les données paléoenvironnementales obtenues sur la côte de Narbonne (Ambert, 1995 ; Dolez et al., 2015 ; Carayon & Flaux, 2016 ; Salel, 2018) sont utilisées pour évaluer les variations du niveau marin relatif durant la première moitié de l’Holocène (9500-6000 a cal BP). Parmi les indicateurs identifiés, l’encadrement inférieur de la courbe à -19,7 m NGF vers 9500 a cal BP (dépôts lagunaires) et l’encadrement moyen autour de 5,3 ± 0,6 m NGF vers 7500 a cal BP (tourbes de marais littoraux) constituent des points d’altitude fiable car peu susceptibles de tassement (tab. 1). Les résultats présentés (fig. 4) sont cohérents avec le scénario d’une remontée continue du niveau marin relatif, marquée par un net ralentissement autour de 7500 a cal BP (Lambeck & Bard, 2000 ; Vacchi et al., 2016). Ils sont comparables à ceux obtenus sur les côtes de Provence (Laborel et al., 1994 ; Sartoretto et al., 1996 ; Morhange et al., 1998, 2001, 2013), du Languedoc oriental (Aloïsi et al., 1978 ; Raynal et al., 2010 ; Sabatier et al., 2010), mais indiquent un décalage de près d’un mètre avec la courbe du delta du Rhône (fig. 5) (Vella & Provansal, 2000 ; Vella et al., 2005). Cette comparaison régionale suggère que les phénomènes de subsidence (mobilité tectonique et compaction sédimentaire) sont faibles, au moins sur les bordures du système de rias colmatées (secteurs de l’anse lagunaire de Port-la-Nautique, étang de Capestang, plaine en contrebas de Narbonne). La courbe proposée dans ce travail peut donc être considérée comme une référence, pour l’Holocène ancien et moyen, dans le nord-ouest de la Méditerranée. La côte narbonnaise présente ainsi un potentiel intéressant pour affiner notre compréhension des variations relatives du niveau marin à l’Holocène. À cela s’ajoute un riche contexte archéologique laissant espérer la reconnaissance d’indicateurs précis et facilement datables d’anciens niveaux lagunaires pour les périodes les plus récentes, à l’instar de ceux déjà identifié dans le vivier antique de Port-la-Nautique (Carayon & Flaux, 2016).

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VELLA C. & PROVANSAL M., 2000 - Relative sea-level rise and neotectonic events during the last 6500 yr on the southern eastern Rhône delta, France. Marine Geology, 170 (1-2), 27-39.

VELLA C., FLEURY T.J., RACCASI G., PROVANSAL M., SABATIER F. & BOURCIER M., 2005 - Evolution of the Rhône delta plain in the Holocene. Marine Geology, 222-223, 235-265.

VERDEIL P., 1967 - Essai de paléohydrographie de l’Aude. Bulletin de la Société d’Études Scientifiques de l’Aude, 67, 61-104.

VERDEIL P., 1970 - Données nouvelles sur le quaternaire de la basse vallée de l’Aude. Bulletin de la société géologique de France, série 7, 12 (3), 413-425.

VERDEIL P., 1990 - Histoire géologique du golfe de Narbonne et de ses rivages. In SOLIER Y. (ed.), Narbonne et la mer de l’Antiquité à nos jours. Musée de Narbonne, Narbonne, 22-27.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Contexte néotectonique de la côte du golfe du Lion à l’ouest du Rhône.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 40k
Titre Fig. 2 : Contexte géologique de la côte de Narbonne et localisation des sondages cités dans ce travail.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 40k
Titre Tab. 1 : Indicateurs du niveau de base sélectionnés sur la côte de Narbonne.
Légende Références : (A) Delta de l’Aude (Salel, 2018). (B) Anse lagunaire de Port‑la‑Nautique (Carayon & Flaux, 2016). (C) Étang de Capestang (Ambert,1995, 2007). Calcul de l’erreur verticale ei = (e21 + e22 + e23 + e2n...)1/2, avec e1 : précision de l’instrument de mesure, e2 : estimation de l’étirement
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 168k
Titre Fig. 3 : Indicateurs du niveau de base sur la côte narbonnaise, issus des sondages du delta de l’Aude, de l’anse lagunaire de Port-la-Nautique et de l’étang de Capestang.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
Titre Fig. 4 : Indicateurs du niveau de base sur la côte de Narbonne depuis 9500 ans.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 44k
Titre Fig. 5 : Comparaison des indicateurs du niveau de base du Narbonnais et du golfe du Lion à l’Holocène.
Légende (A, B et C) Données par secteur d’après Vacchi et al. (2016) pour la Provence, le delta du Rhône et le Languedoc oriental. (D) Données pour l’ensemble des côtes françaises de la Méditerranée issues de la synthèse de Vacchi et al. (2016) et intégration des données du Narbonnais issues de ce travail.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 120k
Titre Fig. 6 : Comparaison des indicateurs du niveau de base du Narbonnais et de Catalogne à l’Holocène.
Légende (A et B) Données par secteur d’après Vacchi et al. (2018) pour la côte du Cap Creux à Cubelles et le delta de l’Ebre. (C) Données pour l’ensemble des côtes Catalanes issues de la synthèse de Vacchi et al. (2018) et intégration des données du Narbonnais issues de ce travail.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/13152/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 103k
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Pour citer cet article

Référence papier

Tiphaine Salel, Clément Flaux, Hélène Bruneton, Jean-Philippe Degeai, Benoît Devillers et David Lefèvre, « Changements du niveau marin relatif à l’Holocène ancien et moyen sur la côte du golfe du Lion »Quaternaire, 31/1 | 2020, 33-44.

Référence électronique

Tiphaine Salel, Clément Flaux, Hélène Bruneton, Jean-Philippe Degeai, Benoît Devillers et David Lefèvre, « Changements du niveau marin relatif à l’Holocène ancien et moyen sur la côte du golfe du Lion »Quaternaire [En ligne], 31/1 | 2020, mis en ligne le 01 janvier 2021, consulté le 16 février 2025. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/13152 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.13152

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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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Clément Flaux

Mosaïques Archéologie, domaine la Barthe, FR-34660 COURNONTERRAL. Courriel : flaux.clement@gmail.com

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Hélène Bruneton

Université Aix-Marseille, CNRS, UMR 6635 CEREGE, Europole Méditerranéen de l’Arbois, BP 80, FR-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.

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Benoît Devillers

Université Paul-Valéry Montpellier 3, CNRS, MCC, UMR 5140 ASM, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05. Courriel : bdevillers@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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David Lefèvre

Université Paul-Valéry Montpellier 3, CNRS, MCC, UMR 5140 ASM, Campus de Saint-Charles, FR-34199 MONTPELLIER cedex 05. Courriel : david.lefevre@cnrs.fr;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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