Les auteurs remercient X. Chadefaux et Chr. March pour la relecture et les corrections apportées au premier manuscrit ainsi que les deux relecteurs anonymes de la revue qui, par leurs relectures attentives et leurs commentaires éclairés, ont activement contribué à l’amélioration de ce document.

1 ‑ Introduction

1Les opérations d’archéologie préventive récentes, réalisées dans les basses plaines alluviales des Alpes Maritimes à la demande du Service Régional de l’Archéologie de la région PACA, témoignent de la fréquentation et de la mise en valeur, par les communautés humaines de la fin de l’Impresso‑Cardial (fin du VI^e millénaire BCE) et de l’étape récente du Complexe Chasséen (IV^e millénaire BCE), de sols alluviaux enfouis aujourd’hui sous 8 à 16 m de sédiments (Dubar et al. 1986 ; Bouiron et al. 2005 ; Monteil et al. 2005 ; Sivan & Miramont, 2012 ; Thernot et al. 2012 ; Dubesset & Sivan, 2013 ; Gaucher, 2013 ; Sivan & Dubesset, 2014). Elles attestent, notamment, le rôle déterminant des pratiques agro‑pastorales dans la dégradation précoce de la couverture végétale (Binder, 2004 ; Sivan & Court‑Picon, 2007 ; Guillon, 2014). Dans ce contexte géo‑archéologique déjà bien documenté, il restait aujourd’hui à discuter des conséquences de cette anthropisation des paysages sur l’érosion des formations de versant et plus généralement sur la genèse des épisodes érosifs. Les diagnostics et fouilles archéologiques réalisés récemment par l’Institut National de Recherches Archéologiques Préventives (INRAP), dans la basse plaine alluviale du Paillon (Nice), furent une occasion unique d’aborder ce sujet (Dubesset & Sivan, 2015, p. 201). Ils permirent, à la faveur d’une campagne de carottages et de la construction d’un parking souterrain, d’observer et d’étudier, pour la première fois, l’une de ces successions sédimentaires profondes.

2 ‑ Secteur d’étude

2.1 ‑ Contexte géomorphologique et géologique

2Le secteur étudié se localise précisément au n° 20 de la rue Fodéré (Nice, 06), à environ 200 m au nord‑est du port de Lympia (fig. 1) et à 130 m du pied du versant occidental du Mont‑Alban. Il est donc implanté sur la bordure est de la basse plaine alluviale du Paillon, fleuve à régime torrentiel d’une trentaine de kilomètres de long. Son bassin‑versant, d’une superficie de 250 km², alimente un cortège pétrographique assez diversifié. Il se compose des grès, des schistes et des argiles sableuses empruntés au flysch paléogène et des séries calcaires, marneuses et gréseuses du Paléogène, du Crétacé et du Jurassique supérieur. Les reliefs du Mont‑Alban, qui surplombent directement le site de Fodéré, sont modelés dans les séries calcaires du Jurassique (fig. 2). Partiellement recouvertes d’une vaste couverture de pente polygénique, elles montrent, du sommet vers la base du versant, des affleurements de calcaire crayeux du Portlandien, de calcaire en gros bancs bruns et dolomie grise du Kimméridgien, de calcaire sublithographique du Rauracien‑Séquanien, de dolomie en plaquette du Callovien‑Oxfordien‑Argovien et enfin, de calcaire blanc et dolomie gris clairs du Bajocien‑Bathonien. Par ailleurs, il subsiste sur les versants des lambeaux de poudingues plio‑quaternaires et des plages de galets pléistocènes épargnés par l’érosion.

3Au niveau de l’emprise fouillée, ces différents matériaux se sont accumulés, dans la paléovallée incisée « würmienne » du Paillon, sur plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur (Dubesset & Sivan, 2013). Ce sont les 30 derniers mètres de ce colmatage, et plus précisément les niveaux anthropisés et légèrement pédogénéisés identifiés vers 8‑10 m de profondeur, qui font ici l’objet de nos investigations.

2.2. ‑ Contexte archéologique

4Les sites se rapportant au Néolithique lato sensu sont peu fréquents sur le territoire niçois. Les occupations signalées sur les pentes du Mont Boron (Caziot, 1915) et sur les rives du Paillon, lors de la construction de l'usine à gaz de Saint‑Jean‑d'Angely (Binder, 2008), ne sont pas documentées. Celles, implantées sur le versant de Cimiez‑Carabacel (Villa Giribaldi, Binder, 1990, 1996, 2016) et sur une terrasse perchée pléistocène du Var (Caucade, Binder, 1978 ; Binder & Maggi, 2001 ; Léa et al., 2007), ont par contre fait l’objet de fouilles de sauvetage plus exhaustives. Pour ce qui concerne les premières implantations agro‑pastorales sur le littoral liguro‑provençal (Complexe Impresso‑Cardial), Caucade a livré un petit assemblage céramique de la première étape de ce complexe (Impressa, première moitié du VI^e millénaire BCE ; Manen et al., 2019) tandis que Giribaldi n’a livré que quelques tessons isolés attribuables à l’étape évoluée de ce complexe (Cardial, seconde moitié du VI^e millénaire BCE). A Giribaldi, un foyer isolé témoigne d’une installation bien datée du Préchasséen (première moitié du V^e millénaire BCE). Pour les étapes formative et ancienne du Chasséen (Giribaldi, seconde moitié du V^e millénaire BCE), puis pour le début de son étape récente (Caucade, transition VI^e‑V^e millénaire BCE), les conditions de subsistance et le contexte environnemental des communautés humaines ont été précisément documentées. Pour l’ensemble du Chasséen, une part importante de l’alimentation provient de la culture de diverses céréales et légumineuses (engrain, amidonnier, froment, blé dur, orge nue et vêtue, pois, lentilles), de l’élevage (mouton, chèvre, bœuf et porc) et, secondairement, de la collecte de coquillages (Cade, 1998 ; Binder, 1978 ; Binder, 1978, 2004). À partir de 4500 BCE, la vocation artisanale de Giribaldi est marquée par une importante activité de production céramique élaborée à partir de l'argile locale. On note, en outre, l'importation de matériaux lithiques d'origine lointaine, tels que l'obsidienne de Lipari, les silex de Haute Provence ainsi que le quartz hyalin et les roches métamorphiques des Alpes (Binder, 2016). Enfin, les connaissances relatives à la fin du Néolithique se résument à la découverte, sur la colline du Château, de fragments de céramique modelée (Mercurin & Damotte 2014).

5Déjà discuté par Sivan & Dubesset (2014), le rôle des hommes sur leur environnement immédiat se caractérise essentiellement par une exploitation des plaines alluviales dès le début de l’implantation du Néolithique, au cours des tous premiers siècles du VI^e millénaire BCE (Sivan & Court‑Picon, 2007 ; Guillon et al., 2010 ; Guillon, 2014) et une exploitation de la forêt liée à l’extension des pâturages et la multiplication des brûlis et/ou incendies au cours de la seconde moitié du V^e millénaire BCE (Binder, 2004). Leur implication dans la genèse des crises érosives est plus difficile à percevoir. A ce jour, le seul élément en faveur de cette hypothèse est le synchronisme entre une augmentation des taux de sédimentation autour de 4600 BCE dans les basses plaines alluviales niçoises et la présence de communautés pré‑chasséennes sur les versants riverains (Sivan & Dubesset, 2014). Aucun argument granulométrique ne conforte toutefois cette hypothèse.

3 ‑ Matériels et méthodes

3.1 ‑ L’étude stratigraphique

6Ce travail s’est déroulé en deux temps : la première étape, fondée sur l’étude de quatre sondages carottés réalisés par l’entreprise Fondasol à l’aide de la foreuse MID‑SONIC Type CRS‑V (fig. 1 et fig. 3), avait pour objectif de préciser la nature et l’organisation géométrique des principales séquences de comblement de la basse plaine alluviale. A cette occasion, la découverte de niveaux anthropisés enfouis entre 8,5 et 11 m de profondeur a permis d’initier une nouvelle étude relative à leur contenu archéologique et leurs caractéristiques sédimentologiques détaillées. Cette seconde étape, adossée à l’étude d’une succession sédimentaire de 2,80 m d’épaisseur, comprise entre 0,80 et ‑2 m NGF, a été réalisée à la faveur de l’aménagement d’un parking souterrain, après construction de parois moulées et décaissement des huit derniers mètres du colmatage sédimentaire.

3.2 ‑ Analyses sédimentologiques

7Toutes les analyses ont été réalisées au laboratoire de sédimentologie du Centre Européen de Recherche et d’Enseignement en Géosciences de l’Environnement (CEREGE). La distribution de la taille des particules a été mesurée, sur des échantillons jumeaux, par granulométrie mécanique classique (tamisage humide à 2 mm et 50 µm), d’une part, et par granulométrie laser (Beckman Coulter LS 13 320) d’autre part. Dans ce dernier cas, l’analyse a été effectuée sur la fraction inférieure à 2 mm après défloculation à l’hexamétaphosphate de sodium. Pour les granulométries mécaniques, les courbes sont présentées en pourcentage du poids total du sédiment ; pour les granulométries laser, elles sont exprimées en pourcentage volumique. Leur interprétation, rendue délicate par des distributions granulométriques toujours polymodales (paramètres de dispersion et d’asymétrie inefficients), s’appuie sur une analyse des classes particulaires dominantes. Ainsi, les courbes ne sont plus comparées dans leur globalité, mais en fonction des fractions granulométriques les plus représentées. Réalisée à l’aide de la feuille de calcul Excel « Gradistat v8.0 » (Blott & Pye, 2001), l’extraction des trois modes principaux pour chacune des courbes a révélé le caractère redondant de nombre d’entre eux. Ainsi, sur les 42 modes possibles (14 échantillons X 3 modes principaux) ne ressortent que 17 modes différents que nous avons confrontés les uns aux autres.

8Enfin, l’identification pétrographique et l’examen morphologique de la fraction supérieure à 4 mm, réalisés sur des volumes de sédiments compris entre 5 et 15 litres, ont pour objectif principal de distinguer l’origine latérale ou longitudinale des matériaux. Ainsi, l’étude morphologique simplifiée s’attache à distinguer trois types de morphologies : les galets ronds, résultat d’un transport longitudinal, les galets plats (Cailleux, 1948), héritage des lambeaux de plages pléistocènes colluviées et enfin les cailloutis sub‑anguleux à anguleux d’origine colluviale.

3.3 ‑ Cadre chronologique et taux de sédimentation

9A l’issue du diagnostic et de la fouille, le cadre chronologique est assuré par un corpus de 12 dates par la méthode du radiocarbone. Les datations par AMS ont été réalisées par le laboratoire Beta‑Analytic de Miami. Les débris végétaux ont été systématiquement identifiés (I. Figueiral) avant datation afin de sélectionner les espèces à durée de vie courte et ainsi s’affranchir de l’effet « vieux bois ». Les dates ont été calibrées à l’aide du logiciel OxCal v4.3.2. (Bronk Ramsey, 2009). La courbe de calibration utilisée est celle de Reimer et collaborateurs (Reimer et al., 2013). Les résultats ¹⁴C sont présentés en années BP, en années calibrées BCE et en années calibrées BCE modélisées. Pour ces deux derniers résultats, la probabilité retenu est de 95,4 %. Appliquée aux résultats ¹⁴C, la modélisation chronologique bayésienne adaptée aux processus de dépôt (Bronk Ramsey, 2008), a permis d’établir le modèle âge/profondeur et de calculer la vitesse de sédimentation (mm.an‑1). Les altitudes utilisées pour ce calcul sont corrigées, en fonction du pendage des couches, pour être reportées en un seul point du site, au niveau du sondage de référence.

3.4 ‑ Le mobilier archéologique

10L’étude du mobilier céramique a porté sur 689 éléments dont 6,8 % seulement présentent des caractères morpho‑typologiques identifiables. Pour exemple, l’unité stratigraphique la mieux documentée (US 3027) réunit 192 tessons de plus de 20 mm de module parmi lesquels 24 seulement (soit environ 12 %) sont caractéristiques. Le matériel a été très soigneusement lavé à l’eau claire au pinceau souple, pour éviter d’ajouter aux traces techniques, fonctionnelles et taphonomiques des altérations dues à un nettoyage intempestif.

11Ont été retrouvés : 17 éléments lithiques taillés, 2 éléments lamino‑lamellaires, 3 éclats ou fragments d’éclats et 12 débris dont 1 d’origine thermique. 70 % du mobilier lithique a été retrouvé dans l’US 3027.

3.5 ‑ Études paléo‑écologiques

12L’identification des restes végétaux s’appuie sur des ouvrages spécialisés (Montégut 1984 ; Schweingruber, 1990 ; Cappers et al, 2006, entre autres) et sur les collections de référence de l’Institut des Sciences de l’Evolution de Montpellier (ISEM). L’examen des charbons a été effectué sous un microscope à réflexion fond clair / fond noir et celle des graines (carbonisés ou non) sous une loupe binoculaire. L’identification des mollusques continentaux et l’interprétation écologique sont réalisées par comparaison avec une collection de référence et par le recours aux ouvrages de Welter‑Schultes (2012) et Kerney et al . (2006) pour les espèces terrestres et les ouvrages de Glöer & Meier‑Brook (1998), Germain (1931) et Yassine‑Kassab (1979) pour les taxons dulçaquicoles. La nomenclature utilisée ici est celle établie récemment par Welter‑Schultes (2012). Les restes osseux de mammifères et les coquilles marines ont été identifiés à l’aide des collections de comparaison du laboratoire Cultures et Environnement, Préhistoire, Antiquité, Moyen Âge (CEPAM) et d’ouvrages de référence (notamment Schmid, 1972 ; Barone, 1976 ; Fischer et al., 1987 ; Lindner, 2004, 2005).

4 ‑ Résultats

4.1 ‑ L’enregistrement sédimentaire de référence

13Les niveaux anthropisés, qui font aujourd’hui l’objet de ce travail, s’insèrent dans un colmatage alluvial organisé en trois principales séquences sédimentaires. Elles ont été identifiées et décrites à la faveur des carottages du diagnostic archéologique (Dubesset & Sivan, 2013). La première se développe de 30 à 27 m de profondeur (fig. 3). Avec une franche domination des particules fines (argiles‑limons), la présence de structures massives à prismatiques, de traces discrètes de bioturbations et d’oxydations plus ou moins prononcées selon les niveaux, elle témoigne des conditions de sédimentation en œuvre dans la plaine d’inondation distale du Paillon. L’absence de matériel grossier d’origine longitudinal démontre que le secteur est alors relativement éloigné du chenal principal du cours d’eau. Ponctuellement, un apport grossier (sommet de séquence) à éléments hétérométriques, anguleux à sub‑anguleux empruntés aux calcaires locaux, témoigne visiblement, des pulsations de l’activité érosive qui se manifeste sur les versants du Mont‑Alban. La séquence suivante, dont la profondeur est comprise entre 27 m et 15,30 m, est formée d’une accumulation de sédiments lités, à texture alternativement sablo‑limoneuse ou argilo‑limoneuse, riche en débris végétaux. Leurs caractéristiques sédimentologiques et leurs contenus paléo‑écologiques évoquent clairement la mise en place d’un paysage estuarien (Dubesset & Sivan, 2013). Le début de cet épisode est daté sur charbons de bois de 6774 ‑ 6530 a cal BCE (Beta 350708 ; tab. 1). La troisième et dernière séquence, de plus de 15 m d’épaisseur, se compose de passages sableux et d’accumulations argileuses massives à plastiques, dans lesquelles apparaissent des traces de bioturbations (fantôme de système, racinaires, radicelles, agrégats…) et des indices de battements de nappe. Elle correspond au retour d’une sédimentation de basse plaine alluviale, dont les dépôts successifs progradent sur la séquence estuarienne précédente. La datation d’un fragment de noyer (Juglans regia), retrouvé à 13,5 m de profondeur, propose un âge de 4844 ‑ 4715 a cal BCE (Beta 350707). Ce fonctionnement, qui tend à repousser progressivement la ligne de rivage vers l’aval, intervient en réponse au ralentissement de la remontée marine de la seconde partie de l’Holocène (Dubar & Anthony, 1995). Dans ce contexte, l’exhaussement du plancher alluvial et l’éloignement de la bande littorale s’accompagnent du développement de pédogenèses embryonnaires entre ‑2 et 0,80 m NGF. Ce niveau composite forme justement la séquence stratigraphique de référence sur laquelle nos investigations se sont concentrées (fig. 3).

14Les différentes couches qui la constituent sont globalement planes, superposées les unes aux autres sans accident topographique majeur. Leur inclinaison, nord‑est /sud‑ouest d'environ 1,5 %, respecte la topographie générale du secteur. Trois sous‑séquences sédimentaires ont été individualisées. Elles sont décrites dans l’ordre de leur dépôt, de la base vers le sommet :

15‑ La première est dominée par une accumulation argileuse à structure prismatique de couleur grise à grise foncée. Les quatre unités stratigraphiques qui la composent (US 3035 à 3032) se distinguent les unes des autres par la proportion variée de cailloutis, coquilles, charbons de bois et fragments de céramiques, ainsi que par des concentrations d’oxydations plus ou moins denses.

16‑ La deuxième sous‑séquence est formée d’une succession de cinq niveaux argilo‑limoneux (US 3031 à 3027) à inclusions de cailloutis et fragments de céramiques. La densité des inclusions augmente progressivement en s’élevant dans le profil. Elle se distingue de la précédente par une esquisse de structure polyédrique, des traces de bioturbations, d’oxydations et des nodules carbonatés en quantité remarquable. La partie haute de la séquence a livré une succession de petits chenaux caillouteux ravinant dont la matrice, argileuse verdâtre, semble originaire du Trias local. Cette deuxième séquence se termine par des irrégularités topographiques dont l’origine reste difficile à déterminer (ravinements, piétinements/pâturages, dessiccation…).

17‑ La troisième sous‑séquence est composée d’une succession de cinq niveaux argilo‑limoneux (US 1020, 1019, 1018, 1016 et 1022). Comparativement aux unités inférieures, ces dépôts montrent une nette diminution de la quantité de ballast, une atténuation des traces d’oxydation qui favorise l’émergence de colorations grises à grises bleues et la présence d’un ancien système racinaire se densifiant dans les niveaux supérieurs (roselière?). S’insère dans cette séquence, un épandage localisé de cailloutis et de fragments de céramiques (US 1002).

4.2 ‑ Cadre chronologique et taux de sédimentation

18Parmi les 12 dates obtenues (tab. 1 et fig. 4), six d’entre elles concernent plus spécifiquement la coupe de référence (Fodéré, tab.1). Malgré un pas d’échantillonnage de quelques décimètres seulement (30 à 50 cm) et un contexte de sédimentation dominé, nous le verrons, par des apports colluviaux, les résultats ne présentent aucune inversion chronologique. Ils sont, en outre, parfaitement cohérents avec le cadre chrono‑culturel fourni par le matériel céramique hérité des versants (cf. infra). Ces caractéristiques confirment, d’une part, que même remaniés, les charbons sont quasi‑synchrones des sédiments dans lesquels ils ont été prélevés, et d’autre part, que ces dépôts, issus de la succession d’épisodes érosifs, sont eux‑mêmes sub‑contemporains des différentes phases d’occupations du versant.

19La fourchette chronologique ainsi obtenue permet de couvrir environ 90 % de la stratigraphie étudiée puisque seulement deux unités sédimentaires en sont exclues. Toutefois, plusieurs dates réalisées lors du diagnostic permettent d’intégrer ces deux unités dans un cadre chronologique plus étendu. Ainsi, en se développant de 4445 a cal BCE à 3126 a cal BCE, la fourchette chronologique globale couvre l’ensemble de la chronologie du Chasséen méridional et au‑delà les premiers aspects d’un « Néolithique final » largement méconnu dans la région (fig. 4). Deux grands groupes de dates se distinguent : trois dates anciennes sont calées entre 4445 a cal. BCE et 4172 a cal. BCE (c’est‑à‑dire le Protochasséen et les débuts du Chasséen ancien) tandis que les six autres s’étendent de 3771 à cal. BCE à 3126 a cal. BCE (soit la fin du Chasséen récent et l’horizon chrono‑culturel postérieur).

20Une fois retirées les dates Beta 350708 (fig. 3), trop profonde pour ce qui concerne notre problématique, Beta 350706, potentiellement affectée d’un effet vieux bois et Beta 351894, dont la profondeur ne traduit sans doute pas le niveau réel de la plaine alluviale (dépôt des graines datées dans une petite dépression), les neuf dates restantes permettent de calculer les fluctuations des vitesses de sédimentation de la séquence stratigraphique de référence. Pour éviter de choisir de manière arbitraire entre les analyses Beta 402316 et Beta 402317 dont les profondeurs sont identiques et les âges voisins, choix a été fait de les « combiner » en un seul résultat à l’aide du logiciel Oxcal. In fine, la réalisation du modèle âge/profondeur et le calcul des vitesses de sédimentation s’appuie donc sur 8 résultats ¹⁴C (tab. 2 et fig. 5).

21De 4783 à 4287 a cal. BCE, les valeurs dépassent 9 mm.an^‑1. Elles enregistrent par la suite une nette diminution qui va atteindre 1,29 mm.an^‑1 et se poursuivre, pendant presque 600 ans, jusqu’à 3682 a cal. BCE. Cette date marque le début d’une oscillation positive particulièrement soudaine. Les taux dépassent alors leur niveau initial, avant d’atteindre un maximum de 16,11 mm.an^‑1 entre 3658 et 3640 a cal. BCE. Par la suite, ils vont se maintenir autour de 3,65‑3,14 mm.an^‑1 jusqu’en 3365 a cal. BCE, avant de chuter à 1,13 mm.an^‑1 jusqu’à 782 a cal. BCE.

4.3 ‑ les analyses sédimentologiques

22La texture totale montre un sédiment dominé par les fractions fines (limons et argiles) et ceci quel que soit l’échantillon considéré (fig. 6a). Leur proportion représente entre 65 et 85 % du poids total de chaque échantillon. La fraction grossière, ballast et sables, de l’ordre de 20% en moyenne sur l’ensemble du profil, augmente nettement dans la deuxième séquence pour atteindre un maximum de 35% dans l’US 3027. Malgré une variabilité importante, les valeurs de la troisième séquence témoignent d’une diminution globale de la charge grossière. Situé à la charnière d’une basse plaine alluviale et d’un versant anthropisé, le secteur est sous la contrainte de processus sédimentaires multiples qui peuvent répondre à un fonctionnement de mode calme occasionnellement perturbé par des apports grossiers d’origine anthropique comme à des manifestations plus énergique, de type coulées boueuses.

23L’étude plus spécifique de la fraction grossière (> 4 mm) sur des volumes importants (5 à 15 litres) conforte les valeurs précédentes (fig. 6b). La deuxième séquence montre clairement une surreprésentation de cette fraction comparativement aux dépôts sous et sus‑jacents. Pour la troisième séquence, l’augmentation des particules grossières dans l’US 1002 confirme la tendance générale mais constitue cependant un fait singulier au regard de son ampleur particulièrement prononcée.

24L’examen morphologique de la fraction grossière souligne la domination écrasante des éléments anguleux à sub‑anguleux (fig. 6c). En témoignant d’un transport sur de courtes distances, ceci évoque la proximité des zones sources. Trop isolés pour avoir une origine longitudinale, les éléments roulés (rarement plus de 20%) semblent eux aussi résulter d’apports locaux (plages pléistocènes et/ou conglomérat pliocène). L’étude pétrographique confirme clairement l’origine essentiellement locale du ballast (fig. 6d). Les principaux affleurements rocheux présents sur les pentes du Mont Alban ont été identifiés dans tous les prélèvements. Les plus représentés sont les calcaires dolomitiques indifférenciés du Jurassique moyen et supérieur, le calcaire crayeux du Portlandien et les poudingues plio‑quaternaires et/ou galets pléistocènes. Dans un contexte de sédimentation dominé par l’accumulation de sédiments fins, ces apports grossiers posent la question de leurs modalités de dépôt. Là encore, si des coulées boueuses mélangées et fondues dans les apports longitudinaux dominants pourraient éventuellement être envisagées, il convient aussi de considérer les hommes et le bétail comme pourvoyeur potentiel en éléments grossiers (apports volontaires, sentiers, ravinements localisés, piétinements…).

25Les résultats des granulométries laser sont assez homogènes sur l’ensemble du profil. Les courbes des fréquences simples montrent une fraction argileuse unimodale suivie d’une fraction limono‑sableuse polymodale (fig. 7). On observe ainsi une multiplication des classes modales avec l’augmentation de la taille des particules. L’hétérogénéité de la fraction limono‑sableuse révèle une possible variabilité des processus de dépôt, l’éloignement ou la proximité des zones sources et les inévitables évolutions post‑dépositionnelles. Ce mauvais classement granulométrique est aussi confirmé par la forme systématiquement logarithmique des courbes exprimées en fréquences cumulées. Associé aux fluctuations des vitesses de sédimentation, ce travail permet de distinguer six épisodes particuliers (fig. 7) :

26‑ L’épisode A s’individualise à la base de la première sous‑séquence. Les modes principaux ne révèlent aucun tri granulométrique particulier, alors que la vitesse de sédimentation est plutôt élevée. Le pourcentage de ballast est particulièrement faible.

27‑ L’épisode B se caractérise par des modes granulométriques dont les pourcentages diminuent proportionnellement à l’augmentation de la taille des particules. Les sédiments restent assez mal triés, le ballast est présent en quantité réduite et la vitesse de sédimentation est plutôt lente. En fin, d’épisode, dans l’US 3032, les argiles sont surreprésentées comparativement à la fraction sableuse. La médiane (d50), comme le d10 et le d90, montre une nette inflexion vers les particules fines. Ces indices granulométriques fournissent l’image d’un dépôt mieux trié qu’auparavant.

28‑ L’épisode C se développe lors de la mise en place des US 3032 (fin), 3031, 3030, 3029 et 3028. Il se caractérise, avant tout, par l’apparition de composantes granulométriques de plus en plus grossières et de moins en moins bien triées en s’élevant dans le profil (cf. ellipse, fig. 7). Le d90, indicateur statistique permettant de visualiser le poids des valeurs extrêmes de la fraction grossière sur les distributions granulométriques globales, augmente en même temps que l’élévation des taux de sédimentation. Pour l’US 3028, l’augmentation du pourcentage de ballast, l’élévation du d90 et la stabilité des 2 autres déciles évoquent le rôle prépondérant des événements de fortes énergies dans l’augmentation des taux plutôt que celui d’un éventuel accroissement de la fréquence des manifestations sédimentaires d’intensité faible à moyenne. Ces différentes caractéristiques, ainsi que la morphométrie et la composition pétrographique du ballast (cf.supra) plaident pour une intensification des paramètres érosifs sur les versants proches.

29‑ L’épisode D est essentiellement représenté par l’US 3027. La proportion de sables grossiers, le d90 et les taux de sédimentation diminuent alors que le ballast atteint son point maximal. Les autres inclusions, mobilier céramique, lithique, et les restes de faune, enregistrent une augmentation similaire (fig. 8). Cette absence de corrélation entre deux fractions granulométriques proches (sables grossiers/ballast) ainsi que l’hétérométrie et l’hétérogénéité du ballast plaident pour des dynamiques sédimentaires indépendantes d’un fonctionnement strictement naturel. Les caractéristiques pétrographiques du ballast ainsi que la présence en son sein de concrétions carbonatées visiblement empruntées à un sol brun ex‑situ, permettent d’envisager les contreforts du Mont Alban comme le lieu d’origine de ces matériaux.

30‑ Pour l’épisode E, les taux de sédimentation restent assez proches des valeurs antérieures. Les distributions granulométriques varient peu, hormis l’US 1018, qui se caractérise par une augmentation des sables grossiers et une franche diminution de la quantité de ballast.

31‑ L’épisode F est assez similaire à l’événement D en cela que la diminution de la fraction grossière des sables s’accompagne d’une réduction des vitesses de sédimentation et d’une soudaine et ample augmentation de la quantité de ballast. Des concrétions carbonatées pédogénétiques sont encore présentes dans le sédiment.

4.4 ‑ Céramique et industrie lithique

32Du mobilier archéologique a été retrouvé dans quasiment toutes les unités stratigraphiques (fig. 8). Néanmoins, les US 3034 et 3027 se distinguent des autres par une densité de fragments de céramiques plus importante. L’industrie lithique, étonnamment rare, se retrouve essentiellement dans l’US 3027. Avec des variations verticales assez similaires à celles de la fraction grossière, il semble qu’il faille considérer le mobilier archéologique comme l’une de ses composantes à part entière. Sa provenance doit en conséquence être identique : le piémont ouest du Mont Alban. Ceci est bien confirmé par l’étude de la fragmentation et des états de surface de la poterie qui indique que la plus grande partie de ce matériel ne se trouve pas en position primaire mais qu’il est hérité de l’érosion de dépôts archéologiques d’amont (fig. 8). Les tessons des unités les plus profondes montrent, toutefois, une altération moins développée qui suggère un transport de moindre ampleur.

33Les éléments discriminants sur le plan chrono‑culturel ne représentent que quelques pièces dispersées dans la succession sédimentaire : 2 tessons découverts à la base de la première séquence se rapportent aux productions du Chasséen ancien de Giribaldi qui se situe entre 4350 et 4050 BCE, tandis que deux autres éléments et les restes lithiques, provenant des séquences 2 et 3, renverraient à une étape récente du Chasséen méridional se plaçant dans le courant du IV^e millénaire. Ces attributions chronologiques s’accordent parfaitement avec l’âge des sédiments qui, on l’a vu, se déposent au cours de la période chasséenne (cf. supra § 4.2. ; fig.4). Ceci démontre la simultanéité des différentes occupations du secteur et des phases de colmatage de ce pied de versant. Le remaniement du mobilier archéologique ne se fait pas postérieurement au Néolithique, mais bien pendant les différentes périodes de fréquentation des versants.

4.5 ‑ Données archéobotaniques

34Les analyses anthracologiques et carpologiques témoignent d’une diversité taxonomique significative (12 espèces ligneuses et trois essences herbacées) malgré un nombre relativement réduit de restes végétaux (183 charbons identifiables, six graines entières et 15 fragments carbonisés). Aucune évolution notable ne se dessine de la base au sommet de la succession sédimentaire étudiée. Parmi les essences ligneuses identifiées, le Chêne à feuillage persistant (Chêne vert / Chêne kermès) et l’Oleastre sont les éléments les plus ubiquistes. A ces deux essences, s’associent le Chêne à feuillage caduc, l’Alaterne ou le Filaire, le Lentisque, les Rosacées Maloïdées, les Légumineuses, la Vigne, le Pin, l’Aulne, le Frêne et l’Arbousier. Les caractéristiques morphologiques des charbons (très petits fragments, structure émoussée) et la diversité du spectre anthracologique suggèrent une origine colluviale. Ces restes charbonneux peuvent constituer les indices de feux domestiques situés à proximité, de brûlis ou d’incendies naturels.

35Dans cette basse plaine alluviale, sujette à des épisodes de crues et de débordements, l’Aulne, le Frêne et la Vigne sont parfaitement à leur place. La présence plutôt discrète du Chêne caducifolié semble en accord avec les fréquences enregistrées à la Villa Giribaldi (< 20 % au Protochasséen ; Thiébault, 2001). Le Chêne à feuillage persistant (Chêne vert / Chêne kermès), autre élément‑clé de la chênaie méditerranéenne, est représenté plus assidument dans nos échantillons. Associé à d’autres essences sclérophylles, tels l’Arbousier, l’Alaterne et / ou la Filaire, il représente ici la végétation à feuillage persistant dont l’expansion semble liée à l’impact anthropique. La présence simultanée de l’Oléastre et du Lentisque peut apparaître comme un peu déplacée de l’ambiance écologique d’une basse plaine alluviale ; elle évoque en effet l’association thermophile à Olea europaea et Pistacia lentiscus, qui se développe actuellement de façon discontinue le long du littoral depuis Marseille jusqu’à Nice (Mollinier, 1954), à l’étage thermo‑méditerranéen. N’oublions pas cependant qu’Olea peut aussi se développer en milieu (sub)rupicole et / ou sur sols profonds (Quézel & Médail, 2003).

36Les pins méditerranéens ont une présence très discrète dans nos échantillons contrairement aux données polliniques locales qui détectent des pics de pin entre 4000 et 1500 a cal. BCE (Dubar et al., 2011). Enfin, la présence du Noyer (Juglans regia) pendant le Néolithique, fait que l’on présageait déjà lors de l’étude de la Villa Giribaldi (Thiébault, 2001), est aujourd’hui clairement attestée par la découverte d’un fragment de bois carbonisé daté de 4844 ‑ 4715 a cal. BCE (Beta 350707). Ce résultat alimente avantageusement le débat sur l’origine du Noyer européen (cf. encadré infra).

37La présence de restes de céréales (caryopses) et, notamment, de graines carbonisées d’orge vêtue (Hordeum vulgare) témoigne de pratiques agricoles à proximité du site d’étude. La disposition des graines, en petits amas denses (Dubesset & Sivan, 2013), et l’absence de structure de conservation sur le site évoque le rôle probable des processus de concentration de restes végétaux par des ruissellements de surface. Deux d’entre elles ont été datées de 3704 ‑ 3539 a cal BCE (Beta 351894, tab. 1) et 3708 ‑ 3637 a cal. BCE (Beta 351984). Ces observations s’accordent bien avec les données polliniques locales, qui mettent en évidence des indices d’anthropisation et des pratiques agricoles depuis le début du Néolithique (Guillon et al., 2010 ; Sivan et al., 2010a, b).

4.6 ‑ Les restes fauniques

38Les cortèges de mollusques continentaux, composés uniquement de 23 taxons terrestres et sept taxons aquatiques pour vingt‑six échantillons, apparaissent globalement peu diversifiés et assez homogènes pour l’ensemble de la séquence de référence (fig. 9).

39Les assemblages de la première séquence sédimentaire, à très faible diversité spécifique, traduisent tous des milieux ouverts et secs de type garrigues basses (Candidula rugosiuscula, Monacha cantiana, Xerosecta cespitum principalement). A l’image des données provençales et languedociennes (Martin, 2004, 2011, 2012), ces assemblages impliquent d’ores et déjà une forte dégradation des milieux végétaux au Néolithique moyen. L’hypothèse d’une activité pastorale locale peut être retenue pour expliquer les compositions malacologiques, étant donné la prédilection des espèces attestées pour les pelouses actuelles sur‑pâturées (Labaune & Magnin, 2002).

40En fin de première séquence (US 3020) et en début de deuxième (US 3019), se dessine une petite déprise de la pression pastorale. Elle se caractérise par une légère augmentation des occurrences d’espèces à affinité forestière (Punctum pygmaeum, Pomatias elegans, Clausilia rugosa, Vitrea contracta). De la même façon, un discret développement des ligneux apparaît dans le niveau 3017. Les autres assemblages de la deuxième séquence ne varient pas et permettent de proposer les mêmes interprétations que précédemment : des milieux de garrigues basses conséquents d’une pression pastorale relativement élevée. Les marqueurs de prairies (Vallonia pulchella, Cochlicopa lubrica, Vertigo pygmaea) qui pourraient évoquer les conditions plus humides des abords du Paillon, apparaissent plus clairement à partir de l’US 3016.

41La troisième séquence est marquée par une forte augmentation de la proportion des espèces de prairies. Ces dernières composent désormais le milieu végétal dominant. Les conditions locales, progressivement plus humides, résultent probablement de l’influence grandissante du Paillon. Là encore, sans reconquête forestière attestée, l’impact pastoral semble prédominant et continu. Enfin, le dernier échantillon de la séquence, peu diversifié, est caractéristique d’un milieu aquatique d’eau douce. Cependant, les trois espèces les plus abondantes sont les plus tolérantes de la faune dulçaquicole française (Galba truncatula, Anisus leucostoma et Bithynia tentaculata) : elles mettent en évidence des milieux aquatiques intermittents (Yassine‑Kassab, 1979), au sein de secteurs de prairies à renoncule, qui constituent un écho au cortège terrestre décrit précédemment.

42Ainsi, que les assemblages malacologiques de cette séquence caractérisent des formations de pelouses sèches et de garrigues ou des prairies humides, ils suggèrent tous une pression pastorale élevée au niveau local, dans le cadre d’un territoire largement exploité par les populations néolithiques. Aucune véritable déprise de la pression pastorale ne peut être attestée dans l’ensemble de la séquence étudiée. Si le contexte local est assurément partie prenante d’un territoire largement exploité par les communautés néolithiques, aucun marqueur rudéral/cultural n’est enregistré. Les habitats et les milieux cultivés ne semblent pas localisés à proximité immédiate de l’emprise de fouille. D’un point de vue taphonomique, la dichotomie de certains assemblages malacologiques, comportant à la fois des espèces de garrigues sèches et de prairies humides, peut refléter le télescopage entre des colluvionnements de proximité et des apports liés aux débordements occasionnels du Paillon.

43Les coquilles marines (Monodonta turbinata, Patella sp. et Hexaplex trunculus ) et quelques ossements d’animaux (bœuf, capriné, petits ruminants ou porc) ont aussi été collectés (fig. 8). Avec des concentrations localisées à la base de la première séquence (US 3034) et au milieu de la deuxième (US 3028‑3027), leur répartition est assez similaire à celle des céramiques et du ballast. Leur état de conservation est variable. Les os longs possèdent des bords émoussés et une seule dent est complète. Il ne reste d’une molaire de capriné que l’un des fûts. En revanche, les coquilles marines sont le plus souvent complètes et présentent, dans l’ensemble, un bon état de conservation. Elles peuvent toutefois montrer des signes d’abrasion. Ainsi, à l’image des coquilles de gastéropodes terrestres, les restes de mammifères et les coquillages ont enregistré les indices d’un remaniement. Leur quantité réduite empêche d’aborder le thème de l’alimentation carnée des populations locales. Toutefois, la similitude des taxons avec ceux, mieux documentés, du site de Giribaldi, témoigne de conditions de subsistance sans doute identiques.

5 ‑ Synthèse et discussion

44La fiabilité du cadre chronologique (radiométrique et chrono‑culturel) obtenu dans ce travail et notamment l’absence d’inversion au regard de processus colluviaux pourtant prégnants, met clairement en évidence la simultanéité des occupations néolithiques et des processus érosifs qui entretiennent le colmatage du pied de versant. Ceci complète notre connaissance des groupes néolithiques dont on connaissait déjà leur implication dans la dégradation de la couverture végétale. L’évolution des vitesses de sédimentation et l’origine climatique ou anthropique de leurs principales fluctuations ont déjà été présentées et débattues à l’échelle de la Baie des Anges (Sivan & Miramont, 2012), comme à l’échelle des basses plaines alluviales niçoises (Sivan & Dubesset, 2014). Au sein de ces grandes tendances morphogéniques, les oscillations de haute fréquence et de forte amplitude sont toujours plus difficiles à interpréter. Les séquences néolithiques de Fodéré apportent des éléments essentiels à la compréhension de plusieurs d’entre elles.

5.1. ‑ Une phase pluricentennale de calme hydrosédimentaire
(4287‑3682 a cal. BCE)

45Comparativement à la phase précédente qui a enregistré une vitesse de sédimentation relativement élevée, cette période de presque 600 ans se caractérise, sur le site de Fodéré, par une franche réduction des vitesses de sédimentation et une diminution de la compétence des écoulements. Ce phénomène, que l’on retrouve dans plusieurs autres carottages niçois (fig. 10 ; Sivan & Dubesset, 2014), peut répondre à une modification des conditions locales de la sédimentation de fond de vallon comme à une longue période de calme hydrologique liée à une diminution de la quantité et/ou de l’intensité des précipitations. Une synthèse récente sur l’évolution des conditions climatiques holocènes dans le bassin nord‑ouest méditerranéen (Guillon, 2014) montre que la période 4250 ‑ 3850 a cal. BCE se caractérise plutôt par un renforcement des précipitations lié au régime climatique global (fig. 10). Ainsi, l’absence de corrélation entre cette composante du climat et l’évolution des taux de sédimentation plaide plutôt pour un forçage local, probablement géomorphologique. Une simple modification du réseau hydrographique peut expliquer qu’un secteur, jusqu’alors favorable aux processus de sédimentation, puisse se retrouver, au moins temporairement, en position d’abri. En fournissant l’image d’un milieu ouvert plutôt sec de type garrigues basses, les assemblages malacologiques font, eux aussi, écho à ce phénomène.

46A partir de 3850 a cal. BCE, les indicateurs paléoclimatiques témoignent d’une tendance à l’assèchement (Guillon, 2014). Sur le plan sédimentaire, ce changement climatique s’accompagne, pour la période 3850 ‑ 3682 a cal BCE, d’une franche diminution de la compétence des écoulements (US 3032) et de taux de sédimentation toujours bas. Ainsi, au cours de cet épisode, les variables climatiques ont pu amplifier le poids déjà conséquent des paramètres géomorphologiques locaux sur les conditions de la sédimentation. Cette période de calme hydrologique et sédimentaire se caractérise aussi par l’émergence discrète de gastéropodes à affinité forestière. Même modérée, la densification de la couverture végétale des versants a pu jouer son rôle protecteur et diminuer ainsi l’expression des processus érosifs. Une atténuation temporaire de la pression pastorale a peut‑être provoqué ou consolidé le phénomène. Précisons ici que l’augmentation de la quantité de mobilier céramique qui caractérise le début de cette période plutôt épargnée par l’activité détritique des versants ne s’oppose pas à cette baisse possible de la pression anthropique. L’élévation du nombre de tessons résulte très probablement de la proximité des installations. L’altération moins prononcée des tessons le suggère.

5.2 ‑ Un épisode érosif d’origine météo‑anthropique (3682 ‑ 3640 a cal. BCE)

47La courte période comprise entre 3682 et 3640 a cal. BCE, témoigne d’une augmentation de la compétence des écoulements et des vitesses de sédimentation. A l’échelle du bassin nord‑ouest méditerranéen (Guillon, 2014), elle se développe, assez paradoxalement, au sein d’une tendance climatique dominée par une diminution de l’humidité (fig. 10). Dès lors, si le climat n’apparaît pas comme le moteur principal de cet épisode érosif, il faut envisager le rôle d’autres paramètres, celui de l’homme, dont l’influence sur la couverture végétale est attestée par les indicateurs paléo‑écologiques, mais aussi celui des manifestations météorologiques de haute fréquence. Ces dernières agissent, en effet, indépendamment d’une tendance climatique globale. En d’autres termes, un événement orageux de forte intensité, tout en s’inscrivant au sein d’une période à tendance climatique sèche, peut provoquer une crise érosive importante. L’activité torrentielle des Alpes du Sud, au cours des périodes moderne et contemporaine, (Sivan et al., 2009) comme les phases d’ensevelissement des peuplements forestiers de fond de vallon de la première moitié de l’Holocène (Rosique, 1996 ; Sivan, 2002 ; Miramont et al., 2004), répondent à ce type de phénomène. L’augmentation des taux de sédimentation enregistrée dans la basse plaine alluviale du Paillon au cours des V^e et IV^e millénaires BCE fait justement écho à l’une de ces périodes d’ensevelissement des arbres sud‑alpins.

48La nature du déclencheur de cette crise érosive pourrait donc être plus météorologique que climatique. L’évolution des percentiles d10, d50 et d90 apportent quelques arguments supplémentaires en faveur d’un épisode hydro‑dynamique plus énergique au cours de cette oscillation que lors des périodes antérieures et postérieures. L’érosion du versant semble alors particulièrement prononcée. La présence en fond de vallon de nodules carbonatés empruntés à l’horizon B d’un sol de versant le suggère. La pleine expression de ces processus est sans doute favorisée par la dégradation généralisée de la couverture végétale liée à l’expansion des pratiques agro‑pastorales chasséennes. Sans cela, les épisodes orageux pourraient n’avoir eu aucune influence sur l’érosion des versants et le colmatage des piémonts.

49En l’absence d’un forçage climatique majeur, et dans ce contexte où l’ouverture artificielle des milieux s’accompagne d’un exhaussement progressif des points bas, la responsabilité des communautés humaines dans l’apparition de cet épisode érosif semble dorénavant bien établie.

5.3 ‑ Une accalmie hydrosédimentaire dans un contexte de milieu dégradé sous contrôle anthropique (3640‑3365 a cal. BCE)

50Pour l’ensemble de cette période, paramètres granulométriques et taux de sédimentation témoignent d’une diminution progressive de la compétence des écoulements et d’un ralentissement du colmatage sédimentaire sur le site. Ce fonctionnement ne semble pas relié à la tendance climatique nord‑ouest méditerranéenne qui s’oriente plutôt, de 3550 à 3350 a cal. BCE, vers un nouveau renforcement des conditions d’humidité (fig. 10). Hormis l’apport d’inclusions grossières hétérogènes, la pression qu’exercent toujours les communautés néolithiques sur leur environnement immédiat ne semble pas, non plus, avoir favorisé l’émergence de phénomènes susceptibles d’accélérer le colmatage des points bas. Ce fonctionnement original, au cours duquel les différents indicateurs paraissent s’opposer, suggère, peut‑être, une raréfaction des épisodes orageux propices à la mobilisation des formations superficielles de versants précédemment dégradées.

51En début de période (3640‑3550 a cal. BCE ; US 3027), alors que le secteur enregistre déjà cette accalmie hydro‑sédimentaire et que les conditions d’humidité ne se sont pas encore renforcées, l’augmentation notoire du ballast et du mobilier archéologique apparait comme un fait singulier, déconnecté d’un fonctionnement strictement naturel. Essentiellement associés aux activités humaines et plus spécifiquement sans doute aux déplacements répétés des hommes et du bétail sur les versants proches, ces apports vont progressivement migrer vers les points bas pour s’accumuler en surface des sols. Leur quantité, particulièrement importante comparativement aux niveaux sous et sus‑jacents, répond sans doute plus au ralentissement significatif des vitesses de sédimentation qu’à une éventuelle densification des occupations de versants. Cette dernière hypothèse ne peut toutefois être définitivement exclue.

52En fin de période, l’accroissement ponctuel de la compétence des écoulements (US 1018) répond à une concentration des écoulements dans un réseau de petits chenaux. De portée locale, ce phénomène évoque peut‑être la vulnérabilité, désormais plus grande, des sols de versant face à l’humidité plus prononcée de cette fin de période.

53Enfin, postérieurement à 3350 a cal. BCE, la compétence réduite des écoulements et les faibles taux de sédimentation semblent désormais répondre à la tendance climatique du moment : une diminution de l’humidité. Dans ce contexte, l’augmentation de la teneur en inclusions grossières (us 1002) et en fragments de céramiques (us 1009), doit être associée au caractère particulièrement modeste de l’exhaussement sédimentaire.

6 ‑ Conclusion

54L’identification de fluctuations importantes des dynamiques hydro‑sédimentaires, la caractérisation de leurs propriétés sédimentologiques, la définition de leurs contextes paléoécologique et anthropique et la fiabilité du cadre chronologique dans lequel elles s’insèrent, démontrent, pour la première fois dans la région niçoise, que l’influence des communautés du Chasséen méridional va bien au‑delà du seul impact sur la couverture végétale déjà suggéré par les études polliniques et malacologiques. En contribuant à leur fragilisation par une intensification des pratiques agro‑pastorales, les hommes ont favorisé une érosion des formations superficielles et des sols de versant clairement enregistrée dans la basse plaine alluviale. En plus d’une élévation des taux de sédimentation, elle se caractérise par un signal granulométrique composite particulièrement difficile à décrypter. Ainsi, les taux de sédimentation semblent corrélés à l’évolution des particules fines plus qu’à celle de la fraction grossière (> 4 mm). Les fines représentent visiblement le signal sédimentaire de fond : l’activité longitudinale du Paillon couplée à celle, plus occasionnelle, des versants les plus proches. Les inclusions grossières (cailloutis, fragments de céramiques et restes de faune), quant à elles, ne varient pas avec le signal de fond mais plutôt en réaction à son évolution. En d’autres termes, une augmentation des particules grossières répond plus au ralentissement des vitesses de sédimentation qu’à un renforcement des dynamiques hydro‑sédimentaires.

55Dans ce schéma, la disponibilité des inclusions grossières peut intervenir en réponse à l’intensification des pratiques agro‑pastorales sur les versants, alors que leur mobilisation vers les points bas doit répondre à des sollicitations mixtes, anthropiques (déplacements, piétinements…) et sans doute météorologiques (coulées boueuses localisées). En effet, si les hommes, par leurs pratiques, ont fragilisé les sols au point de favoriser l’émergence des épisodes érosifs, il ne semble pas, néanmoins, qu’ils en soient le véritable élément déclencheur. Un autre paramètre fait basculer le système d’un état de stabilité relative à un état d’instabilité : les manifestations météorologiques de forte intensité. Sans elles, la période précédente (4287 ‑ 3682 a cal. BCE), au cours de laquelle les pratiques agro‑pastorales étaient déjà attestées par les analyses polliniques et malacologiques, auraient dû enregistrer, elle aussi, une augmentation des taux de sédimentation pourtant restés très bas. Les orages estivaux et/ou les épisodes méditerranéens automnaux, modérément agressifs pour les versants lorsque la couverture végétale est dense, favorisent, lorsqu’elle est dégradée, l’émergence et la multiplication d’épisodes érosifs particulièrement virulents. Ces stimuli météorologiques se produisent quelle que soit la tendance climatique globale. On l’a vu, des périodes d’exhaussement des plaines alluviales répondent, indifféremment, à des phases de diminution ou de renforcement des conditions d’humidité et l’ouverture des milieux semble pouvoir s’accompagner d’une reprise de l’érosion des versants comme de leur stabilisation. Plus précisément, la pulsation positive de l’activité sédimentaire identifiée entre 3682 et 3640 a cal. BCE, s’inscrit justement lors d’une période caractérisée par un climat plutôt sec à l’échelle du bassin nord‑ouest méditerranéen. Ceci rappelle les conditions de moindre humidité qui prévalaient à l’augmentation de la fréquence des manifestations torrentielles de forte énergie au cours du Petit Age Glaciaire en Provence (Sivan et al., 2009).

56Des trois principales pulsations positives de haute fréquence de l’activité sédimentaire reconnues à l’échelles des basses plaines alluviales niçoises (fig. 10), celle étudiée dans ce travail, est la seule ayant livré un signal granulométrique lié aux activités humaines. En cela, elle permet de réinterpréter les pulsations antérieures et d’envisager, avec plus d’arguments, le caractère sans doute très précoce des premiers épisodes érosifs d’origine anthropique. Ils apparaissent, très probablement, dès les premières étapes de la sédentarisation, avec le développement de l’élevage et de l’agriculture. Ces pulsations de haute fréquence constituent sans doute les premiers indices géomorphologiques d’une pression agro‑pastorale, dont la pérennité et le caractère ininterrompu, vont aboutir, vers 250 AD dans le Haut‑Verdon, au passage d’un seuil critique de sensibilité des bassins versants à l’érosion au‑delà duquel la fréquence et la gravité des inondations vont augmenter inexorablement (Brisset et al., 2017).

Une espèce remarquable : le Noyer
La présence du Noyer (Juglans regia) a été détectée pendant la phase de diagnostic (Dubesset & Sivan, 2013), lors de l’identification des charbons issus du carottage SC.1 avant envoi pour datation radiocarbone. La date obtenue (Beta 350 707 : 5910 ± 30 BP) témoigne sans ambiguïté de la présence locale de cet arbre pendant le Néolithique, fait qu’on pouvait déjà présager au vu de l’étude de la Villa Giribaldi (Thiébault, 2001). En effet, le taxon « cf Juglans » est reconnu dans le diagramme anthracologique dans un niveau du Néolithique ancien. En attente d’une confirmation de l’identification et de la chronologie des charbons de Giribaldi, le charbon de la rue Fodéré nous permet d’ores et déjà de participer activement au débat sur l’origine du Noyer européen. Il s’agit, en effet, d’un sujet controversé. À l’heure actuelle, Juglans pousse spontanément en Asie Centrale ; le statut des peuplements reconnus dans les Balkans, dans le nord de la Turquie et dans le Caucase est plus discutable mais la plupart des auteurs s’accordent pour les considérer aussi comme spontanés (Zohary & Hopf, 2000 ; Quézel & Médail, 2003). En Europe occidentale, le Noyer est habituellement considéré comme arbre introduit par l’homme et naturalisé, et ceci malgré les attestations anciennes disponibles ; en France, par exemple, la présence de Juglans remonte au moins à l’Éocène (Gruas Cavagnetto, 1978 cité par Carrión & Sánchez Gómez, 1992). La question fondamentale est de savoir si le Noyer a pu survivre aux glaciations quaternaires. D’après certains auteurs (Bottema, 1980 ; Bottema & Woldring,,1984) Juglans aurait disparu du sud est européen et du sud ouest de la Turquie pour réapparaître tardivement dans les Balkans (pendant le IIe millénaire), ce qui suggère une réintroduction d’origine anthropique (Zohary & Hopf 2000). Cependant la présence sporadique (mais répétitive) de pollens de Juglans dans plusieurs séquences polliniques semble indiquer le contraire. Un premier bilan des attestations effectué par Renault Miskovsky et al., (1984) suggère que le Noyer a perduré en Europe de l’Ouest depuis le Plio Pléistocène jusqu’à l’Holocène ; pourtant, l’interprétation de ces attestations ne fait pas l’unanimité et plusieurs auteurs estiment qu’il s’agit soit d’une pollution soit d’un transport lointain. L’origine et la chronologie de la domestication de cet arbre fruitier restent aussi hypothétiques ; le nord est de la Turquie, le Caucase et le nord de l’Iran sont perçus comme la zone de domestication la plus vraisemblable (Zohary & Hopf, 2000). L’introduction de l’espèce cultivée en Méditerranée nord occidentale serait mise en évidence par l’apparition d’une courbe pollinique continue du Noyer. La Juglans line (Beug, 1975) a ainsi été utilisée régulièrement comme repère pour « dater » l’introduction tardive de l’espèce par l’Homme. Paradoxalement, les pollens/le sédiment respectif n’ont jamais été datés. La contemporanéité de cette Juglans line dans les divers diagrammes n’est donc pas établie et rien ne prouve qu’elle soit toujours à rattacher à la période romaine. Des attestations précoces de grains de pollens, sont connues en France (Tixier & Vital, 1985 ; Visset et al., 1996 ; Petite, 2011 ; Ledger et al., 2015 ; Argant & Argant, 2000 ;
Emery Barbier, 1989 ; Court Picon, 2007, entre autres) et en Péninsule ibérique (Carrión & Sánchez Gómez, 1992 ; López García & López Sáez, 2000, entre autres). Le faible pouvoir de dispersion de son pollen (Huntley & Birks, 1983) pouvait être évoqué pour expliquer l’absence de cet arbre dans bon nombre de diagrammes polliniques. Dans les sites archéologiques européens, des restes botaniques carbonisés (charbons, fruits) ont été retrouvés à partir de l’âge du Fer ; les attestations plus anciennes se sont avérées problématiques (identification/chronologie) et ne sont donc pas à prendre en compte, sauf peut être celle de Giribaldi, en attente de confirmation. Cependant, la présence précoce du Noyer dans le sud est de la France est d’ores et déjà établie avec le charbon de la rue Fodéré à Nice. Il nous reste maintenant à nous interroger sur les implications de cette découverte :
- le Noyer s’est il abrité dans cette zone de la côte sud est lors des dernières glaciations ? Peut on envisager, que cette zone riche en endémiques (Molinier, 1954) aurait été une « zone refuge » pendant la dernière glaciation ?
- le Noyer, a t il disparu pendant les glaciations mais a t il été réintroduit par la suite, au gré de mouvements migrateurs naturels ?
- le Noyer a t il disparu pendant les glaciations mais a t il été réintroduit par la suite, au gré de mouvements migrateurs anthropiques (début Néolithique) ?