Nous remercions vivement les deux relecteurs, Pierre Antoine et Jean‑Michel Carozza, pour leurs commentaires et leurs suggestions.

1 ‑ Introduction

1Long de 350 km, l’Escaut est un fleuve transfrontalier qui draine un bassin versant de 21860 km^2, entre la France (31 % du bassin), la Belgique, où il prend le nom de Scheldt, et les Pays‑Bas (fig. 1A). Ce bassin s’ouvre sur le flanc septentrional des modestes reliefs s’étirant du Boulonnais à l’Avesnois, qui en constituent la ligne de partage des eaux. La vallée de l’Escaut français s’inscrit d’abord dans les plateaux crayeux du Cambrésis, du Hainaut et de l’Ostrevant, avant de s’ouvrir à l’aval de Valenciennes sur une région de plaines et de collines (fig. 1B).

2Le fleuve est canalisé depuis la ville de Cambrai jusqu’à son embouchure aux Pays‑Bas. Les pentes sont faibles, environ 0,03 %, le débit moyen interannuel de l’ordre de 6,5‑7,5 m³/s (période 1990‑1994) à la station de Trith‑St‑Léger, 14 km à l’aval du site d’étude (SMEA, 2017).

3La connaissance de l’évolution holocène de la vallée de l’Escaut français est en progrès. J. Sommé apporte les premiers éléments de synthèse en 1977 (Sommé, 1977), confondus au sein d’une étude plus générale portant sur le Quaternaire des vallées du Nord de la France. La recherche s’est ensuite développée en relation avec des opérations de prospection archéologiques. Vallin & Masson (1988) ont réalisé un suivi stratigraphique de 5 sites de berge dans le secteur de Valenciennes, complété par une étude palynologique et 9 datations radiocarbone (Ruchard et al., 1991), précisant le cadre paléoenvironnemental pour l’Holocène. Ensuite et pour l’essentiel de l’activité publiée, Boulen et al. (2014), Salavert et al. (2018) et Deschodt (2002, 2014) améliorent la connaissance du Tardiglaciaire et de l’Holocène dans la partie aval de la vallée. Le site de Bouchain, situé un peu à l’amont de ces sites d’investigation, apporte une information complémentaire et nouvelle car il recoupe une fenêtre chronologique encore très lacunaire pour la région, à la transition entre l’Atlantique et le Subboréal (Holocène moyen), englobant notamment le Néolithique récent.

4Le site de Bouchain a été découvert en 2012 à l’occasion d’un diagnostic réalisé par l’INRAP, en préalable à un projet de lotissement (Feray, 2012). L’emplacement du diagnostic était connu pour avoir été occupé, à la fin du Moyen Âge et au tout début de l’époque Moderne, par un faubourg de la ville de Bouchain, démantelé au xvi^e siècle pour des raisons militaires, liées aux guerres d’agrandissement du royaume de France. Mais les investigations ont également mis au jour des vestiges lithiques et fauniques attribués notamment au Néolithique récent, au tournant des 4^e et 3^e millénaires. L’abandon du projet de lotissement a permis de réaliser une fouille programmée pluriannuelle (2014‑2020) coordonnée par Gilles Leroy (Service Régional de l’Archéologie). Une équipe pluridisciplinaire a appréhendé les modalités de l’occupation néolithique, combinant une étude paléoenvironnementale avec l’analyse des artéfacts préhistoriques. L’objet de cet article est de proposer une restitution paléoenvironnementale de l’évolution du site jusqu’à l’époque gallo‑romaine, l’essentiel de l’information restant toutefois centré sur la période du Néolithique récent.

2 ‑ Contexte géographique et géologique

5Le site archéologique de Bouchain se positionne en rive gauche de la plaine alluviale de l’Escaut, en pied de versant du plateau de l’Ostrevant (fig. 1C). Il se localise juste en aval de la confluence avec la Sensée, dans un secteur où la vallée de l’Escaut, légèrement encaissée entre les faibles reliefs de l’Ostrevant et du Hainaut, s’étale sur une largeur d’environ 1 km avant de s’ouvrir en une large plaine à partir de Valenciennes, 20 km plus en aval. Deux vallées en berceau, drainées par des affluents modestes de rive gauche, la Naville Tortue, au sud et la Navie au nord, encadrent le site de la ville. Le plateau est constitué par les craies du Turonien supérieur et du Sénonien, recouvertes pour partie par les formations tertiaires du Landénien (Thanétien‑Sparnacien), argile de Louvil et tuffeau de Valenciennes. L’ensemble est masqué presque en totalité par un manteau de limons éoliens pléistocènes épais de quelques mètres, nappant les versants de la vallée de l’Escaut, sur des épaisseurs de 3 à 6 m dans le secteur d’étude (fig. 2A). L’Escaut incise d’une dizaine de mètres le substrat crayeux. Le fond de vallée est colmaté par des formations fluviatiles pléistocènes (Sommé, 1977), alluvions grossières à la base (graviers de craie et silex) caractérisant la charge de fond délivrée par le substratum crayeux, devenant sableuses à limono‑argileuses vers le haut. Elles supportent une formation tourbeuse holocène épaisse de quelques mètres, qui envahit le fond de vallée. L’ensemble est recouvert par des limons d’inondation souvent perturbés par des remblais.

6Le site archéologique fouillé (504 m²) se développe sur les marges de la plaine alluviale, à une altitude de 32,5‑33 m NGF (figs. 1C & 2B) et à près de 80 m de l’Escaut canalisé, aménagé sur son emplacement actuel depuis le milieu du xviii^e siècle. La zone est fortement perturbée par les activités anthropiques, notamment par la présence de remblais (route, habitat) qui fragmentent cette partie de la plaine en casiers et en modifient la topographie. Les points bas de la plaine dans le secteur sont à des altitudes voisines de 32 m NGF, la surface du plan d’eau de l’Escaut canalisé à 30,5 m NGF.

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3 ‑ Méthodologie

8L’étude se fonde sur une analyse lithostratigraphique des formations. Dix‑sept coupes stratigraphiques, deux sondages profonds creusés à la pelle mécanique (SP2, SP21, fig. 2B) et deux sondages à la tarière ont été réalisés afin d’en comprendre la géométrie. Les coupes les plus représentatives sont présentées (figs. 3‑6). Les parties les plus profondes du paléochenal sont observées sur une hauteur totale de 5 m (coupe 2, fig. 5). L’épaisseur des dépôts hors paléochenal est de l’ordre de 2 m en moyenne, la partie exploitable sans les remblais modernes ne dépassant pas 1,50 m d’épaisseur. L’étude est augmentée des observations faites lors du décapage de surface des niveaux archéologiques. Une synthèse lithostratigraphique des niveaux est proposée, afin d’éviter une information redondante d’une coupe à l’autre (tab. 1). Elle prend en compte les principales unités stratigraphiques (US) identifiées sur le site et repérées sur toutes les coupes proposées, selon une nomenclature définie lors du premier diagnostic (Feray, 2012). Elle est complétée par les niveaux constituant le comblement du paléochenal néolithique et du bief médiéval, regroupés par ensembles sédimentaires cohérents (C6‑C4 et C1). Deux niveaux sont observés de manière discontinue ou sur un seul secteur du site (C3 et C2).

9Des prélèvements en vue d’une étude palynologique ont été réalisés à l’occasion de plusieurs campagnes de fouilles (2014 et 2015). La séquence ainsi restituée comporte 21 échantillons répartis sur 1,4 m de dépôts (fig. 5). La méthode employée pour les extractions du matériel sporo‑pollonique est celle utilisant une liqueur lourde de Chlorure de Zinc. Pour qu’un échantillon donné soit interprétable, il faut qu’un minimum de 200 à 300 grains de pollen ait été décompté pour une vingtaine de taxons identifiés. Au‑delà du seuil de 300 pollens, on peut considérer que l’on ne gagne plus d’information (Reille, 1990). Dans les cas où un taxon était prédominant, la lecture a été poursuivie jusqu’à atteindre au moins 200 grains de pollen abstraction faite de ce taxon. La somme de base utilisée pour le calcul des pourcentages (fig. 7) prend en compte le total du pollen des arbres et arbustes (AP = arborean pollen) et des herbacées (NAP = non arborean pollen). Les spores sont sorties de la somme de base. Quelques taxons, présents de manière sporadique, sont regroupés en colonne Varia (échantillon 1 : Epilobium, Thalictrum ; échantillon 7 : Fallopia convolvulus ; échantillon 15 : Sanguisorba minor ; échantillon 17 : Helianthemum). Une figure synthétique (fig. 8) représente les pourcentages des principaux taxons ou groupes de taxons ; le détail des taxons pris en compte dans les différents groupements apparait dans le tableau 2. Par ailleurs, Alnus (l’aulne) pouvant atteindre ponctuellement de forts pourcentages, a été exclu ici de la somme de base afin de mieux percevoir les variations des autres taxons.

10La malacofaune a été étudiée par Tarek Oueslati au laboratoire de BioArchéologie de l’Université de Lille. L’identification des mollusques repose sur une série d’ouvrages de détermination (Glöer, 2002 ; Cameron, 2003 ; Glöer & Meier‑Brook, 2003 ; Gittenberger et al., 2004 ; Killeen et al., 2004). Les tableaux et figures utilisent les noms scientifiques que nous avons complété avec les noms vernaculaires dans le texte (Fontaine et al., 2010). La traduction des spectres taxonomiques en paramètres écologiques utiles pour la compréhension de l’environnement du site repose en plus de ces références sur les caractéristiques actuelles des différentes espèces (Puisségur, 1976 modifié par Granai, 2014 ; Kerney, 1999 ; Davies, 2008). Les ostracodes, qui sont abondants, particulièrement dans l’US9 (NMI = 160), n’ont pas été identifiés dans le cadre de ce travail et il en va de même pour les oogones de characées.

11Le cadre chronologique est assuré par 20 datations radiocarbone (tab. 3). La calibration des âges a été réalisée avec le logiciel Oxcal v4.4 online utilisant la courbe de calibration Intcal20 (Reimer et al., 2020). Les datations sont regroupées sur un schéma stratigraphique type (fig. 9). Certaines dates proviennent des coupes, d’autres sont issues des décapages archéologiques (US12 et US11). Une étude dendrochronologique a également été réalisée sur deux grumes de chêne T1 et T3 (US12 ; fig. 3) par le laboratoire Dendrotech de Rennes (Yannick Le Digol in Leroy et al., 2017). Enfin, les données ont été appréhendées avec le logiciel de modélisation bayesienne ChronoModel 2.0.13 (Lanos & Philippe, 2017, 2018 ; Binder et al., 2018), permettant de contraindre la chronologie en relation avec la succession des unités stratigraphiques (fig. 10). Le logiciel calcule, avec un intervalle de confiance de 95 %, la distribution de probabilité des dates rassemblées dans un modèle d’Events, pouvant être assimilé à une ou plusieurs unités stratigraphiques. Les Events peuvent également être combinés dans un modèle de Phases, permettant entre autres possibilités du logiciel, d’envisager le début, la fin et la durée des phénomènes étudiés. Le logiciel utilise la courbe de calibration radiocarbone IntCal13 (Reimer et al., 2013).

4 ‑ Résultats

4.1 ‑ Synthèse lithostratigraphique

12Le site se développe en bordure d’un chenal et est recoupé au nord, côté versant, par un bief médiéval. La coupe 1 (figs. 3 & 4 ; pl. 1A) permet d’apprécier ce dispositif sur une longueur maximale de 29 m. L’étude s’intéresse aux niveaux préservés de l’US13 non datée à l’US8, attribuée à l’époque gallo‑romaine (fragments de dolium). Ils sont constitués de limons, avec parfois une composante argileuse leur conférant une certaine plasticité au toucher. Ils sont tous carbonatés (réaction positive à HCl) et enrichis en granules de craie.

13L’US13 forme le soubassement de tous les dépôts observés sur le site, sur une épaisseur reconnue de 3 m. Il s’agit d’un limon argileux beige à bleu‑vert, riche en granules de craie millimétrique moyennement usées, parfois en passées plus concentrées et épaisses de quelques centimètres, comprenant également des rhizoconcrétions carbonatées. Le toit de ce dépôt présente un pendage de l’ordre de 3 % en direction de l’Escaut. Il plonge en quelques mètres vers le sud pour définir la berge d’un chenal dont le tombant est reconnu jusqu’à une profondeur de 28 m NGF sur la coupe 2 (fig. 5), soit 2,40 m plus bas que son sommet. Il est très irrégulier (figures de charge ou de piétinement) et des galets mous issus de ce dépôt sont incorporés dans les niveaux qui fossilisent la berge. La coupe 2 (fig. 5) permet d’observer une partie du remblaiement sédimentaire du chenal, dans sa version la plus dilatée. La dépression est colmatée progressivement par des formations limono‑argileuses (C6) évoluant vers un pôle plus organique (C5), sur une épaisseur d’environ 1 m, jusqu’au développement d’un complexe de limons tourbeux à une tourbe franche (C4) d’environ 0,50 m d’épaisseur, marquant une phase avancée de l’atterrissement de la forme et le presque nivellement de la topographie du site. Ce niveau est riche en fragments de branches et forme localement des amas. Il renferme également des noisettes et des glands de chêne. Les formations organo‑minérales inférieures restent contenues dans le paléochenal, mais la tourbe s’étend parfois de quelques mètres au‑delà des berges.

14Près de la berge et sur la partie exondée du site, un niveau peu développé à granules de craie, rhizoconcrétions carbonatées et malacofaunes brisées (C2) ravine le toit de la formation tourbeuse et de l’US13. Il forme une nappe discontinue d’épaisseur variable, centimétrique à pluricentimétrique, ou se disperse en poches (pls. 2B‑2D) essentiellement observées dans la moitié occidentale du site. Il est lié par une matrice de limon organique en proportion très variable qui engendre des variations de faciès à l’échelle du site. Il peut ainsi constituer un niveau bien individualisé mais également se fondre au sein de l’US12. Ces dépôts se retrouvent aussi ponctuellement au sommet de l’US12, parfois enrobés dans une matrice de limons travertineux. La coupe 3 (fig. 6, pl. 1B) permet de relever l’existence d’une couche (C3) de 0,20 m d’épaisseur, observée uniquement sur cette partie du site et constituée d’un limon argileux gris riche en bois flottés et malacofaunes. Elle recouvre la formation tourbeuse et s’étend d’environ 4 m au‑delà de sa limite vers l’intérieur du site. Il existe un hiatus sédimentaire entre le sommet de l’US13 et le dépôt des couches C3 et de l’US12, en arrière de la berge.

15Les US12 à 8 s’accumulent sur l’intégralité du site (figs. 4 à 6). Leur épaisseur totale varie d’environ 1,50 m sur le paléochenal à un mètre sur la partie exondée du site fouillé. Se mettent en place dans un premier temps deux dépôts de limons organiques riches en bois flottés et malacofaunes (US12 et US11, pl. 2A), plus dilatés en direction de la vallée, contribuant ainsi au nivellement topographique du site. On notera que l’US12 est parfois difficile à individualiser sur la partie exondée du site, en raison de son épaisseur variable, de variations de faciès assez fréquentes et de la présence des niveaux discontinus à granules de craie qui la recoupent, ce qui ne facilite pas toujours non plus la délimitation de son toit d’avec la base de l’US11. Dans la partie inférieure de l’US12 reposent 3 grumes de chêne (T1‑T3, fig. 5, pl. 3A), dont une ébauche de pirogue (T3). L’US10 constitue un dépôt brun clair peu épais (environ 10 cm), moins organique que le précédent, pauvre en malacofaune, dont les limites avec les niveaux qui l’encadrent sont souvent diffuses et ne présentent pas toujours de solution de continuité. L’US9 qui la recouvre est un limon gris‑brun homogène, localement un peu plus argileux ou même sableux, sans litages, incluant de petits charbons de bois épars. C’est un niveau qui peut être remarquable par son épaisseur, jusqu’à 0,50‑0,60 m. Le dernier niveau pris en compte, l’US8, est un limon argileux brun foncé dans sa partie supérieure à noir dans sa partie inférieure, homogène et compact, particulièrement à la base, d’une épaisseur de 0,20 à 0,30 m. Le site est recoupé dans sa partie septentrionale par un bief médiéval qui s’ouvre sur une largeur visible de 4 m et une profondeur d’environ un mètre (figs. 3 & 4). Son remblaiement (C1) est constitué de sédiments limono‑organiques incluant parfois des lits centimétriques de limon sableux.

4.2 ‑ La séquence pollinique

16Sur l’ensemble de la séquence, à l’exception de l’US 13 (échantillon 21), stérile en pollen, et de quelques rares échantillons (4 à 2) des US 9 et 8 où le pollen était moins bien conservé, le contenu sporo‑pollinique des dix‑sept autres échantillons présente en revanche un très bon état de conservation (tab. 4). En moyenne, 360 grains de pollens pour une diversité de 36 taxons ont été décomptés. Cette diversité peut atteindre 48 taxons distincts. Les variations dans les spectres polliniques de la séquence (figs. 7 & 8) permettent d’individualiser quatre zones polliniques locales.

4.2.1 ‑ Zone 1 (échantillons 20 et 19, US13b)

17Ces spectres polliniques présentent un taux AP/T très élevé, à 81 % de moyenne. Alnus (l’aulne) est largement dominant, et décroît ici de 53 % à 26 %. Vient ensuite Corylus (le noisetier), à 22 % de moyenne, associé à Betula (le bouleau), ici à 6 %. Les ligneux forestiers totalisent 12 % de moyenne. Quercus (le chêne), bien qu’à son taux le plus bas de la séquence (7 %), y est l’essence dominante, secondé par Ulmus (l’orme, 2 %) puis Fraxinus (le frêne, 1,5 %) et enfin Tilia (le tilleul) et Acer (l’érable), inférieurs à 1 %. Des indices polliniques d’anthropisation (IPA) sont bien présents mais restent encore discrets, avec 1 % pour les céréales (Cerealia‑type) et 1,5 % pour l’ensemble des plantes rudérales. Les Poaceae (8 %) dominent encore la strate herbacée et voient leur courbe progresser, passant de 8 % à 17 %. Quelques hygro‑ et hydrophytes sont enregistrées, ne totalisant respectivement que 2 % et 1 %.

4.2.2 ‑ Zone 2 (échantillons 18 à 5, USC2, 12 à 10 et base US9)

18Sur l’ensemble, les spectres polliniques présentent une grande homogénéité, mais il est toutefois possible d’individualiser trois sous‑zones sur la base de certains taxons, en particulier sur la courbe des céréales. AP/T, qui est un peu plus faible que dans la zone 1, atteint encore 72 % de moyenne. La chênaie montre ici ses valeurs maximales, autour de 25 %. Quercus y demeure l’essence dominante (17 %). Viennent ensuite Ulmus (3 %) puis Tilia (2,5 %), Fraxinus (2 %) et, de façon subcontinue, Acer. Les premières occurrences de Fagus (le hêtre) sont maintenant enregistrées et son taux ne dépasse jamais 1 %. Trois reculs ponctuels sont observés dans la courbe de la chênaie (échantillons 17, 15 et 7). Si Corylus et Betula se maintiennent autour de, respectivement, 19 % et 3 % de moyenne, d’autres essences héliophiles les accompagnent maintenant, même si elles restent discrètes (inférieures à 1 %) ; il s’agit de Sorbus‑type (les Sorbier, Alisier…), Cornus sanguinea (le Cornouiller sanguin), Viburnum (la Viorne) et Sambucus (le Sureau). Enfin, l’aulnaie se stabilise autour de 24 %. La strate herbacée présente peu de changements, avec une petite augmentation des taux de Poaceae (10,5 %) et une progression des hygrophytes (5,5 %) et hydrophytes (4 %), qui étaient plus discrètes en zone 1. Si la courbe des plantes rudérales reste stable (2 % de moyenne), celle des céréales varie entre les différentes sous‑zones ; avec une courbe continue dans la première, une unique occurrence dans la seconde, les occurrences redeviennent continues dans la troisième, même si les taux demeurent inférieurs à 1 %. Enfin, on note ici la présence de microalgues (si plusieurs types sont observés, seule Mougeotia a pu être déterminée). Ces éléments viennent conforter les observations sédimentaires qui attribuent ces niveaux à des phases de débordement du cours d’eau.

4.2.3 ‑ Zone 3 (échantillons 4 à 2, partie supérieure de l’US9 et base de l’US8)

19Cette zone rassemble les trois spectres où la conservation du contenu sporo‑pollinique est médiocre, d’où des taux de pollen indéterminés compris entre 9 et 15 %. Il conviendra alors d’être très prudent quant à l’interprétation de ces niveaux. Les résultats ne sont présentés qu’à titre indicatif. Ici, deux phases se distinguent, avec d’une part les échantillons 4 et 3 et, d’autre part, l’échantillon 2.

20En 3a, AP/T a chuté à 4 %. La courbe d’Alnus présente ses valeurs minimales, autour de 4 % et il en va de même pour celle de Corylus (10 %), tandis que Betula devient anecdotique et que les multiples arbustes héliophiles enregistrés précédemment ne le sont plus ici (mais cela peut être dû à un biais taphonomique du fait de la conservation différentielle). L’ensemble des ligneux de la chênaie diminue jusqu’à atteindre 20 %, alors que Tilia est la seule essence forestière en augmentation (5 % de moyenne).

21En corolaire à la baisse générale des taux de ligneux, divers taxons de la strate herbacée augmentent. Il s’agit des Poaceae (19 %), Anthemideae (2,5 %) et Cichoriodeae (2 %), ainsi que des Cyperaceae (11 %) et des aquatiques (7 %). Les céréales ne sont plus enregistrées ici alors même que les rudérales sont encore bien présentes (3,5 %).

22L’échantillon 2 (zone 3b), avec seulement 141 grains de pollen mal conservés et 17 taxons doit être considéré comme non fiable et ne sera donc pas décrit.

4.2.4 ‑ Zone 4 (échantillon 1)

23Le rapport AP/T est maintenant à son taux le plus bas de la séquence (17,5 %). Si les essences forestières montrent leurs taux les plus faibles, elles cumulent néanmoins 10 %. Fagus (2,5 %) y seconde maintenant Quercus (6,5 %), les autres essences étant inférieurs à 1 %. De la même manière, Alnus n’atteint plus que 1,5 %, Corylus 2 % et Betula 2 % également. Les autres ligneux, anecdotiques, ne dépassant pas 1 %. La strate herbacée est caractérisée par une nette augmentation des hygrophytes, avec les Cyperaceae à 40 % et Equisetum (Prêles) à 6 %. Quant aux hydrophytes, qui totalisent 5 %, il s’agit essentiellement de Lemna (les lentilles d’eau). Les Poaceae (19 %), Cichorioideae (3 %) et Anthemideae (3 % également) sont les principaux taxons du reste de la strate herbacée. Pour les indices polliniques d’anthropisation, les rudérales demeurent à peu près équivalentes à précédemment (3 %). Enfin, parmi les spores, Osmonda (Osmonde) et Sphagnum (sphaigne), plantes de marais tourbeux et tourbières, viennent compléter le cortège des hygrophytes. De plus, des microalgues sont de nouveau présentes.

24Soulignons que le recul des différentes formations ligneuses est perçu également lorsque les herbacées hygrophiles sont sorties de la somme de base. Cela rend ainsi compte d’une réalité et non pas d’un simple biais statistique suite à une variation des conditions locales.

4.3 ‑ La malacofaune

25L’étude préliminaire présentée ici repose sur des prélèvements réalisés lors de la fouille et par carré pour l’US11, l’US12 et l’US13b tandis que les US8, US9 et US10 ont été échantillonnées sur coupes. Dans le cas de l’US9, dont l’épaisseur est de 25 cm, un seul échantillon englobant l’essentiel de la couche a été prélevé, ce qui ne permet pas de suivre d’éventuels changements dans la composition le long de la séquence de sédimentation. L’assemblage de gastéropodes et de bivalves comprend 6829 individus issus de 31 taxons aquatiques et 17 taxons terrestres. Les taxons terrestres affichent des effectifs faibles, c’est pourquoi nous avons choisi de les représenter dans un tableau (tab. 5). Les mollusques aquatiques sont représentés sous la forme d’un diagramme malacologique aux côtés de la répartition écologique des faunes terrestres, amphibies et aquatiques et de la répartition écologique des faunes terrestres (fig. 11).

4.3.1 ‑ L’unité stratigraphique 13b (US13b)

26Le prélèvement a été effectué dans un secteur perturbé, sous la pirogue, pouvant correspondre à un chablis. La faune y est peu abondante avec 48 individus dont la plupart sont aquatiques. Les bithynies Bithynia sp. y sont dominantes accompagnées de Valvées planes Valvata cristata (Müller, 1774), de Valvée porte‑plumet Valvata piscinalis piscinalis (Müller, 1774), de planorbines Gyraulus sp. et de pisidies Pisidium sp. La Bithynie commune Bithynia tentaculata (Linnaeus, 1758) fréquente divers milieux aquatiques mais affectionne les zones de bordure. Cette faune probablement flottée et déposée à l’occasion d’une crue provient d’un cours d’eau à faible activité. Les gastéropodes terrestres sont au nombre de 10 individus dont 6 vallonies Vallonia sp., 1 Vertigo des marais Vertigo antivertigo (Draparnaud, 1801), 1 cristalline Vitrea sp., 1 bouton commun Discus rotundatus rotundatus (Müller, 1774) et 1 escargot des haies Cepaea nemoralis nemoralis (Linnaeus, 1758) renvoyant vers une ambiance humide riche en matière organique.

4.3.2 ‑ L’unité stratigraphique 12 (US12)

27La faune est principalement aquatique avec 2027 individus contre 20 terrestres. Les gastéropodes terrestres renvoient vers un milieu palustre avec 2 vertigos Vertigo sp., 4 Auriculettes naines Carychium minimum (Müller, 1774) et 6 Boutons communs Discus rotundatus rotundatus. Les bithynies dominent, les espèces aquatiques évoquant la zone rivulaire à l’interface entre le milieu aquatique et le milieu terrestre. Les valvées Valvata sp. occupent la deuxième place, évoquant un milieu de vie d’eau courante calme avec une végétation aquatique dense, milieu favorable à la Planorbine poilue Gyraulus albus (Müller, 1774) qui domine les planorbidés. Sur le plan taphonomique, on soulignera que la Bithynie commune Bithynia tentaculata est représentée par 734 opercules contre seulement 37 coquilles. Ce déficit de coquilles indique que c’est surtout l’opercule, nettement plus robuste que la coquille, qui a survécu. On en conclut que les mollusques n’ont pas été sédimentés in situ, et qu’ils ont été charriés par l’eau et déposés sur la berge lors d’épisodes de crues.

4.3.3 ‑ L’unité stratigraphique 11 (US11)

28La malacofaune composée de 1638 individus est presque exclusivement constituée d’espèces aquatiques. On retrouve en tête les bithynies Bithynia sp. avec exclusivement des opercules pour les deux espèces. On assiste à une augmentation de la proportion de la Planorbe naine Anisus vorticulus (Troschel, 1834) qui est caractéristique des chenaux drainant les marécages dans une eau calme riche en végétation aquatique. La Planorbine à crêtes Gyraulus crista (Linnaeus, 1758) suggère un milieu semblable et ne tolère pas l’assèchement. La Planorbine cloisonnée Segmentina nitida (Müller, 1774) renvoie aussi vers un milieu riche en végétation aquatique avec une eau calme à immobile, elle est caractéristique des étangs.

4.3.4 ‑ L’unité stratigraphique 10 (US10)

29Les effectifs de mollusques sont faibles avec un total de 116 individus principalement aquatiques. La proportion de Bithynies Bithynia sp. recule tandis que la Patelline d’Europe Acroloxus lacustris (Linnaeus, 1758) voit ses proportions augmenter considérablement. Cette espèce fréquente des biotopes variés des eaux stagnantes aux marais, lacs ou encore les rivières à faible courant avec une préférence pour les eaux bien oxygénées et riches en végétation. Elle est capable de s’enfouir dans la vase et résiste ainsi à un assèchement prolongé. On assiste également à la hausse de la Planorbe tourbillon Anisus vortex (Linnaeus, 1758) qui exige une eau bien oxygénée avec un courant faible à végétation riche et de la Planorbe ombiliquée Bathyomphalus contortus (Linnaeus, 1758) qui affectionne également les milieux avec une densité élevée de plantes aquatiques. Ces deux taxons ne supportent pas la dessiccation de leur biotope. On notera également le développement de la population des Pisidiinae avec la Pisidie commune Pisidium amnicum (Müller, 1774) qui fréquente des milieux très variés avec des eaux vives et la Pisidie des rives Pisidium milium (Held, 1836) qui fréquente les étangs, les plans d’eau marécageux. La proportion de taxons amphibies supportant l’assèchement des plans d’eau augmente également.

4.3.5 ‑ L’unité stratigraphique 9 (US9)

30Dans ce niveau on retrouve une abondance de mollusques avec 2703 individus dominés par les taxons aquatiques et complétés par des taxons terrestres et amphibies. Les coquilles sont parfaitement conservées avec de nombreuses Pisidies Pisidium sp. et ostracodes en connexion. On soulignera ici l’équilibre des coquilles et des opercules des Bithynies Bithynia sp. renvoyant vers des organismes vivant in situ. La présence discrète de la Patelline des fleuves Ancylus fluviatilis (Müller, 1774) et d’une Nérite des rivières Theodoxus fluviatilis témoignent d’une connexion avec un cours d’eau rapide voire turbulent avec un apport par flottation. Le taxon majeur est la Planorbine poilue Gyraulus albus (Müller, 1774) accompagnée de la Planorbine à crêtes Gyraulus crista qui ne tolèrent pas l’asséchement et des valvées. Ce niveau contient la plus grande concentration de Planorbine cloisonnée qui affectionne les plans d’eau avec une végétation abondante (Glyceria sp. et Lemna trisulca) au sein de marécages. On notera ici l’apparition pour la première fois dans la séquence étudiée de la Pisidie chiendent Pisidium subtruncatum subtruncatum (Malm, 1855) qui fréquente des biotopes diversifiés dont les étangs et les lacs et elle est accompagnée de la Pisidie des gardons Pisidium henslowanum (Sheppard, 1823) qui ne tolère pas les eaux stagnantes.

4.3.6 ‑ L’unité stratigraphique 8 (US8)

31On assiste ici à une chute de la proportion de mollusques avec un changement brutal dans la composition qui devient dominée par les gastéropodes terrestres de milieux ouverts. Les taxons aquatiques sont dominés par la Planorbine cloisonnée Segmentina nitida, la Planorbe des fossés Anisus leucostoma (Millet, 1813) et des Limnées. La planorbe des fossés est caractéristique des mares boueuses s’asséchant l’été, biotope partagé avec la Planorbe commune Planorbis planorbis (Linnaeus, 1758) qui affiche ici ses fréquences les plus élevées de la séquence stratigraphique. Les gastéropodes terrestres sont largement dominés par la Veloutée rouge Pseudotrichia rubiginosa (Rossmässler, 1838) qui vit dans les débris végétaux se trouvant au niveau des laisses de crues et dont la répartition est restreinte au lit majeur des cours d’eau et plus spécifiquement aux berges ou plans d’eau qui s’y trouvent (Cuchérat & Demuynck, 2006).

4.4 ‑ Données archéologiques et chronologiques

32Le site a accueilli des activités de transformation de matériaux, de fabrication d’outils ou d’embarcations, de traitement de carcasses de gibier, d’exploitation de la ressource en bois, de chasse et de pêche (Leroy et al., 2017 ; Oueslati et al., 2020). Les indices de l’activité anthropique sont observés à différents niveaux de la stratigraphie. Les résultats préliminaires de l’étude typo technologique (Martial et al., 2017 ; Bruge, 2017) ont confirmé la présence de vestiges d’industries attribuables au Mésolithique et au Néolithique récent dans l’US12 et la base de l’US11, la majorité de la série lithique étant attribuable au Néolithique récent. Ces mélanges sont illustrés également par l’étude tracéologique (Baillet, 2017) qui montre clairement une hétérogénéité des états de surface pour toute l’industrie lithique siliceuse. Les artéfacts sont retrouvés en plus grande densité au sommet de l’US13 en arrière de la berge et à la base de l’US12 sur tout le site. On les retrouve également dans la partie inférieure de l’US11. Ils sont présents en moindre densité au sommet de l’US13 sur le tombant de la berge (fig. 5) et à la base du complexe tourbeux (C4). Des éléments isolés (tesson de céramique, os) sont également observés dans la tourbe. La partie supérieure de l’US9 et de l’US8 est contemporaine d’une occupation gallo‑romaine du site, datée par un tesson de dolium (US9) et des éléments céramiques des I^er et II^e siècles (quelques tessons de commune grise dans l’US8). Au moins un fossé est encore attribuable à cette occupation (Leroy et al., 2017).

33Les datations radiocarbone s’inscrivent dans une fourchette chronologique exclusivement néolithique, avec une distribution entre 6273 ‑ 5998 cal BP et 4783 ‑ 4420 cal BP (4324 ‑ 4049 et 2834 ‑ 2471 cal BCE ; tab. 3 et fig. 9), depuis le sommet de la formation C5 qui constitue le remblaiement supérieur du chenal jusqu’à la partie inférieure de l’US9. La phase de turfigenèse est courte et précède la chute ou l’abattage des chênes transformés en grume et parfois travaillés (n°16 à 14, dont bois‑pieu et ébauche de pirogue T3). Ces arbres sont plus vieux de 250 à 300 ans que les éléments, artéfacts et bois, issus du décapage de l’US12, dans laquelle ils reposent. Les datations sont conformes avec l’étude dendrochronologique menée par Y. Le Digol (Leroy et al., 2017). Les échantillons T1 et T3 ont été regroupés au sein d’une moyenne unique et ne comprennent aucun vestige ou traces d’aubier. De ce fait, les calculs situant le premier cerne daté de cette chronologie en ‑3675 et le dernier en – 3509 cal BCE donnent une datation post quem qui est qualifiée d’acquise au regard de sa bonne tenue sur la « Stuttgart A200 », principale courbe de référence pour la période. Par contre, la pirogue (fig. 3, pl. 1A) est façonnée dans un bois plus récent, contemporain de l’occupation principale du site.

34Le dépôt des US12 et 11 se réalise dans une fourchette comprise entre 5465 ‑ 5302 cal BP (3516 ‑ 3353 cal BCE ; n°13, fig. 9) et 4818 ‑ 4454 cal BP (2869 ‑ 2505 cal BCE, n°2). Ces datations convergent donc bien avec la chronologie culturelle indiquant une fréquentation continue ou répétée du site durant le Néolithique récent. Une plus grande précision est difficile à atteindre sans réserve, en raison de l’hétérogénéité des dépôts et de la mobilité des macrorestes (fragments de bois) datés au sein des US12 et US11, ce dont atteste le mélange relatif des datations radiocarbone issues du décapage de surface principalement. Le logiciel ChronoModel évalue la distribution de probabilité (95 %) des dates contenues dans l’US12 entre 3317 et 2932 cal BCE, en incluant la date n°2 (tab. 6), qui se distingue nettement des autres dates par son caractère plus récent, et entre 3351 et 3013 BCE en l’excluant, ce qui décale logiquement la distribution vers l’ancien. Prise isolément, la date n°13, en connexion stratigraphique, situe l’accumulation de la base de l’US12 vers 5400 cal BP (ca 3400 cal BCE), soit près de 200 ans avant le reste du dépôt (n°12 à 5200 cal BP). Si l’on distingue cette date n°13 du reste du dépôt, on peut définir une phase regroupant la base du dépôt (date n°13) et le reste de l’accumulation (dates 12, 11, 9, 6, 2). ChronoModel permet alors d’estimer le mode a posteriori de la durée de cette phase à 415 ans, s’abaissant à 373 ans si on exclut la date n°2. Quant à l’US11, elle s’inscrit à quelques années près selon les scénarii, entre 2976 et 2833 cal BCE, dans la dernière partie de l’occupation néolithique.

5 ‑ Interprétation

35Un scénario d’évolution du secteur est proposé (fig. 12). Il s’appuie sur les données locales délivrées par l’analyse des coupes stratigraphiques et de la malacofaune, et les résultats palynologiques, qui apportent une information plus régionale, intégrant l’amont bassin versant.

36Le soubassement du site (US13) est interprété comme un loess enrichi en particules de craie provenant de la vallée ou du versant et affecté ultérieurement par des processus d’hydromorphie. On peut lui trouver une correspondance dans le même contexte de transition versant‑vallée dans le sondage géologique S1 du BRGM situé 150 m à l’amont (fig. 2B), décrivant une unité similaire à l’US13. La base du versant serait ainsi empâtée par cette formation (US13) sur une épaisseur de 6 m à la hauteur du site, recouvrant un mètre de « sable fin vert boulant » porté par le substratum crayeux.

37La bordure sinueuse de la dépression est interprétée comme la berge de rive gauche d’un chenal méandriforme. Cette berge, bien marquée dans la topographie, n’a pas été retrouvée 150 m plus en aval dans les limites d’une prospection réalisée en 2020 (fig. 1B). La berge de rive droite n’a pas été identifiée. La profondeur de ce chenal dépasse 2,40 m sur le site (coupe 2, fig. 5). Par ailleurs, les deux sondages profonds SP21 (Leroy et al., 2016) et SP2 (Feray, 2012 ; fig. 2B), à seulement 10 et 20 m de l’extrémité sud du site, montrent un dépôt organique d’une épaisseur supérieure à 4 m et sont susceptibles, sans que la preuve ne soit établie, de caractériser le remblaiement de ce même chenal. Son gabarit serait alors de plus de 25 m de large d’ouverture et de plus de 4 m de profondeur. Sa présence conduit à envisager une phase d’incision (préboréale ?) en bordure de la plaine alluviale.

38L’évolution du site peut ensuite être différenciée en 4 phases principales, documentées de manière inégale.

5.1 ‑ Fin du comblement organo‑minéral de la bordure d’une dépression, remontée de la nappe, turfigenèse à la fin de l’atlantique et première occupation néolithique (usc6‑c5, usc4)

39Une première étape caractérise le comblement déjà avancé du chenal (fig. 12A). Le tombant de la berge de rive gauche est colmaté par des limons plastiques devenant nettement plus organiques vers le haut, ce que l’on peut interpréter comme la décantation de limons dans un plan d’eau de plus en plus présent sur le site. Cette évolution vers des dépôts plus organiques caractériserait une montée généralisée de la nappe d’eau vers 6273 ‑ 5998 cal BP (4324 ‑ 4049 cal BCE), alors que les hommes sont déjà présents sur le site, ce dont témoigne la présence de nombreux artéfacts retrouvés au sommet de l’US13 et à la base de la tourbe qui va se développer par la suite. La présence de gros artéfacts, liés à une activité de boucherie par exemple (omoplate d’auroch à plat), ou des bois ouvragés, permet d’éliminer l’hypothèse d’une migration à travers la tourbe et donc atteste de leur présence initiale au sommet des limons organiques associés à cette phase (pl. 3C). Cette phase d’occupation du site à la fin de l’Atlantique correspond chronologiquement au Néolithique moyen II régional (Bostyn et al., 2011).

40Cette séquence se clôt avec le développement d’une tourbe sur une période relativement courte durant l’Atlantique récent (fig. 12B). Le mode a posteriori de la durée de cette phase est en effet évalué à 121 ou 157 ans selon les scénarii traités avec ChronoModel (tab. 6). Elle contribue au comblement de la dépression et déborde légèrement la berge. Cette étape confirme la remontée de la nappe phréatique sur le secteur, conjointement avec une dynamique sédimentaire très réduite. La faible épaisseur du complexe tourbeux et son âge récent pourrait indiquer que cet épisode de turfigenèse correspond à la fin d’une phase voyant l’envahissement de nombreux fonds de vallée du bassin de la Somme et de l’Escaut depuis le Boréal jusqu’à la fin de l’Atlantique (Antoine, 1997 ; Boulen et al., 2014 ; Deschodt, 2014). La position marginale et topographiquement haute du site, au contact versant‑vallée, expliquerait la faible épaisseur du dépôt, assimilé au toit de cette formation tourbeuse progressant vers les bords de la vallée, et également son âge récent.

41Les données palynologiques et malacologiques les plus anciennes ne sont pas directement corrélables avec cette évolution car issues d’un échantillon prélevé dans un secteur éloigné du chenal, près de la pirogue (figs. 3 & 9). Il caractérise le toit perturbé de l’US13 (US13b) et définit la zone pollinique 1 (éch 19 et 20, fig. 8). Le paysage semble relativement ouvert, marqué par l’importance des ligneux héliophiles (Corylus et Betula) et de l’aulnaie qui se développe localement, tandis que la chênaie mixte à Quercus, Ulmus et Tilia est plus discrète. Par ailleurs, l’aulnaie recule au cours de la zone, conjointement à une augmentation des essences forestières (qui est également observée si l’aulne est exclu de la somme). Ce petit développement de la chênaie pourrait être la conséquence d’une baisse de la pression anthropique sachant que l’activité humaine, certes perçue de façon peu conséquente par les indices polliniques d’anthropisation (IPA), est bien présente. Il est également à noter que la flore hydro‑ et hygrophile demeure encore ici très discrète. Les malacofaunes évoquent une ambiance locale humide, où la matière organique est abondante. Les faunes sont en partie amenées par flottaison à l’occasion de crues peu actives (courants lents).

5.2 ‑ Une nouvelle dynamique d’a‑luvionnement, une période de crise hydrologique et une présence récurrente des hommes sur le site au début du subboréal (USC3, USC2, US12, US11)

42Cette phase marque une évolution majeure de l’alluvionnement sur le site. Le dépôt d’un limon argileux (C3) recouvrant la tourbe et débordant de quelques mètres la berge du paléochenal dans la partie orientale du site signe le début d’une phase détritique (fig. 12C). On retient l’hypothèse d’une évolution vers un nouveau système fluvial chenalisé et l’occurrence d’inondations contribuant au dépôt des limons de débordement. Cette évolution est proposée par Deschodt (2014) sur le site voisin de Fresnes‑sur‑Escaut, 30 km plus en aval ainsi que par Antoine (1997) dans la vallée de la Somme.

43Le niveau discontinu et à poches contenant les granules de craie et rhizoconcrétions carbonatées est ainsi associé à une phase de forte activité hydrologique, érodant principalement le sommet des formations déjà en place, dans le paléochenal et surtout à l’intérieur du site. Les courants érodent l’US13 et le complexe tourbeux, accumulant un ensemble d’éléments, granules de craie, rhizoconcrétions carbonatées et malacofaunes brisées, présents dans les couches déjà en place ou ramenés sur le site des environnements proches. Il n’y a trace d’aucun dépôt sédimenté sur le toit de l’US13 dans la partie située en arrière de la berge, en dehors de la couche C3. C’est un argument pour considérer que les flux hydriques peuvent le balayer dorénavant dans son intégralité, ce qui ne semblait pas le cas auparavant, sauf à envisager un décapage de presque tout le site (C3 résiduel) à l’occasion de cette phase de forte activité hydrologique. Elle prend place après le dépôt de la tourbe, soit après 5845 ‑ 5591 cal BP (3896 ‑ 3642 cal BCE) et avant, mais aussi en même temps que le début du dépôt de l’US12, autour de 5000 cal BP. Cette phase est documentée par la palynologie.

44A partir du dépôt de l’US12 (fig. 12D), le site va être alluvionné sur toute sa surface. Le nivellement topographique avancé du site favorise probablement l’incursion des flux d’inondation vers le versant. L’US12 est un limon organique qui connait de fréquentes variations de faciès et d’épaisseur. Une étude sommaire et qualitative à la loupe binoculaire des macrorestes contenus dans cette couche montre l’incorporation d’éléments très diversifiés, qui laissent penser à des apports lors des inondations (pl. 2A). Les flux de débordement amènent des éléments fins issus de la proximité du site ou/et brassent des éléments in situ qui sont incorporés à la matrice limoneuse (granules de craie, fragments de bois flottés, rhizoconcrétions, malacofaunes). Le dépôt s’accumule dans un premier temps dans le paléochenal, vers 5400 cal BP (date n°13), soit près de 200 ans avant le dépôt observé en arrière de la berge (date n°12). Par ailleurs, la partie inférieure du niveau correspond à la phase de fréquentation principale du site par les néolithiques. On peut ainsi penser que les activités humaines de bord d’eau se poursuivent dans un contexte d’inondations sporadiques qui engendrent l’accumulation ou l’érosion de sédiments formant à terme une mosaïque de dépôts assez hétérogènes. Le sommet de la couche, pour partie érodé en poches (C2), marquerait un fort hydrodynamisme épisodique sur la période. La présence d’un limon travertineux accompagnant localement ce dépôt (C2) plaide pour des écoulements de surface en lien avec un niveau de nappe toujours élevé. L’étude de la malacofaune confirme l’existence d’un environnement palustre régulièrement alimenté par des courants de crues. L’approche taphonomique réalisée sur le degré de conservation des opercules et des coquilles de bithynies Bithynia sp. montre aussi que les mollusques n’ont pas été sédimentés in situ, mais qu’ils relèvent de dépôts de crues.

45L’US11 est encore un limon organique déposé dans ce contexte de bord de plaine humide et marécageux, mais sans traces visibles de phénomènes érosifs. L’assemblage malacologique décrit bien une combinaison de mollusques apportés par les crues mais également développés in situ, renvoyant à un environnement d’eau calme, de type étang ou à des chenaux en eau permanente, dans un contexte marécageux.

46Les US12 et US11 s’inscrivent dans la zone pollinique 2 (éch 18 à 5, USC2, US12 à 10 et base US9). Elle est caractérisée par une augmentation de la chênaie, où les premiers Fagus sont maintenant recensés, ainsi qu’une diversification des héliophytes, témoignant du développement de haies, lisières… Les essences forestières marquent deux légers reculs ponctuels sur les niveaux considérés. Le premier, enregistré par l’échantillon 17 (USC2), profite à une petite expansion de Corylus, essence héliophile et pionnière. Le second, échantillon 15 (US12), est en relation avec une augmentation des hydro‑ et hygrophytes, parallèlement à un petit développement de l’aulnaie, témoignant de conditions plus humides. Par ailleurs, sur la base des IPA, trois sous‑zones ont pu être distinguées. Ainsi, dans un premier temps (zone 2a), l’enregistrement de l’activité humaine est équivalent à celui perçu dans la couche précédente. Dans la zone 2b, si le témoignage d’une activité est toujours présent de par le cortège de plantes rudérales qui perdure, les céréales ne sont plus enregistrées que dans un seul échantillon. En revanche, l’activité agricole est de nouveau régulièrement perçue en 2c, à laquelle se rattache le sommet de l’US11. Enfin, la présence de microalgues, dans l’US11 est en accord avec les observations sédimentaires qui les définissent comme des limons d’inondation.

47La partie inférieure du niveau livre de nombreux artéfacts témoignant encore de la fréquentation du site. Les grumes de chêne sont progressivement ensevelies par les alluvions. L’ébauche de pirogue (T3) étant presque recouverte par l’US11, on en déduit qu’elle fut ouvragée durant la phase D (fig. 12) et le dépôt de l’US12. Comme les autres grumes, le bois de chêne utilisé est plus vieux de quelques siècles que la phase d’occupation du Néolithique récent, contrairement à la pirogue exhumée au nord du site, dont l’âge la situe au plus tard de la fréquentation néolithique.

5.3 ‑ Un milieu plus aquatique, abandon de la fréquentation du site (US10, US9)

48L’alluvionnement se poursuit au cours du Subboréal, mais on constate une certaine évolution dans l’environnement de dépôt, la part détritique des apports devenant progressivement plus importante, au détriment des apports organiques, de l’US10 de transition à l’US9 (fig. 12E). Cette évolution a lieu au cours du Subboréal, après 4860 ‑ 4626 cal BP (2911 ‑ 2677 cal BCE, n°4), alors que le site ne livre plus de traces d’occupation. Si la nature du dépôt évolue, les vitesses de sédimentation restent relativement faibles et diminuent même au cours de cette période. Elles sont de l’ordre de 9 cm par siècle pour la période identifiée du Néolithique récent, soit de la base de l’US12 à la partie inférieure de l’US9 dans le secteur de la berge, mais elles ne dépassent pas ensuite 1 cm par siècle jusqu’à l’époque gallo‑romaine (partie supérieure de l’US9), sans que l’on puisse pour autant identifier de hiatus sédimentaire à travers la lecture des coupes stratigraphiques.

49L’examen de la proportion des coquilles et des opercules des bithynies Bithynia sp. montre un rapport équilibré de ces deux éléments dans les US10 et US9, renvoyant vers des organismes vivant in situ. Ces deux niveaux se distinguent aussi par la présence de nombreuses Pisidies Pisidium sp. et Ostracodes avec les valves encore fermées et des coquilles très bien conservées pour les autres taxons. Cela implique que lors de la formation de ces deux unités stratigraphiques, le milieu était au moins partiellement aquatique, avec des plantes hydrophiles et une végétation terrestre propice aux espèces amphibies. Plus précisément, la malacofaune de l’US10 décrit un milieu complexe marécageux, où les plantes aquatiques sont abondantes, mais avec des marqueurs d’eau bien oxygénées, signant une circulation d’eau animée par de faibles courants. Par ailleurs, le recul des effectifs de mollusques et la présence d’un mélange de taxons amphibies et de taxons ne supportant pas l’assèchement de leur milieu de vie indiquent une dégradation biologique relative du milieu aquatique avec la possible combinaison d’une malacofaune issue de plans d’eau renouvelée à végétation aquatique dense et d’une malacofaune issue de mares temporaires. L’influence des apports par inondation du fleuve n’est plus perceptible à ce stade. Ce n’est plus exactement le cas au cours du dépôt de l’US9 qui marque une évolution vers un milieu toujours plus aquatique, des eaux calmes avec une végétation riche, et une probable connexion avec un cours d’eau dynamique, attestée par des taxons rhéophiles amalgamés par flottation. Cette dynamique induit une très bonne qualité d’eau renouvelée. Par ailleurs, la faune terrestre témoigne d’une influence du milieu palustre, avec des indices significatifs d’ouverture du milieu terrestre.

50L’US10 et la partie inférieure de l’US9 appartiennent encore à la zone pollinique 2 déjà évoquée. La base de l’US10 (échantillon 7) enregistre le troisième et dernier recul ponctuel des essences forestières, qui semble de nouveau plus profiter aux héliophytes. La présence de microalgues est également constatée. L’interprétation des échantillons de la zone 3 (échantillons 4 à 2, partie supérieure de l’US9 et base de l’US8) est sujette à caution du fait d’une moins bonne conservation du matériel sporo‑pollinique. La partie supérieure de l’US9 définit la sous‑zone 3a, où les spectres montrent un recul de l’ensemble des formations ligneuses (ripisylve, héliophiles et chênaie), parallèlement à un développement d’une prairie humide.

51Le caractère plus aquatique du site pourrait être un des éléments d’explication de l’abandon de sa fréquentation par l’homme, déplaçant légèrement ses activités vers le versant.

5.4 ‑ Une phase d’exondation et d’occupation du sol (gallo‑romain, US8)

52La dernière étape prise en compte concerne le dépôt de l’US8, ensemble organo‑minéral assimilé à un niveau de sol, qui marque ainsi à nouveau un changement dans l’environnement local. Les apports détritiques se poursuivent néanmoins, l’épaisseur de la couche variant entre 10 et 30 cm pour une durée difficile à appréhender avec précision (fig. 12F). La nappe d’eau est probablement toujours très présente, le niveau restant carbonaté sur toute son épaisseur. Un fossé s’ouvre dans cette couche et des traces d’occupation gallo‑romaine y sont reconnues (Feray, 2012).

53Les malacofaunes décrivent également une évolution environnementale rapide, d’un milieu à dominante aquatique vers un milieu terrestre, ponctué de petits plans d’eau temporaires. L’apport des gastéropodes terrestres, qui sont par ailleurs très discrets tout au long de la séquence à l’exception de l’US8, réside dans la présence d’indices nets d’ouverture du milieu à l’échelle locale, à partir de l’US9 et surtout pour l’US8.

54L’analyse palynologique corrobore pour partie cette évolution. En zone 3b, l’état de conservation de l’échantillon 2 est tel que son spectre pollinique ne peut en aucun cas prétendre à être représentatif de quoi que ce soit. La zone 4 (échantillon 1, US8) témoigne d’un fort recul des ligneux, non pas devant une pression anthropique, qui se maintient, mais du fait d’une végétation de milieu humide. Les microalgues y sont d’ailleurs de nouveau présentes. Les échos de la formation forestière sont maintenant ceux d’une chênaie/hêtraie.

6 ‑ Discussion

6.1 ‑ L’enregistrement complexe des activités humaines

55Le site archéologique de Bouchain est constitué par une nappe de vestiges d’âges différents, du Mésolithique au Néolithique récent, fossilisés dans des couches de limons d’origine alluviale, déposés ou/et remaniés lors d’épisodes de crues identifiés au Néolithique récent. Dans ce contexte, l’activité du fleuve a pu engendrer des déplacements d’artéfacts et remanier d’éventuels dépôts sédimentaires plus anciens. La fréquentation du site a sans doute aussi contribué à perturber le dépôt, ne serait‑ce que par le piétinement des hommes ou la mise en place d’aménagements sporadiques permettant l’accès au plan d’eau, contribuant ainsi aux conditions taphonomiques particulières du site. Pour autant, les datations radiocarbone et l’analyse palynologique définissent une chronologie cohérente centrée sur la période du Néolithique récent, indiquant que les US12 jusqu’à la base de l’US9 constituent le bilan sédimentaire de processus attribuables à cette période.

56Les dépôts constituant l’US12 ont permis la conservation in situ ou avec un déplacement limité d’artéfacts en bois ou en matières animales. La majorité des bois constituants l’échantillon exhaustif réalisé durant les campagnes de 2018 et 2019 porte des traces de façonnage, de débitage ou de coupe. Les bois liés à la construction dominent largement, que ce soit pour le besoins de la navigation (éclats, éclisses, épaves…) ou de l’architecture (pannes, chevrons, perches, pieux…). Ces bois reflètent une exploitation intense de la ressource forestière rivulaire. Ils indiquent également la proximité de l’habitat. La bonne conservation des vestiges ligneux ne reflète pas ici le mélange observé des industries lithiques précédant l’occupation du Néolithique récent.

57La faible structuration archéologique du site de Bouchain est de nature à renforcer l’idée d’une zone en marge d’un habitat que l’on pourrait supposer occuper le versant proche. Les quelques aménagements ténus (piquets, pieux isolés) ne suffisent pas à envisager pour le moment de véritables aménagements de berges, de circulation ou de bâtiments. Des contextes de cette nature et chronologiquement comparables ont pu être abordés sur des sites régionaux comme à Houplin‑Ancoisne (Nord) (Praud et al., 2015) ou La‑Croix‑Sainte‑Ouen (Oise) (Talon et al., 1995) sans atteindre un tel degré de conservation et de concentration. Sur le site d’Houplin‑Ancoisne (vallée de la Deûle), le mélange d’industries mésolithique à néolithique final dans les mêmes couches sédimentaires amène déjà Martial & Cayol (2015) à évoquer la difficulté de travailler sur un assemblage lithique issu « d’un contexte fluviatile archéologiquement non structuré », fréquenté sur le long terme et sujet aux remaniements naturels et anthropiques. Le site de Bouchain illustre la complexité des enregistrements dans la vallée de l’Escaut amont qui, à ce jour, ne permet pas de proposer de modèle particulier. Le Tardiglaciaire et l’Holocène ancien restent notamment archéologiquement peu documentés malgré la présence d’indices d’occupation parfois conservés en place dans la plaine alluviale (e.g. Leroy, 2013). Plus en aval, en Belgique, des occupations bien conservées de la fin du Paléolithique et du Mésolithique ont été fouillées récemment dans un contexte sédimentaire comparable (Vandendriessche, 2019).

6.2 ‑ un nouvel eclairage des donnees palynologiques regionales pour la periode neolithique

58La quasi‑totalité de la séquence pollinique étudiée se rattache au Néolithique, et en particulier au Néolithique récent (figs. 8 & 9) ; seuls les quatre échantillons supérieurs sont potentiellement plus récents, dont trois échantillons peu ou pas fiables (zone 3) et le dernier, attribué à la période romaine. Aussi, au cours de l’ensemble des dépôts néolithiques, la grande homogénéité des résultats polliniques témoigne de peu de changements dans la végétation environnante et son anthropisation, si ce n’est, au cours de la zone 1, un recul de l’aulnaie locale qui permettra une meilleure perception de la chênaie mixte qui se développe sur les versants et un témoignage de rejets anthropiques moindres durant la zone 2b. D’un point de vue chronologique, ces enregistrements succèdent aux données locales obtenues à Valenciennes « le Vignoble » (Boulen et al., 2014) ‑qui couvraient l’Atlantique ancien et s’arrêtaient au Néolithique moyen‑ et viennent largement amender la synthèse régionale réalisée sur le bassin de l’Escaut (Salavert et al., 2018), en particulier pour la période la moins bien représentée dans le corpus, tant pollinique qu’anthracologique, soit la phase régionale 3.0. Les résultats de Bouchain apportent donc un nouvel éclairage sur les données régionales pour la période Néolithique.

59La composition de la strate arborée se retrouve dans ce qui y avait été mis en évidence, à savoir une forte implantation de l’aulnaie locale avec toutefois une bonne représentation d’une chênaie mixte sur les versants. En revanche, quoiqu’encore sporadique et en de très faibles taux (inférieurs à 1 %), Fagus (le hêtre) est ici enregistré, alors que sa présence n’était attestée, toujours de manière sporadique, qu’au cours de la phase suivante, correspondant à la phase chrono‑culturelle du Deûle‑Escaut (de 2900 à 2200 cal BCE).

60Pour ce qui concerne les indices d’activité anthropique, ils sont encore très faibles, malgré la présence in situ des occupations néolithiques ; en l’occurrence, les taux n’y sont pas plus conséquents que dans les niveaux où aucune occupation n’avait été attestée à proximité.

61Enfin, localement, les lieux semblent moins envahis par la végétation hydro‑ et hygrophile qu’à Valenciennes, qui se situe un peu plus en aval. Si celle‑ci se développe légèrement dans la zone 2, il faudra attendre la fin de la séquence (zone 4, période romaine) pour voir une prairie humide, voire une roselière, prendre de l’importance.

6.3 ‑ Une trajectoire fluviale qui participe d’une même histoire (extra)régionale

62Le site de Bouchain s’inscrit pleinement dans une histoire régionale de l’évolution des fonds de vallées du bassin de l’Escaut et plus généralement du Nord de la France (Seine, Somme), mais avec ses spécificités et ses limites (fig. 13). Le chenal longeant le site pourrait illustrer la phase majeure d’incision observée en région au début du Préboréal, sous la forme d’un système fluviatile à méandres. C’est le cas dans la vallée de la Somme (Antoine, 1997 ; Antoine et al., 2003) ou dans la vallée de l’Escaut, 30 km à l’aval du secteur d’étude (Deschodt, 2014). Cette proposition reste néanmoins hypothétique, car elle est conditionnée par la seule présence d’une partie de la berge de rive gauche de ce chenal, dont le gabarit reste indéterminé. L’ampleur supposée du bras (cf para. 5) conforte ce postulat, plutôt que d’envisager l’hypothèse d’un petit chenal latéral repoussé par la tourbière contre le versant, tel qu’observé par Antoine (1997) dans la vallée de la Somme.

63L’envahissement organique des vallées est observé dès le Préboréal, pour atteindre son paroxysme au cours de l’Atlantique (Antoine, 1997 ; Antoine et al., 2003 ; Pastre et al., 1997, 2002 ; Meylemans et al., 2013 ; Deschodt, 2014). Il traduit une augmentation de l’humidité engendrant une remontée de la nappe depuis les chenaux les plus profonds en direction des versants. Dans la vallée de l’Escaut, sur le site de Rouvignies‑Haulchin, 10 km en aval de Bouchain, la turfigenèse prend fin vers 5800 cal BCE (Deschodt, 2014). La tourbe est en fin de croissance sur le site de Valenciennes‑le Vignoble, à 17 km à l’aval de Bouchain, vers 4300 cal BCE (Deschodt, 2014). Sur le site de Bouchain, la phase du comblement organique est plus tardive (4028 ‑ 3725 cal BCE, tab. 6) et se développe sur un laps de temps court (ca 340 ans). On l’explique par la position du site en marge de la plaine alluviale, qui n’enregistre alors que la phase terminale et sommitale de l’extension de la tourbe depuis le fond de vallée.

64Le passage à une sédimentation en partie détritique et affectant tout le site conforte l’idée d’un changement majeur et pérenne de la dynamique fluviale vers une chenalisation des écoulements. La base de la tourbe constitue une date post‑quem du fonctionnement du chenal de Bouchain, avant 4046‑3804 cal BCE (n°17), compte non tenu des dépôts limono‑argileux qui le comblent déjà (avant 4324‑4049 cal BCE, n°20). Les premiers apports de limons d’inondation en lit majeur et donc sur le site de Bouchain sont associés essentiellement au dépôt de l’US12, à partir de 3516‑3353 cal BCE (n°13). On peut en déduire la mise en place d’un système chenalisé dans la plaine alluviale après le développement de la tourbière et avant le dépôt de l’US12, soit approximativement au milieu du 4^e millénaire avant notre ère. Cette proposition est cohérente avec les résultats de Deschodt (2014) sur le site voisin de Rouvignies‑Haulchin, qui place l’incision d’un chenal méandriforme entre 6962 ± 72 BP (ca 5800 cal BCE) et 4064 ± 49 BP (ca 2750 cal BCE). Les apports détritiques grossiers (C2) sont associés à des épisodes de forte activité hydrologique enregistrés pendant le dépôt de l’US12. Ils sont synchrones d’une crise morphologique d’ampleur régionale, culminant autour de 3000 cal BCE. Elle est décrite selon les sites considérés par un fort détritisme, l’incision des réseaux hydrographiques, des érosions, en lien avec une humidité croissant au cours du 4^e millénaire et les conséquences de la néolithisation (Boulen et al., 2014 ; Deschodt, 2014 ; Praud et al., 2015). La contrainte climatique est ici privilégiée, eu égard à la stabilité des paysages observée depuis l’Atlantique récent en région (Berger et al., 2018) et à l’échelle du site. La chênaie mixte occupe durablement les versants et la présence de l’homme est peu marquée sur la période. Cette phase de métamorphose des cours d’eau et d’apports détritiques détermine une bipartition majeure de l’Holocène observée à l’échelle des systèmes fluviaux du nord‑ouest et de l’est européen (Notebaert & Verstraeten, 2010).

65Un autre constat est la faiblesse de l’accumulation détritique entre la fin du Néolithique récent et l’Antiquité, l’ensemble du bilan sédimentaire étant constitué par une partie de l’US9, 20‑30 cm pour une période longue d’au moins 2500 ans. L’absence de figures d’érosion laisse penser à une lacune sédimentaire. On retrouve là encore une forte analogie avec le site d’Haulchin‑Rouvignies, où les alluvions d’âge gallo‑romain reposent directement sur la tourbe atlantique (Deschodt, 2014). Ce hiatus est expliqué par l’incision conséquente du lit mineur dans son fond de vallée qui resterait ainsi à l’abri des inondations. On peut aussi considérer que de faibles apports détritiques contribuent à justifier cette faible sédimentation hors du chenal. Pour autant, cette dynamique n’est pas synchrone avec le Bas‑Escaut où une augmentation des dépôts d’inondation stockés en plaine alluviale est observée vers 3800 cal BP (Meylemans et al., 2013). Les apports détritiques hors chenal s’observent à l’époque gallo‑romaine dans le bassin versant de l’Escaut. Une période de forte activité est soupçonnée au II^e siècle CE, mais les apports massifs débutent à l’époque médiévale, fruit d’une forte déstabilisation anthropique des versants (Deschodt, 2014). Le site de Bouchain ne contribue pas à renseigner correctement ces périodes plus récentes. Un niveau de sol gallo‑romain assez épais, jusqu’à 30 cm, marque la poursuite d’un alluvionnement modéré et un second niveau de sol de marais se met en place à l’époque médiévale. Les indices d’une forte contribution détritique ne sont donc pas présents, mais la partie supérieure de la stratigraphie (environ 1 m d’épaisseur) n’est pas facilement exploitable, le site ayant fait l’objet d’aménagements massifs à l’époque moderne (fortifications) et contemporaine.

7 ‑ Conclusion

66Le site de Bouchain conforte la connaissance de l’évolution holocène de la vallée de l’Escaut français et s’insère de manière cohérente dans une histoire régionale commune au bassin versant. Il renseigne une période encore peu explorée dans le Nord de la France, le Néolithique récent. Le site est en effet l’objet d’une fréquentation par l’homme pour des activités liées à l’exploitation du milieu naturel (chasse, pêche, travail du bois, construction navale...) comme l’attestent les nombreux éléments d’armement, l’outillage et les restes fauniques en relation avec la prédation durant cette période. Les traces d’occupation disparaissent ensuite jusqu’à l’époque romaine. Plusieurs étapes majeures sont identifiées : a/ une première phase d’incision (préboréale ?), encore hypothétique, est associée à l’ouverture du chenal longeant le site, b/ la fin d’une phase de turfigenèse dans la dernière partie de l’Atlantique est constatée, c/ le site est ensuite recouvert dans son intégralité par des dépôts d’inondation limono‑organiques. On en déduit une phase d’incision majeure dans la plaine alluviale conduisant à la mise en place d’un nouveau système chenalisé dans la deuxième partie du 4ème millénaire avant notre ère, concentrant les écoulements et favorisant cette dynamique d’inondations, d/ une période marquée par des apports détritiques grossiers (C2) associés à des épisodes de crues est ensuite repérée autour du 3^e millénaire avant notre ère, faisant écho à une crise morphologique d’ampleur régionale, e/ l’alluvionnement se poursuit mais avec une faible intensité jusqu’à l’époque gallo‑romaine. L’étude malacologique en cours témoigne de la prévalence d’une ambiance aquatique, soit sous la forme d’inondations soit par l’installation permanente ou temporaire de plans d’eau vers la fin de la séquence stratigraphique qui s’achève à l’époque romaine avec un paysage ouvert ponctué de mares boueuses temporaires. L’analyse palynologique, qui couvre principalement le Subboréal, montre une certaine stabilité de la végétation durant la période. Le paysage végétal est caractérisé par une aulnaie qui se développe en plaine alluviale et une chênaie mixte qui occupe les versants, tandis que les indices polliniques d’activité humaine, quoique très discrets malgré la proximité de l’occupation, sont perçus de façon continue.

67Cette étude a permis de dégager les principes généraux de l’édification du site, en identifiant les grandes étapes de sa construction et de son environnement. Le caractère discontinu des enregistrements sédimentaires et la taphonomie complexe des vestiges archéologiques en limitent encore la portée documentaire. Les analyses en cours se poursuivent et contribueront à enrichir cette connaissance.