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Le site néolithique de Rouazi à Skhirat (Maroc) : contexte stratigraphique et évolution morphodynamique de son environnement littoral

The Neolithic Site of Rouazi (Skhirat, Morocco): Stratigraphic Context and Morpho-Dynamic Evolution of Its Littoral Environment
Jean‑Pierre Texier, Jean‑Paul Raynal, David Lefèvre et Jean‑Pierre Daugas
p. 239-247

Résumés

Le site de Rouazi à Skhirat a livré un vaste ensemble funéraire ainsi que les vestiges d’un habitat qui témoignent d’un important peuplement de la Meseta côtière marocaine dès le Néolithique moyen. Les travaux géologiques dont il a fait l’objet ont permis de préciser le contexte stratigraphique de cette occupation humaine, de décrire l’environnement dans lequel elle s’est produite et de mettre en évidence l’évolution morphodynamique holocène de ce secteur littoral. Ils montrent notamment que l’installation néolithique s’est effectuée au cours d’une période de relative stabilité du trait de côte, dans la partie supérieure d’un estran ou arrière plage, à proximité de l’embouchure d’un cours d’eau à chenaux tressés. Cette zone littorale a enregistré trois principales phases évolutives holocènes. Celles-ci correspondent d’abord à une remontée rapide du niveau de la mer jusqu’à environ 7000 BC, puis à une stabilisation de la ligne de côte grâce à un taux de sédimentation important, d’environ 7000 ans cal BC à moins de 2500 ans cal BC, et, enfin, à un abaissement relatif du niveau de la mer par rapport au continent. Cette évolution générale va probablement de pair avec un soulèvement de la zone étudiée et un basculement vers le sud du panneau structural sur lequel elle se situe.

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Texte intégral

Ces travaux ont été conduits dans le cadre de la coopération franco-marocaine en matière d’Archéologie et financés par le ministère des Affaires étrangères dans le cadre de la Mission Préhistorique et Paléontologique Française «Littoral Maroc». Les traductions en anglais ont été revues par le professeur D. Grayson (Univ. de Washington, USA) que nous remercions vivement. Nous remercions également l’Institut National des Sciences de l’Archéologie et du Patrimoine de nous avoir donné l’autorisation de publier ces résultats (autorisation n° 1-07/08) ainsi que les deux relecteurs de la revue dont A.Weisrock qui nous ont permis d’améliorer le contenu de cette publication.

1 - Introduction

1Le site de Rouazi à Skhirat a été découvert en 1979 pour les vestiges paléontologiques et 1980 pour la nécropole par une équipe de coopérants français amateurs d’archéologie (M. Cahuzac, J. Collina‑Girard, M. Dufour et J.-L. Lesage) tout d’abord à la faveur de l’érosion marine, puis en raison de l’ouverture d’une exploitation de sable. À l’instigation de A. Debénath, alors responsable de la Mission Préhistorique et Paléontologique Française au Maroc, une fouille de sauvetage mise en œuvre par le ministère des Affaires culturelles [Service national de l’archéologie devenu depuis Institut National des Sciences de l’Archéologie et du Patrimoine (INSAP, Hay Riyad, Rabat Instituts, Madina al Irfane, Rabat] a été conduite de 1982 à 1984 par J.-P. Daugas (MPPF) et par F.‑Z. Sbihi-Alaoui (Institut National des Sciences de l’Archéologie et du Patrimoine).

2L’ensemble funéraire a été partiellement fouillé sur une superficie d’environ 900 m2 et a livré quatre vingt treize sépultures ainsi que huit dépôts mobiliers. Soixantedouze tombes comprenaient un matériel funéraire: centre trente deux vases, trente haches polies, quatorze éclats de silex, trente deux objets en os, sept pièces en ivoire d’éléphant, une parure de plusieurs milliers de rondelles d’œuf d’autruche, un vase monolithe en dolérite et deux meules dormantes. Cet ensemble, qui illustre un important peuplement de la Meseta côtière dès le début du Néolithique moyen, constitue à ce jour l’ensemble anthropologique et céramique le plus conséquent du Maroc atlantique septentrional (Daugas, 2002; Daugas, Sbihi-Alaoui, Lacombe et al., en préparation; Lacombe, 2001; Lacombe, 2004; Lacombe & Daugas, 1988; Lacombe et al., 1990).

3Les travaux géologiques réalisés dans ce site-clé, situé à 25 km au sud de Rabat (fig. 1A), avaient pour but principal d’en préciser le contexte stratigraphique et paléoenvironnemental. Ils ont en outre été l’occasion de tenter de mettre en évidence l’évolution morphodynamique de ce secteur du littoral atlantique marocain dont l’instabilité tectonique a été soulignée par plusieurs auteurs (Griboulard, 1983; El Foughali & Griboulard, 1985; Griboulard & Prud’homme, 1987).

Fig. 1: Localisation géographique du site de Rouazi sur une carte à petite échelle (A) et sur un extrait de la carte topographique à 1/ 50 000 de Bouzniqa (B).

Fig. 1: Localisation géographique du site de Rouazi sur une carte à petite échelle (A) et sur un extrait de la carte topographique à 1/ 50 000 de Bouzniqa (B).

Sur cette dernière sont également indiqués la localisation des principaux éléments morphologiques mentionnés dans le texte: cordon littoral externe (CL1), oulja, cordon littoral interne (CL2), crique d’Oulad Bou Barka.

2 - Le cadre morpho-stratigraphique

4Le gisement est localisé immédiatement au nord de l’embouchure de l’oued Cherrat, sur sa rive droite (fig. 1B). Il est inclus dans un cordon littoral faiblement consolidé (CL 1) qui borde la plage actuelle et culmine à 9 m NGM (fig. 2). En arrière, vers l’est, on trouve successivement une oulja nappée de sables brun rouge (fig. 2) puis, un autre cordon littoral (CL 2) présentant un degré de consolidation très important. [«Une oulja,…, peut être définie comme une gouttière parallèle au trait de côte, dont elle est séparée par un cordon dunaire alors que, vers l’intérieur, elle se trouve limitée par une falaise morte plus ou moins élevée.» (Weisrock & Fontugne, 1991).]Un puits creusé dans le fond de l’oulja a permis d’observer successivement sous les sables brun rouge de couverture (fig. 2 et 3):

  • une croûte calcaire complexe K (0,8 m) puis,

  • une calcarénite massive CM (1,8 m) contenant desgalets de quartzite épars; sa partie supérieure présente une structure alvéolaire (CV); elle passe graduellement vers le bas à

  • une calcarénite grossière CGL à galets et graviers dequartzite (1,6 m), montrant un litage plan parallèle faiblement incliné vers la mer; sa base est érosive et comporte des marmites comblées de graviers;

  • une autre biocalcarénite CGL à texture grossière (1m) et présentant une organisation identique à la précédente (litage sub-horizontal); cette dernière assise repose sur des quartzites vertes cambriennes par l’intermédiaire d’une surface d’érosion comportant des marmites.

5Au droit du site, l’estran comprend deux parties distinctes (fig. 2): une partie haute sableuse et une partie basse essentiellement rocheuse, façonnée dans d’anciennes formations intertidales faiblement consolidées (M 1). Ces dernières forment des bancs d’épaisseur décimétrique et sont constituées de sables bioclastiques présentant un litage plan légèrement incliné vers la mer; elles contiennent des galets de quartzites qui deviennent très abondants au voisinage de l’embouchure de l’Oued Cherrat. Les sables de la partie haute de l’estran proviennent du remaniement du cordon littoral le plus externe (CL1) dans lequel les hautes mers occasionnent des sapements et des éboulements.

6Deux kilomètres plus au nord, au niveau de la petite crique d’Oulad Bou Barka (fig. 1B), le dispositif morphologique varie quelque peu (fig. 4). En effet, l’estran est ici constitué de deux platiers étagés: l’un est situé au niveau actuel de la mer, l’autre 1,5 m à 2 m plus haut. Ils ont été façonnés dans des formations dont l’évolution diagénétique et la consolidation sont beaucoup plus poussées que celles des dépôts M1. Ces formations consolidées (M2) correspondent également à d’anciens dépôts intertidaux; il s’agit de biocalcarénites contenant des galets épars et présentant un litage plan faiblement incliné vers la mer. En outre, sur le platier supérieur, des dépôts sablo-argileux rougeâtres, consolidés et massifs (C) recouvrent en discordance les formations M2.

7Comme celles-ci, ils ont été lapiazés lors du façonnement du platier supérieur (fig. 5). Des croûtes calcaires zonaires, d’épaisseur millimétrique à semi-centimétrique, s’observent au sein et à la surface de ces dépôts. Ils contiennent des gastéropodes pulmonés et leur épaisseur qui varie de 10 à 40 cm, tend à s’accroître en direction du continent. Ils sont recouverts par les dépôts qui constituent le cordon littoral CL1.

8Des dépôts consolidés brun rouge, analogues à ceux décrits ci-dessus, s’observent également plus au sud, au droit de la nécropole, où ils forment des pointements très localisés au milieu des sables de l’estran.

Fig. 2: Coupe transversale schématique du littoral au droit du site de Rouazi montrant les interrelations entre les différentes formations sédimentaires et leur situation vis-à-vis des principaux éléments du dispositif morphologique. L’échelle des longueurs n’est pas respectée.

Fig. 2: Coupe transversale schématique du littoral au droit du site de Rouazi montrant les interrelations entre les différentes formations sédimentaires et leur situation vis-à-vis des principaux éléments du dispositif morphologique. L’échelle des longueurs n’est pas respectée.

a: sables éboulés, colluviés et, côté océan, étalés sur l’estran par la mer; b: sables dunaires; c: sables gris organiques éoliens; d: rhizolithes; e: dépôts de haut de plage passant vers l’océan aux dépôts intertidaux M1; f: sables argileux brun rouge nappant l’oulja; g: calcarénites; h: quartzites cambriennes.

Fig. 3: Stratigraphie des formations observées sur les parois d’un puits creusé dans l’oulja.

Fig. 3: Stratigraphie des formations observées sur les parois d’un puits creusé dans l’oulja.

SBR: sables brun rouge; Kl: croûte calcaire litée; K: croûte calcaire nodulaire; Km: croûte calcaire massive; CV: calcarénite vacuolaire; CM: calcarénite massive; CGL: calcarénite grossière litée; QZ: quartzite.

Fig. 4:Vue de la crique d’Oulad Bou Barka et du disposif morphologique associé.

Fig. 4:Vue de la crique d’Oulad Bou Barka et du disposif morphologique associé.

Fig. 5: Vue des «limons rouges» consolidés affleurant dans la crique d’Oulad Bou Barka. Leur surface lapiazée est recouverte d’une croûte calcaire litée. D’autres croûtes litées plus fines s’observent au sein des dépôts. (longueur du marteau: 32 cm).

Fig. 5: Vue des «limons rouges» consolidés affleurant dans la crique d’Oulad Bou Barka. Leur surface lapiazée est recouverte d’une croûte calcaire litée. D’autres croûtes litées plus fines s’observent au sein des dépôts. (longueur du marteau: 32 cm).

3 - Stratigraphie du cordon littoral externe CL1

9La nécropole et l’habitat (kjökkenmödding) néolithiques ayant fait l’objet des fouilles sont inclus dans le cordon littoral CL1. Nous donnons donc une description détaillée des unités stratigraphiques qui le composent. On observe de haut en bas (fig. 6 et 7):

10Une dune vive, située sur le versant sous le vent du cordon, dans le prolongement d’une surface d’érosion qui tronque les dépôts sous-jacents. D’une épaisseur maximale de 3 m, elle est constituée de sables bioclastiques.

11Des sables fins, gris, légèrement organiques et à structure massive. Leur épaisseur tend à augmenter vers le nord-est: elle est de 0,5-1 m au droit de la nécropole et atteint jusqu’à 3 m au niveau de l’anse d’Oulad Bou Barka. Ces sables contiennent des fragments de charbon de bois et des coquilles de gastéropodes terrestres. Ils renferment également des amas lenticulaires constitués principalement de coquilles de moules et des éléments lithiques brûlés. Ces amas coquilliers dont le nombre varie selon les endroits, présentent une extension plurimétrique à décamétrique et une épaisseur décimétrique à pluridécimétrique. Les éléments de datation trouvés en association (céramique) plaident en faveur d’un âge historique (Daugas et al., 1989). Le contact de cette formation avec les dépôts sous‑jacents est net, plan et régulier.

12Des sables lités, bioclastiques, grossiers et faiblement consolidés. Au droit de la nécropole de Rouazi, ils ont été observés sur une épaisseur de 7 m, de - 2 m à + 5 m NGM. Vers le NE, au niveau de l’anse d’Oulad Bou Barka, ils n’atteignent plus que 3 m d’épaisseur.

13Ils contiennent de gros bioclastes, parfois même des coquilles entières, et sont très généralement constitués de lits plans parallèles présentant un double pendage: un pendage de 7 à 10° en direction de la mer, un pendage de valeur équivalente en direction du continent. Les lits présentent normalement une morphologie régulière et s’organisent en faisceaux se recoupant sous des angles très faibles. Au sein des lits orientés vers le continent, les figures de charge et des déformations en plis couchés sont nombreuses; des intercalations de niveaux massifs, d’épaisseur semi-métrique, sont également présentes (fig. 8). Des observations réalisées dans la partie haute de l’estran, là où les sables de plage avaient été momentanément déblayés à la suite de tempêtes, ont permis de constater que ces dépôts lités et faiblement consolidés se raccordent à ceux qui affleurent dans la partie basse de l’estran (formation M1, cf. supra).

14Des buttes résiduelles laissées par l’exploitation de la sablière permettent de constater qu’à proximité de l’embouchure de l’Oued Cherrat, ces sables s’organisent en corps lenticulaires emboîtés à profil symétrique. Ces corps ont une extension décamétrique à pluridécamétrique et une épaisseur moyenne de 2 m. A l’intérieur de chacun d’eux, les sables montrent un litage plan, parallèle, plus ou moins conforme à leur base, passant, vers la partie axiale, à une stratification entrecroisée. De nombreuses figures de charge sont visibles. À cet endroit, cette formation a livré des restes de Rhinoceros simus (détermination S. Beckouche, Museum National d’Histoire Naturelle) datés de 4481 ± 150 BP (Ly 3087) (Daugas et al., 1989).

15A l’échelle microscopique, ces dépôts sont composés principalement de bioclastes et de pelletoïdes associés à des quartz arrondis et à de rares grains de glauconie (fig. 9). Le diamètre moyen des grains est compris entre 200 et 300 microns. Les bioclastes comprennent des fragments de lamellibranches, de gastéropodes, d’algues, d’échinodermes ainsi que de rares foraminifères.

16L’évolution diagénétique est faible. Elle se traduit principalement par un phénomène de dissolution-précipitation très modéré avec formation de rares vides vacuolaires et d’un ciment microsparitique en ménisque aux points de contact entre les grains (fig. 9). On note également que les bords des pelletoïdes sont recristallisés en microsparite.

17Dans des zones d’extension limitée (100 m environ), et notamment dans celle où s’observent les corps lenticulaires emboîtés, la partie supérieure de cette unité est affectée par un sol peu évolué (fig. 6 et 7) comportant un horizon organique A de 25 cm d’épaisseur, puis un horizon C meuble, massif, légèrement décarbonaté (50 cm d’épaisseur) et enfin un horizon R et K (sables lités dans lesquels se développent un réseau de rizolithes calcaires) (fig. 6 et 7).

18La nécropole et l’habitat sont inclus dans un banc de sables massifs intercalé dans cette série. Les observations réalisées en cours de fouille ont montré que ce banc était bipartite. Il est constitué de sables jaunes au sommet et, à la base, de sables gris dans lesquels sont inclus les éléments funéraires de la nécropole.

19Les nombreuses dates réalisées sur les dépôts sableux eux-mêmes (OSL), sur les éléments fauniques et les charbons de bois qu’ils contiennent (14C), sur les ossements de la nécropole (14C AMS) ou encore sur les poteries du mobilier funéraire et de l’habitat (TL), se situent entre environ 2500 à 7000 ans avant notre ère (Daugas et al., 1999; Occhietti et al., 1999; Daugas, Sbihi-Alaoui, Lacombe et al., en préparation).

Fig. 6: Stratigraphie des dépôts constituant le cordon littoral externe (CL1) au niveau du site de Rouazi.

Fig. 6: Stratigraphie des dépôts constituant le cordon littoral externe (CL1) au niveau du site de Rouazi.

1: Rhizolithes; 2 : Déformations affectant le litage.

Fig. 7:Vue partielle de la série stratigraphique composant le cordon littoral CL1

Fig. 7:Vue partielle de la série stratigraphique composant le cordon littoral CL1

Fig. 8: Faciès des dépôts constituant la partie interne du cordon CL1

Fig. 8: Faciès des dépôts constituant la partie interne du cordon CL1

Dans des dépôts à laminations régulières, s’intercalent des niveaux massifs et des niveaux montrant des involutions. (manche du couteau: 8 cm).

Fig. 9: Microfaciès (LN) des sables bioclastiques lités du cordon CL1.

Fig. 9: Microfaciès (LN) des sables bioclastiques lités du cordon CL1.

Un ciment microsparitique en ménisque se développe aux points de contact entre les grains. Les pelletoïdes présentent des contours recristallisés. (largeur de la microphoto: 970 m).

4 - Interprétation

20Sur une distance d’environ 2 km, le littoral montre des différences géomorphologiques remarquables. Alors qu’il se présente sous la forme d’une plage au niveau de l’embouchure de l’Oued Cherrat, le rivage est constitué de deux platiers étagés façonnés dans des dépôts fortement consolidés dans la crique d’Oulad Bou Barka. Le passage d’un dispositif morphologique à l’autre s’accompagne d’une importante variation d’épaisseur des dépôts de haut de plage qui constituent l’essentiel du cordon littoral CL1. Leur puissance passe en effet de plus de 7 m au sud à seulement 3 m au nord. Une telle différence de taux de sédimentation exprime un déséquilibre qui a persisté durant plusieurs milliers d’années, tout au long de la mise en place de ces dépôts littoraux censés se former à une même altitude. La coïncidence entre ces deux phénomènes (taux de sédimentation beaucoup plus fort au sud qu’au nord, affleurement de formations littorales anciennes au nord et pas au sud) nous amène à privilégier l’hypothèse d’un basculement vers le sud de cette portion de littoral au cours de son façonnement holocène. L’hypothèse alternative d’une érosion localisée du substrat sur lequel repose le cordon CL1 semble moins pertinente. En effet, le déséquilibre généré par un tel phénomène, dans un contexte de sédimentation très active comme c’est le cas ici (cf. infra), n’aurait probablement été que momentané. En outre, les faciès formés dans la zone déprimée n’auraient certainement pas été identiques à ceux des dépôts sédimentés sur les zones hautes. Enfin, l’hypothèse proposée s’intègre bien dans le contexte d’une instabilité tectonique régionale dont la réalité a été montrée par plusieurs études morpho‑structurales portant sur la côte atlantique marocaine et le proche plateau continental (Griboulard, 1983; El Foughali & Griboulard, 1985; Griboulard & Prud’homme, 1987).

21Après le dépôt et la consolidation de la formation M2 dont l’âge n’est pas connu (Stade isotopique 5?), le premier événement géologique enregistré dans ce secteur de côte correspond à la mise en place des dépôts sabloargileux rouges et massifs, observés sur le platier supérieur de la crique d’Oulad Bou Barka ainsi que sous les sables de plage au niveau du site de Rouazi. Les gastéropodes pulmonés qu’ils contiennent impliquent des conditions de formation en contexte sub-aérien. Leur faciès est très semblable à celui des formations du Maroc atlantique connus sous le nom impropre de «limons rouges» dont la genèse est relativement complexe et la mise en place finale procède d’un colluvionnement (Raynal et Texier, 1984). La consolidation de ces dépôts peut être mise en relation avec la présence de la mer et correspond vraisemblablement à un mécanisme de type «beach rock»: cimentation des dépôts par de l’aragonite ou de la calcite magnésienne dans la zone intertidale (Beier, 1985; Meyers, 1987; Strasser & Strohmenger, 1997). Ce phénomène de consolidation des «limons rouges» se produit encore actuellement et a été observé dans la partie supérieure de la zone intertidale en plusieurs endroits du littoral atlantique marocain. Les croûtes calcaires zonaires présentes sur et à l’intérieur de ces dépôts rouges témoignent d’un environnement aride (Freytet & Verrecchia, 1989; Verrecchia, 1994). Elles se sont probablement formées dans la zone supratidale, à l’occasion de pulsations négatives du niveau marin. En bref, la mise en place des sables argileux massifs s’est produite au cours d’un bas niveau marin, sans doute contemporain du dernier Glaciaire, tandis que leur consolidation est liée à la remontée holocène de la mer. Il est possible que ces dépôts consolidés passent latéralement aux sables brun rouge qui nappent l’oulja.

22Les sables bioclastiques lités qui constituent la partie la plus importante du cordon littoral CL1 correspondent probablement à une terrasse de plage ou «berm». En effet, bien que l’on ait pas identifié de stratifications tabulaires et entrecroisées habituellement associées à ce type de dépôts (Hine, 1979; Trenhaile, 1997), ils en présentent les caractéristiques essentielles: granulométrie très grossière, lits parallèles, faiblement inclinés, à double pendage, vers l’océan et vers le continent (Reineck & Singh, 1980). Les figures de charge, les plis couchés ainsi que les lits massifs s’interprètent comme des épisodes de sursaturation entraînant la liquéfaction momentanée des dépôts. Ces phénomènes ont eu pour conséquence soit une déformation sur place des dépôts (figures de charge), soit une déformation accompagnée d’un léger glissement vers le bas (plis couchés), soit encore d’un écoulement en masse (lits massifs). L’importante épaisseur atteinte par cette formation (7 m au moins) implique que son accumulation s’est effectuée dans un contexte où le mouvement relatif de la mer par rapport au continent était positif. Les différences d’épaisseur observées entre la zone de Rouazi et celle d’Oulad Bou Barka peuvent s’expliquer par le basculement vers le sud de cette zone côtière déjà évoqué plus haut.

23Les sables lités qui affleurent dans la partie basse de l’estran et se raccordent à ceux du cordon CL1 (cf supra), présentent une organisation et une granulométrie qui permettent de les interpréter comme des dépôts intertidaux. Les galets de quartzite qu’ils contiennent proviennent probablement de l’oued Cherrat comme l’indique leur abondance, d’autant plus forte que l’on se rapproche de l’embouchure du cours d’eau. La quasi‑absence de ces galets dans les sables lités qui constituent le cordon CL1, peut s’expliquer par la remontée du niveau de la mer, phénomène déjà envisagé plus haut : le niveau de base étant plus élevé, l’oued a tendance à alluvionner et non pas à creuser son lit.

24L’organisation en unités emboîtées, observée près de l’embouchure de l’Oued Cherrat, est typique de celle constatée dans les rivières peu sinueuses, à chenaux tressés très instables (Moody-Stuart, 1966; Friend, 1983; Collinson, 1986; Miall, 1996). Les structures sédimentaires notées à l’intérieur de ces unités attestent d’écoulements de haute énergie dans les parties les moins profondes des chenaux (lits plans) et d’écoulements sous‑critiques de niveau supérieur générant des dunes hydrauliques dans les parties les plus profondes (structures entrecroisées). Les figures de charge observées au sein des sédiments sont à mettre en rapport avec des phénomènes de liquéfaction des sédiments et, probablement, avec des taux de sédimentation élevés (Reineck & Singh, 1980). On a donc dans cette zone le témoignage d’un paléolit de l’oued Cherrat dont le fonctionnement, sans doute épisodique, reprenait les sables marins qui encombraient son estuaire et les redistribuait à l’intérieur de petits chenaux à tracé instable et à organisation tressée.

25L’aspect massif du banc de sable associé à la nécropole et au niveau d’occupation néolithiques résulte probablement de l’activité humaine (creusement, piétinement,…). Néanmoins, dans un tel environnement d’arrière-plage, la présence humaine ne pouvait pas être permanente.

26Les datations numériques obtenues (Daugas et al., 1999; Occhietti et al., 1999; Daugas, Sbihi-Alaoui, Lacombe et al., en préparation) et leur sériation après calibration des dates 14C, permettent de situer chronologiquement les principaux événements archéologiques et naturels identifiés dans ce site. Les dépôts d’arrièreplage du cordon littoral CL1 se sont formés entre environ 7000 et moins de 2500 ans avant notre ère. L’utilisation principale de la nécropole, centrée sur la période 43004380 ans BC, se place entre 4500 et 3800 ans BC tandis que sa fréquentation terminale a lieu entre 3800 et 3000 ans BC. L’habitat, quant à lui, s’est développé au cours d’une période comprise entre 3650 et 2900 ans BC.

27L’estimation de la période d’utilisation principale de la nécropole, fondée sur la datation d’ossements humains, doit toutefois être pondérée afin de tenir compte de l’effet réservoir océanique d’une alimentation probablement basée sur la consommation intensive de poissons et de coquillages: avant toute correction précise par les physiciens, il paraîtrait plausible de devoir réduire ces âges de 3 à 4 siècles, leur sériation interne ne s’en trouvant alors pas mise en cause.

28La consolidation des dépôts de CL1 intervient en contexte continental vadose, donc probablement après un abaissement du niveau marin. Des circulations d’eaux météoriques occasionnent des phénomènes de dissolution-précipitation avec formation d’un ciment microsparitique peu développé aux points de contact entre les grains du sédiment.

29Le sol organique observé localement sur ces dépôts témoigne du développement d’une végétation probablement en partie arborée ou buissonnante si l’on considère la grosseur des rhizolithes associées à ce sol. Plusieurs facteurs ont favorisé son installation: arrêt ou, à tout le moins, fort ralentissement de la sédimentation, abaissement du niveau marin et présence d’une nappe d’eau douce en liaison avec la présence du cours d’eau. La faible évolution de ce sol indique que son fonctionnement a été de courte durée. On observera que la plupart des squelettes de la nécropole sont revêtus, voire totalement englobés, par un ciment carbonaté dont la formation est sans doute liée à ce même processus pédologique.

30À l’époque historique, l’Homme fréquente cette zone littorale de façon assidue. Il est probablement la cause de la disparition du couvert végétal arboréen et buissonnant qu’il utilise comme combustible. Seule subsiste une végétation herbacée disparate qui génère un mince horizon organique soumis en permanence à l’érosion éolienne. La sédimentation due au vent devient significative et occasionne la formation des dépôts sableux gris fins, riches en amas coquilliers et en charbons de bois qui surmontent les sables bioclastiques lités de la partie inférieure du cordon littoral. Au cours de cet épisode, l’abaissement relatif du niveau de la mer s’est sans doute poursuivi. Le cordon littoral CL1 est alors soumis à l’action érosive des hautes mers et des tempêtes. C’est lors d’une phase de stabilité relative du littoral que se forme le platier supérieur de la zone d’Oulad Bou Barka.

31Enfin, la mer se stabilise à son niveau actuel. Elle façonne le platier inférieur de l’anse d’Oulad Bou Barka ainsi que la plage actuelle visible au droit du site de Rouazi. Sans doute en raison d’un changement du régime éolien, seules des petites dunes isolées sont construites sur le versant sous le vent du cordon CL1.

32Les environnements morpho-sédimentaires successifs, enregistrés dans ce secteur de la côte marocaine, impliquent des mouvements relatifs mer‑continent assez complexes. Ils peuvent s’expliquer par des variations de vitesse de remontée du niveau marin intervenant dans un contexte de soulèvement général de la zone côtière étudiée, ce soulèvement étant cependant plus rapide au nord qu’au sud (d’où le basculement évoqué). Juste avant la mise en place du cordon CL1, la remontée de la mer est beaucoup plus rapide que celle du continent. Il s’en suit une augmentation du taux d’accommodation (Cross, 1988) et un mouvement transgressif de l’océan. Lors de la genèse de CL1, le taux d’accommodation reste à peu près constant à cause d’une sédimentation très active qui compense l’élévation du niveau de la mer. Par la suite, le niveau de la mer cesse de monter alors que le littoral continue de se surélever. Il s’en suit un mouvement régressif qui entraîne le façonnement d’un nouveau rivage et l’érosion de l’ancien cordon littoral.

5 - Conclusions

33Les principales étapes de façonnement du littoral identifiées dans la zone de Skhirat peuvent être résumées de la façon suivante:

34Sur des dépôts intertidaux consolidés dont l’âge n’est pas connu (Stade isotopique 5?), se mettent en place des colluvions sablo-argileuses rouges probablement au cours d’un bas niveau marin.

35La remontée de la mer à l’Holocène occasionne le remaniement et la consolidation de la partie distale de ces colluvions par un phénomène de type «beach-rock».

36Entre environ 7000 ans BC et moins de 2500 ans BC, la vitesse de remontée de la mer ralentit. Le taux d’accommodation se stabilise par suite d’une sédimentation très active. La partie inférieure du cordon CL 1, constituée de dépôts de haut de plage ou «berm», se met en place. En direction de l’oued Cherrat, ces dépôts passent latéralement à des sédiments déposés en contexte estuarien par un cours d’eau à chenaux tressés. C’est au cours de cet épisode morphogénétique qu’intervient l’occupation néolithique du site.

37Par la suite, le niveau de la mer s’abaisse. Un sol organique peu évolué se met d’abord en place sur CL1. Puis, l’érosion devient le facteur dominant. Elle affecte la face externe de ce cordon littoral (action des tempêtes et des hautes mers). De minces sols organiques, en permanence repris et redéposés par le vent, se forment sur la partie supérieure du cordon. Le littoral est alors intensément occupé par l’Homme (présence de nombreux amas coquilliers d’âge historique). Au cours d’un épisode de relative stabilité du littoral se forme le platier supérieur de la crique d’Oulad Bou Barka.

38Enfin, la mer se stabilise à son niveau actuel. Elle façonne l’estran observé au droit de la nécropole et le platier inférieur de la crique d’Oulad Bou Barka. Au sommet de CL1, sur le versant sous le vent, se forment de petits massifs dunaires.

39L’ensemble de cette évolution va probablement de pair avec un soulèvement général et un basculement vers le sud du panneau structural sur lequel se situe la zone étudiée.

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Bibliographie

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Table des illustrations

Titre Fig. 1: Localisation géographique du site de Rouazi sur une carte à petite échelle (A) et sur un extrait de la carte topographique à 1/ 50 000 de Bouzniqa (B).
Légende Sur cette dernière sont également indiqués la localisation des principaux éléments morphologiques mentionnés dans le texte: cordon littoral externe (CL1), oulja, cordon littoral interne (CL2), crique d’Oulad Bou Barka.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 50k
Titre Fig. 2: Coupe transversale schématique du littoral au droit du site de Rouazi montrant les interrelations entre les différentes formations sédimentaires et leur situation vis-à-vis des principaux éléments du dispositif morphologique. L’échelle des longueurs n’est pas respectée.
Légende a: sables éboulés, colluviés et, côté océan, étalés sur l’estran par la mer; b: sables dunaires; c: sables gris organiques éoliens; d: rhizolithes; e: dépôts de haut de plage passant vers l’océan aux dépôts intertidaux M1; f: sables argileux brun rouge nappant l’oulja; g: calcarénites; h: quartzites cambriennes.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 15k
Titre Fig. 3: Stratigraphie des formations observées sur les parois d’un puits creusé dans l’oulja.
Légende SBR: sables brun rouge; Kl: croûte calcaire litée; K: croûte calcaire nodulaire; Km: croûte calcaire massive; CV: calcarénite vacuolaire; CM: calcarénite massive; CGL: calcarénite grossière litée; QZ: quartzite.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 27k
Titre Fig. 4:Vue de la crique d’Oulad Bou Barka et du disposif morphologique associé.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
Titre Fig. 5: Vue des «limons rouges» consolidés affleurant dans la crique d’Oulad Bou Barka. Leur surface lapiazée est recouverte d’une croûte calcaire litée. D’autres croûtes litées plus fines s’observent au sein des dépôts. (longueur du marteau: 32 cm).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 22k
Titre Fig. 6: Stratigraphie des dépôts constituant le cordon littoral externe (CL1) au niveau du site de Rouazi.
Légende 1: Rhizolithes; 2 : Déformations affectant le litage.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 24k
Titre Fig. 7:Vue partielle de la série stratigraphique composant le cordon littoral CL1
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 32k
Titre Fig. 8: Faciès des dépôts constituant la partie interne du cordon CL1
Légende Dans des dépôts à laminations régulières, s’intercalent des niveaux massifs et des niveaux montrant des involutions. (manche du couteau: 8 cm).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 54k
Titre Fig. 9: Microfaciès (LN) des sables bioclastiques lités du cordon CL1.
Légende Un ciment microsparitique en ménisque se développe aux points de contact entre les grains. Les pelletoïdes présentent des contours recristallisés. (largeur de la microphoto: 970 m).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/4252/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 15k
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean‑Pierre Texier, Jean‑Paul Raynal, David Lefèvre et Jean‑Pierre Daugas, « Le site néolithique de Rouazi à Skhirat (Maroc) : contexte stratigraphique et évolution morphodynamique de son environnement littoral »Quaternaire, vol. 19/3 | 2008, 239-247.

Référence électronique

Jean‑Pierre Texier, Jean‑Paul Raynal, David Lefèvre et Jean‑Pierre Daugas, « Le site néolithique de Rouazi à Skhirat (Maroc) : contexte stratigraphique et évolution morphodynamique de son environnement littoral »Quaternaire [En ligne], vol. 19/3 | 2008, mis en ligne le 01 septembre 2011, consulté le 16 juin 2024. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/4252 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.4252

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Auteurs

Jean‑Pierre Texier

Université de Bordeaux 1, CNRS, UMR 5199-PACEA, IPGQ, avenue des facultés, bâtiment B18, F-33405 Talence cedex. Courriel: jp.texier@ipgq.u‑bordeaux1.fr

Jean‑Paul Raynal

Université de Bordeaux 1, CNRS, UMR 5199-PACEA, IPGQ, avenue des facultés, bâtiment B18, F-33405 Talence cedex. Courriel: jp.raynal@ipgq.u-bordeaux1.fr

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David Lefèvre

Université de Montpellier 3, UMR 5140 CNRS, route de Mende, F- 34 000 Montpellier. Courriel : david.lefevre@univ‑montp.3.fr

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Jean‑Pierre Daugas

Mission Préhistorique et Paléontologique Française au Maroc (Littoral), programme Genémar. 6, rue de Leyrat, F - 63670 La Roche-Blanche.Courriel: jeanpierre.daugas@orange.frFatima‑Zohra Sbihi‑AlaouiInstitut National des Sciences de l’Archéologie et du Patrimoine (INSAP), Hay Riyad, Angle rues 5 et 7, Rabat Instituts, Madina al Irfane, Rabat. Courriel: fsbihialaoui@yahoo.fr

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