Navigation – Plan du site

3000 ans de détritisme en Grèce du Nord : entre fluctuations climatiques et anthropisation des zones humides

3000 years of detritism in Northern Greece: Climate oscillations and wetland anthropization
Arthur Glais, Laurent Lespez, Robert Davidson, José Antonio López-Sáez et Laetitia Birée
p. 187-208

Résumés

L’objectif de cette étude est de démontrer que la dynamique morphosédimentaire des zones humides en Grèce du Nord révèle la complexité des interactions Nature/Société sur le temps long. En effet, ces plaines marécageuses ont attiré les populations bien avant leur drainage généralisé à des fins agricoles, à partir des années 1930, réduisant les zones humides à de vastes étendues cultivées. Les premiers témoignages écrits, datant de l’Antiquité puis des époques byzantine ou ottomane, ainsi que les analyses géomorphologiques présentées dans ce travail, en apportent la confirmation.

Nous proposons l’analyse des réactions aux forçages climatiques et anthropiques depuis la fin de l’Age du Bronze (1200 av. J.‑C.) de deux fenêtres d’étude spatiales, d’échelles et de fonctionnements hydrologiques différents : le cône alluvial du Xéropotamos aux marges du marais de Tenaghi-Philippon et la plaine fluvio-lacustre du Strymon située en aval (25 km) et séparée par un canyon.

La période étudiée correspond dans la littérature scientifique égéenne à la réactivation de conditions climatiques propices au détritisme et aux premières conséquences notables de l’occupation anthropique sur le couvert végétal. Cette recherche multiscalaire s’appuie sur une analyse des formations sédimentaires holocènes, réalisée à partir de carottages organisés en transects. Elle permet d’identifier les périodes (Antiquité, époque ottomane) où les taux d’aggradation sédimentaire sont considérables (entre 4 et 12 mm/an) et de mettre en évidence les dynamiques du cône alluvial du Xéropotamos, des zones palustres limitrophes et lacustres (transect de Fidokoryphi). L’origine de cette intensification du détritisme laisse penser que l’impact des activités agro-pastorales au sein du bassin versant est plus important qu’il n’était estimé jusqu’à présent. Cette approche des systèmes hydrosédimentaires vise à (1) offrir une vision précise et continue de l’évolution des zones humides soumises à la variabilité climatique et aux pratiques anthropiques depuis 3 000 ans, (2) identifier les éléments de contrôle de ces flux sédimentaires aux rythmes irréguliers.

Haut de page

Notes de la rédaction

Soumis le 28 août 2015, accepté le 10 mai 2016.

Texte intégral

Cette étude s’inscrit dans le projet de recherche internationale ArchéoMed-PALEOMEX (coord. M.-A. Sicre et L. Lespez), composant du programme Mediterranean Integrated Studies at Regional and Local Scales (MISTRALS). La recherche a bénéficié du soutien financier de l’INEE du CNRS et des soutiens logistiques de la 18e Ephorie des Antiquités de Kavala. Nous tenons également à remercier toutes les personnes, et notamment P. Darcque, Z. Tsirtsoni et D. Malamidou, et les institutions qui soutiennent, directement ou indirectement les recherches sur et aux abords du site archéologique de Dikili Tash et en particulier le Ministère des Affaires étrangères et l’Ecole française d’Athènes.

1. Introduction

1La nature et la chronologie de la sédimentation alluviale holocène sont des indicateurs prépondérants des dynamiques morphosédimentaires et paléoenvironnementales. Depuis plusieurs décennies, de nombreuses recherches sur ces dynamiques holocènes ont été entreprises en milieu méditerranéen (Fouache, 2003 ; Grove et Rackham, 2003 ; Neboit et Lespez, 2006 ; Macklin et Woodward, 2009 ; Anthony et al., 2014 ; Benito et al., 2015) et dans le domaine égéen en particulier (van Andel et al., 1990 ; Lespez, 2003 ; Fuchs et al., 2004 ; Fuchs et Wagner, 2005 ; Ghilardi et al., 2008a-b, 2013 ; Schneider et al., 2014). Les similitudes et le synchronisme de certaines séquences alluviales holocènes ont longtemps été interprétés comme le résultat d’un modèle d’alluvionnement, extrapolable à l’ensemble des espaces méditerranéens (Vita Finzi, 1969). Néanmoins, l’idée d’un facteur explicatif unique n’est plus considéré comme plausible depuis les années 1980 (Wagstaff, 1981). Dès lors, le débat s’est orienté sur les rôles respectifs du climat et des sociétés dans l’origine et les causes de la sédimentation détritique. La compréhension de la complexité du fonctionnement des systèmes fluviaux méditerranéens a permis ainsi de définir un modèle climato-anthropique (Morhange et Provansal, 2007) ou anthropo-climatique (Neboit et Lespez, 2006) plus proche des réalités hydrogéomorphologiques observées. Dans tous les cas, le rôle des sociétés apparaît crucial dans le fonctionnement des systèmes fluviaux holocènes du monde grec (Dufaure, 1976 ; Brückner, 1986 ; van Andel et al., 1990 ; van Andel et Zangger, 1990 ; Zangger, 1991 ; Fouache, 1999 ; Halstead, 2000 ; Lespez, 2003 ; Dusar et al., 2011). Les recherches récentes, associées au développement d’une approche pluridisciplinaire en Grèce du Nord ont permis d’intégrer la complexité des réponses morphosédimentaires aux changements environnementaux d’échelles spatiales et temporelles variées (Lespez, 2003, 2007). L’une des principales considérations est de savoir quand, et dans quel contexte culturel l’érosion et le détritisme ont-ils lieu. Ainsi les rythmes de la morphogenèse apparaissent comme un bon indicateur des interactions entre Homme/Climat/Milieu en Méditerranée orientale, à partir de la fin de l’Âge du Bronze (1000 av. J.‑C.). En Grèce du Nord, il s’agit d’aller au-delà des premiers constats qui montraient la généralisation du détritisme à partir de l’âge du Bronze et son intensification lors de la période d’occupation ottomane (1400 ap. J.‑C.), en apportant de nouveaux éléments géomorphologiques et chronologiques pour approfondir notre connaissance des rythmes d’aggradation et leur relation avec les différents facteurs responsables des transformations de l’environnement méditerranéen depuis 3000 ans.

2. Présentation du secteur d’étude et état de l’art

2.1. Etat de l’art

2Afin d’améliorer la connaissance des rythmes et des facteurs du détritisme au cours des trois derniers millénaires, le travail présenté repose sur de nouvelles recherches conduites en Macédoine orientale (Grèce du Nord). Les recherches précédentes reposaient essentiellement sur des observations de terrain à partir de coupes mises à jour par l’incision des différents cours d’eau et les travaux de drainage ou d’aménagement (Lespez, 2003, 2007, 2008). Leur analyse systématique a mis en évidence la complexité et la variabilité du détritisme holocène. Elles ont permis de proposer une première histoire hydrosédimentaire montrant le poids des transformations d’origine anthropique des bassins-versants (Lespez, 2003, 2008). En effet, les données archéologiques très denses (Koukouli-Chryssanthaki et al., 2008) permettent de discuter du rôle des facteurs anthropiques dans les dynamiques sédimentaires depuis l’Holocène moyen. De plus, les investigations conduites dans cet espace peuvent s'appuyer sur les nombreuses recherches sur la dynamique de la végétation et du climat réalisées à partir des archives sédimentaires du marais de Tenaghi-Philippon qui constitue une référence en Méditerranée orientale (Greig et Turner, 1974 ; Pross et al., 2009 ; Peyron et al., 2011). Profitant des archives sédimentaires palustres, de nouvelles recherches géoarchéologiques ont d’ailleurs eu pour objectif de reconstruire les dynamiques paysagères récentes autour des sites d’habitat, en particulier autour des sites de Dikili Tash et de Fidokoryphi (Lespez et al., 2013, 2014, 2016; Glais et al., sous presse). Ces recherches renouvellent notre connaissance du cadre climatique holocène et attestent de la succession de plusieurs pulsations climatiques (Peyron et al., 2011 ; Lespez et al., sous presse ; Glais et al., sous presse) à l’image de ce qui est enregistré par les carottages du nord de la mer Egée (Kotthoff et al., 2008 ; Gogou et al., 2016). Combinées aux données archéologiques, elles confirment une forte implantation humaine, susceptibles d’avoir influencée les dynamiques hydrogéomorphologiques depuis le Néolithique.

3Ainsi, les premiers travaux géomorphologiques ne fournissent plus aujourd’hui qu’un cadre global dont la précision chronologique et spatiale ne permet pas une discussion précise du rôle des facteurs anthropiques avant l’Antiquité. De même le facteur climatique demeurait insuffisamment renseigné pour proposer une explication précise du rôle des interactions Homme/milieux dans le détritisme holocène. En revanche, le potentiel attesté par les nouvelles recherches des milieux palustres pour reconstituer les dynamiques paléohydrologiques et paysagères offre l’opportunité de nouvelles découvertes à condition de pratiquer des recherches multi-indicateurs. C’est pourquoi, afin d’apporter de nouvelles informations sur les dynamiques sédimentaires et paléoenvironnementales à l’échelle régionale, nous avons développé de nouvelles investigations de terrain dans une perspective d’approche multiscalaire à partir de la mise en place de nouveaux carottages dans des espaces localement encore peu ou mal connus. Les investigations ont été concentrées sur les environnements palustres de la basse vallée du Strymon, sous l’influence des dynamiques du fleuve et de son principal affluent de rive gauche, l’Angitis, et ont repris l’étude des marges septentrionales du marais de Tenaghi-Philippon directement soumis aux apports du Xéropotamos (Lespez, 1998, 2003).

2.2. Contexte général

4Le terrain d’étude se situe à l’aval du bassin versant du Strymon (10 800 km2, module de 80 m3/s ; Knithakis, 1983) prenant sa source 400 km plus au Nord en Bulgarie. Il comprend la partie méridionale du massif gréco-bulgare du Rhodope, caractérisée par de nombreux fossés d’effondrement néogènes, comblés par plusieurs dizaines de mètres de sédiments quaternaires (basse vallée du Strymon, plaine de Drama). Les reliefs constitués par des blocs soulevés du socle métamorphique, dominés par les marbres, les granites et les schistes, forment des massifs montagneux jusque sur la frange littorale (Dinter et Royden, 1993). Les systèmes de piémonts, développés essentiellement au cours du Pléistocène sous forme de grands épandages détritiques dessinant des cônes de déjection de différentes dimensions (Broussoulis et al., 1991 ; Lespez et Dalongeville, 1998) sont très présents dans la plaine de Drama, à l’Est du secteur d’étude (fig. 1). Ils ont favorisé l’implantation humaine aux abords des zones humides dès le Néolithique (Malamidou, 2007 ; Koukouli-Chrysanthaki et al., 2008 ; Treuil et al., 2008 ; Lespez et al., 2013 ; Malamidou, sous presse). La sédimentation holocène a partiellement recouvert les dépôts pléistocènes, constituant des cônes alluviaux, des dépôts deltaïques, des systèmes de terrasses alluviales ou de vastes espaces palustres et lacustres dans les zones dépressionnaires (Lespez, 2003, 2008).

5Le régime climatique est de type subméditerranéen (Horvath et al., 1974) avec une influence continentale notable (température moyenne annuelle de 15°C ; précipitations moyennes annuelles dans les plaines de 600-650 mm). Le climat est affecté en hiver par des incursions d’air polaire, qui conditionnent l’implantation de la végétation sur les versants et en particulier des espèces xérothermophiles sensibles au froid. La végétation actuelle du bassin versant reflète à la fois les effets du climat et des activités humaines à travers le pastoralisme notamment. Les cultures céréalières et industrielles occupent les piémonts et les plaines drainées tandis que la pression pastorale à l’étage collinéen (500-800m) a conduit au remplacement des forêts par des maquis et phryganes dégradés, dominés par les chênes à feuillage persistant (Quercus ilex et Q. coccifera), les genévriers (Juniperus oxycedrus) et les paliures (Paliurus Spina-christi). En revanche, les versants entre 800 et 1200-1400 mètres d’altitude sont couverts par des espaces forestiers mixtes de chênes (Quercus pubescens et Q. petraea), de charme (Carpinus orientalis), de hêtre (Fagus orientalis) ou de noisetier (Corylus avellana). L’étage montagnard est constitué de prairies pâturées où différentes communautés d’herbacées alpines ou subalpines sont majoritaires.

Fig. 1 – Contexte géomorphologique du terrain d’étude.
Fig. 1 – Geomorphological context of study area.

Fig. 1 – Contexte géomorphologique du terrain d’étude.Fig. 1 – Geomorphological context of study area.

1. Substrats indifférenciés du Rhodopes (granite, gneiss, grès, marbre, schiste, roche volcanique...) ; 2. Terrasses néogènes ; 3. Formations conglomératiques du Pléistocène ancien ou moyen ; 4. Formations fluviatiles du Pléistocène moyen (alternance de lits sablo-limoneux et de lits de graviers et de galets) ; 5. Formations fines de la plaine alluviale du Pléistocène moyen ; 6. Principaux cônes de déjection pléistocènes ; 7a. Cours d'eau pérennes ; 7b. Cours d'eau temporaires ; 8. Dépôts deltaïques et côtiers récents ; 9. Formations holocènes (fluviales, palustres et lacustres); 10. Dépôts tourbeux du marais de Tenaghi-Philippon ; 11. Principales défluviations holocènes ; 12. Transects d’étude ; 13. Fenêtre d’étude du Xéropotamos (fig. 2) ; 14. Fenêtre d’étude de la basse vallée du Strymon (fig. 2).
1. Undifferentiated substrate of Rhodopi mountains (granite, gneiss, sandstone, marl, schist, volcanic rock...); 2. Neogene terraces; 3. Conglomerates formations from Early and Middle Pleistocene; 4. Fluvial deposits from Middle Pleistocene (alternating sandy-silt layer and gravels and pebbles layer); 5. Thin alluvial plain deposits from Middle Pleistocene; 6. Pleistocene alluvial fans; 7a. Perennial stream; 7b. Ephemeral stream; 8. Deltaic and coastal recent deposits; 9. Holocene deposits (fluvial, swampy and lacustrine); 10. Peaty deposits of old marsh of Tenaghi-Philippon; 11. Main Holocene avulsions; 12. Transects Study; 13. Xeropotamos study area (fig. 2); 14. Lower Strymon valley study area (fig. 2).

2.3. La plaine de Drama, bassin versant du Xéropotamos et de l’Angitis

6La plaine de Drama (coordonnées au centre 41°05’N, 24°06’E) est un bassin sédimentaire de 60 km de long sur 50 km de large, dont l’altitude varie entre 40 et 100 m. Elle est bordée par des massifs montagneux oscillant entre 400 m pour la barrière littorale du Symvolon au Sud-est et plus de 2100 m dans les montagnes du Falakro au Nord. Les gorges de Stena Petras constituent l’exutoire de la plaine qui est drainée en amont par deux cours d’eau, l’Angitis et le Xéropotamos, qui confluent peu avant les gorges. Le module de l'Angitis, avant sa confluence avec le Strymon, était d’environ 30 m3/s sur la période 1930-1932 d’après Schultze (1937), avant les travaux de drainage et d’aménagement qui ont profondément modifié son fonctionnement hydrologique. Bien qu’ayant des caractéristiques hydrologiques différentes, leurs bassins versants possèdent des dimensions comparables (respectivement 150 km2 et 250 km2). L’Angitis est alimenté par une exsurgence pérenne (5 m3/s) puis s’écoule dans un fond de vallée constitué d’un remblaiement principal que le cours d’eau incise légèrement (Lespez, 2003, 2008). Le Xéropotamos, au centre de la plaine, est un cours d’eau temporaire au régime torrentiel caractérisé par des crues intenses de fréquence pluriannuelle. Ce fonctionnement hydrologique a induit la formation d’un système de terrasses emboîtées dans la partie amont et d’un vaste cône alluvial de 16 km sur 12 km vers l’aval. Le cône s’est formé par le dépôt de sédiments sur plusieurs mètres lors des nombreuses défluviations holocènes. Il recouvre un premier édifice d’étendue plus limitée constitué de dépôts pléistocènes plus grossiers, Vers le sud, le cône holocène, s’étend jusque vers l’ancien marais de Tenaghi-Philippon (fig. 2). Cette zone humide occupait la partie orientale de la plaine, totalement drainé depuis les années 1930 par un réseau de canaux de drainage très dense, à des fins de valorisation des terres agricoles (fig. 2 ; Lespez, 2008). L’examen de la relation entre les dynamiques sédimentaire du cône alluvial du Xéropotamos et les fluctuations des étendues palustres apparaît comme révélatrice du lien entre le détritisme et les fluctuations hydrologiques au cours de l’Holocène. Parallèlement, les conditions hydrologiques favorables (sources pérennes), associées à une forte diversité des terroirs ont favorisé de longue date l’implantation d’une importante densité de sites d’habitat dans les espaces de piémont (Koukouli-Chryssanthaki et al., 2008 ; Lespez, 2008 ; fig.2). L’anthropisation aux abords du marais est attestée depuis le Néolithique Ancien (Lespez et al., 2013 ; Glais et al., sous presse) et la mise en valeur des sols fournissent un cadre géoarchéologique propice à l’étude des interactions société-environnement depuis le VIIIème millénaire avant notre ère.

Fig. 2. – Transect d’étude et défluviations holocènes du Xéropotamos (gauche) et de l’Angitis (droite).
Fig. 2. – Transect study and Holocene palaeochannel of Xeropotamos (left) and Angitis (right).

Fig. 2. – Transect d’étude et défluviations holocènes du Xéropotamos (gauche) et de l’Angitis (droite).Fig. 2. – Transect study and Holocene palaeochannel of Xeropotamos (left) and Angitis (right).

D’après une image satellite Landsat TM (traitement L. Lespez à gauche) et une image Google Earth 2008 (à droite) ; 1. Villages ; 2. Roches, routes et dépôts alluviaux grossiers ; 3. Epandages alluviaux pléistocènes et dépôts alluviaux grossiers ; 4. Limons de débordement ; 5. Ancien marais de Tenaghi-Philippon ; 6. Ecoulements pérennes, maquis denses et tourbe ; 7. Zone de défluviation holocène du cône alluvial ; 8. Paléochenaux ; 9. Transects d’étude ; 10. Sondages réalisés ; 11. Sites archéologiques antérieur à l’Antiquité ; 12. Limites des terrains néogènes et quaternaires ; 13, 14, 15. Limites du lac marécageux d’après les cartes anciennes (1904 : carte allemande de Salonik, 1/200000 ; 1918 : carte anglaise du lac Achinos, 1/20000; 1927 : carte grecque de Rhodolivos, 1/100000).
After Landsat TM satellite picture (left: L. Lespez analyze) and a Google Earth picture 2008 (right); 1. Villages; 2. Rocks, roads coarse alluvial deposits; 3. Pleistocene and coarse alluvial deposits; 4. Overbank silts; 5. Older Tenaghi-Philippon marsh; 6. Perennial flow, dense scrubland and peat; 7. Avulsion zone of alluvial fan; 8. Palaeochannel; 9. Transects study; 10. Cores drilling; 11. Archaeological settlement older than Antiquity; 12. Border of the Neogene and Quaternary formations; 13, 14, 15. Lakeshore limit changes derived from old maps (1904: German map of Salonik area, 1/200,000; 1918: British map of Achinos Lake, 1/20,000; 1927: Greek map of Rhodolivos, 1/100,000).

2.4. La basse vallée du Strymon

7La seconde fenêtre d’étude se situe plus à l’ouest, à proximité de la confluence actuelle de l’Angitis et du Strymon (40°55’11’’ N ; 23°49’23’’ E ; fig. 2). La basse vallée du Strymon forme un bassin subsident (Dinter et Royden, 1993) d’environ 100 km de long sur 20 km de large, encaissé entre le sud du massif du Rhodope (Pangé et Ménokion) à l’Est et le massif serbo-macédonien à l’Ouest. L’important remplissage sédimentaire holocène (fig. 1 ; fig. 3A) correspond principalement à des dépôts fluvio-lacustres ou lacustres comme en témoigne la documentation historique disponible (fig. 3C-E). Le drainage complet du lac Achinos qui occupait la basse vallée jusqu’au début du XXème siècle a conduit, comme pour la plaine de Drama, à la mise en place d’un parcellaire dédié à l’agriculture (fig. 3B). Les données historiques suggèrent la présence d’un lac, parfois marécageux à l’époque byzantine alors que les premiers témoignages antiques (Hérodote, Thucydide et Appien) signalaient la présence d’un lac dans lequel se jetaient le Strymon et l’Angitis (Bellier et al., 1986). Les archives historiques, que ce soit les récits, les documents iconographiques et cartographiques, ont ainsi permis d’identifier certains changements dans l’évolution des systèmes hydrosédimentaires de la zone d’étude. Ainsi, sur la figure 3, on aperçoit la très forte variabilité spatiale et morphologique des étendues d’eau libre sur trois documents séparés d’un siècle. Par ailleurs les documents A et B, postérieurs à 1930 mettent en évidence l’importance des travaux de ces zones humides. Ces recherches historiques, préalables à toute investigation paléoenvironnementale, ont permis de cibler les espaces pour les nouvelles investigations géomorphologiques menées dans la plaine de Drama et dans la basse vallée du Strymon.

Fig. 3 – Evolution chronologique de la zone humide de la basse vallée du Strymon.
Fig. 3 – Chronological evolution of the lower Strymon valley wetland.A.

Fig. 3 – Evolution chronologique de la zone humide de la basse vallée du Strymon.Fig. 3 – Chronological evolution of the lower Strymon valley wetland.A.

Image satellite Landsat TM ; B. Photographie aérienne de l’armée grecque en 1960 ; C. Carte de la basse vallée du Strymon réalisée par le service militaire anglais en 1927 ; D. Carte du lac Tachinos réalisée par l’armée autrichienne en 1885 ; E. Document iconographique issu du compte rendu de voyage de Cousinéry (Cousinéry, 1831).
A. Landsat TM satellite picture; B. Greek army aerial photography in 1960; C. Lower Strymon valley map produced by British military service in 1927; D. Tachinos lake map produced by Austrian army in 1885; E. Iconographic document from Cousinery’s travel journal (Cousinery, 1831).

3. Matériels et méthodes

8Afin de produire une chronologie plus précise et d’étendre les recherches, de nouvelles investigations géomorphologiques ont été menées à partir de carottages réalisés le long de transects dans les deux zones humides et leur marges. Quinze carottages (dont 5 ont déjà été partiellement étudié ; Lespez et al., sous presse) et une coupe, répartis en deux transects de 2,5 km et 7 km permettent d’étudier l’évolution du détritisme dans la basse vallée du Strymon et du Xéropotamos (fig. 2). Les carottages ont été réalisés à l’aide d’un carottier à percussion de type Cobra TT. Ils ont des profondeurs comprises entre 3 et 15 m et révèlent que l’accumulation sédimentaire des trois derniers millénaires ne dépasse jamais les 9 mètres. Les recherches ont été concentrées sur cette période, car la fin de l’Âge du Bronze correspond à la fin de l’atonie du système hydrosédimentaire et au développement du détritisme (Lespez, 2003) dont il s’agit de déterminer les causes.

3.1. Analyse chronologique

9La chronostratigraphie des carottages est déterminée à partir de 38 datations radiocarbones réalisées par spectrométrie de masse par accélérateur (AMS) et de deux datations obtenues par la méthode conventionnelle sur des charbons, des macrorestes végétaux (brindilles), de la tourbe ou des limons argileux organiques. Les analyses ont été menées au Centre de datation par le radiocarbone de Lyon, à « l’Institut de physique » d’Erlangen et aux laboratoires « Democritos » d’Athènes, « Beta Analytic » de Miami et « Radiocarbon laboratory» de Poznan (tab. 1). Les datations ont été calibrées à l’aide du logiciel Oxcal (Bronk Ramsey, 2013) et de la courbe de calibration atmosphérique IntCal13 (Reimer et al., 2015).

Tab.1 – Datations radiocarbone.
Tab.1 – Radiocarbon dates.

Tab.1 – Datations radiocarbone.Tab.1 – Radiocarbon dates.

3.2. Analyses géomorphologiques, stratigraphiques et sédimentologiques

10Les informations géomorphologiques et sédimentologiques obtenues reposent sur une méthodologie classique comprenant l’analyse de la texture, de la structure et de la géométrie des unités sédimentaires (Brown, 2008) dans les deux fenêtres d’études.

11Pour la fenêtre de la basse vallée du Strymon, les analyses et les méthodes employées ont été présentées dans deux articles précédents (Lespez et al., 2014, sous presse). Elles ont été concentrées sur les carottages FC1, FC2 et FC4. Les deux premiers possèdent l’avantage d’être situé le long du tracé actuel de l’Angitis et donc de représenter au mieux les fluctuations du fonctionnement de la rivière alors que le dernier est localisé dans la plaine d’inondation commune du Strymon et de l’Angitis, fournissant des informations sur la dynamique d’ensemble de ces deux cours d’eau au cours des derniers millénaires. L’exploitation des résultats avait jusqu’à présent été concentrée sur l’Holocène moyen alors que pour cet article, le propos est centré sur les trois derniers millénaires non encore analysés et discutés.

12Pour la fenêtre du Xeropotamos, le choix de développer et de concentrer les différentes analyses (analyse granulométrique, calcimétrie, perte au feu) sur le carottage de Xe3 s’explique par la position topographique du sondage. En effet, il se situe au centre du transect étudié, mais surtout à la charnière entre le cône alluvial pléistocène et la limite d’extension maximale du marais pour cette même période (fig. 2). Il présente une stratigraphie peu perturbée lors de son extraction et constitue donc un carottage de référence pour la dynamique de la basse vallée du Xéropotamos.

13L’analyse granulométrique a été réalisée au laboratoire LETG Caen à l’aide d’un granulomètre laser de type « Coulter LS 200 » pour 285 échantillons (FC1 et FC4) et d’un granulomètre laser « Malvern 2000 » pour les 60 échantillons de Xé3. Les échantillons sont tamisés au préalable à 5 et 2 mm afin de séparer le matériel trop grossier (> 2mm). Après destruction de la matière organique à l’aide de peroxyde d’hydrogène, la solution contenant chaque échantillon est mélangée avec un agent dispersant (0,3 % d’héxamétaphosphate de sodium) afin de bien séparer les particules argileuses. Les analyses granulométriques permettent d’identifier les grandes phases de détritisme dans les sédiments de la plaine alluviale mais également les éventuelles défluviations des chenaux. Les caractéristiques sédimentaires sont ensuite décrites à partir de deux variables indépendantes extraites de la courbe de distribution granulométrique : le grain médian (M-D50) et le percentile supérieur (D99), en suivant la méthode développée par Passega (1957, 1964). Celle-ci repose sur un graphique logarithmique de type diagramme CM (fig. 4). Les deux variables utilisées permettent de simplifier l’information granulométrique et de proposer une identification des processus grâce aux travaux développés sur les systèmes fluviaux depuis les années 1980 (Bravard, 1983 ; Bravard et al., 1986) et en particulier ceux réalisés sur les sédiments de plaine alluviale par Bravard et Peiry (1999).

Fig. 4 – Diagramme CM des dépôts alluviaux depuis la fin de l’Âge du Bronze sur le cône du Xéropotamos d’après le sondage de Xé3
Fig. 4. – CM diagram of alluvial deposits since the Late Bronze Age on the Xeropotamos fan after the Xe3 core

Fig. 4 – Diagramme CM des dépôts alluviaux depuis la fin de l’Âge du Bronze sur le cône du Xéropotamos d’après le sondage de Xé3Fig. 4. – CM diagram of alluvial deposits since the Late Bronze Age on the Xeropotamos fan after the Xe3 core

(M = médiane, C =  percentile supérieur).
(M = median, C = one coarsest percentile).

14A partir des informations sur les faciès sédimentaires rassemblées dans le tableau 2, de la prise en compte de la position des prélèvements (éloignement du chenal, milieux de sédimentation) et de la comparaison avec les dépôts actuels sur le terrain, nous avons pu identifier les unités chrono-stratigraphiques présentes sur les figures 5, 6 et 7.

Tab. 2 – Faciès sédimentaires des formations alluviales du Xéropotamos et du Strymon. (D’après Lespez et al., sous presse, modifié)
Tab. 2 – Sedimentary features of Xeropotamos and Strymon alluvial deposits. (After Lespez et al., sous presse, modified).

Tab. 2 – Faciès sédimentaires des formations alluviales du Xéropotamos et du Strymon. (D’après Lespez et al., sous presse, modifié)Tab. 2 – Sedimentary features of Xeropotamos and Strymon alluvial deposits. (After Lespez et al., sous presse, modified).

Fig. 5 – Log descriptif de Xé3 et analyses sédimentologiques (granulométrie, calcimétrie et perte au feu).
Fig. 5 – Xe3 Log description and sedimentological analyses (grain size analysis, carbonate content and loss on ignition).

Fig. 5 – Log descriptif de Xé3 et analyses sédimentologiques (granulométrie, calcimétrie et perte au feu).Fig. 5 – Xe3 Log description and sedimentological analyses (grain size analysis, carbonate content and loss on ignition).

1. Sable fin micacé ; 2. Limon sableux ; 3. Limons alluviaux ; 4. Limons argileux ± organiques ; 5. Limons tourbeux, tourbe ; 6. Microcharbons ; 7. Gravillons ou éléments grossiers ; 8. Concrétions carbonatées ; 9. Macrorestes.
1. Micaceous fine sand; 2. Sandy silt; 3. Alluvial silt; 4. ± organic clayey silts; 5. 
Peaty silt, peat; 6. Microcharcoals; 7. Gravels; 8. Carbonate concrétions; 9. Macroremains.

Fig.6 – Transect d’étude du remplissage sédimentaire et du cône alluvial du Xéropotamos (7500 m).
Fig.6 – Transect study of sedimentary fill and Xeropotamos alluvial fan (7500 m).

Fig.6 – Transect d’étude du remplissage sédimentaire et du cône alluvial du Xéropotamos (7500 m).Fig.6 – Transect study of sedimentary fill and Xeropotamos alluvial fan (7500 m).

cf fig. 2. 1. Sable grossier ; 2. Sable moyen ; 3. Sable fin micacé ; 4. Limon sableux ; 5. Limons alluviaux ; 6. Limons argileux ± organiques ; 7. Limons tourbeux, tourbe ; 8. Microcharbons ; 9. Gravillons ou éléments grossiers ; 10. Concrétions carbonatées ; 11. Artéfacts archéologiques.
See fig. 2. 1. Coarse sand; 2. Medium sand; 3. Micaceous fine sand; 4. Sandy silt; 5. Alluvial silt; 6. ± organic clayey silts; 7. Peaty silt, peat; 8. Microcharcoals; 9. Gravels; 10. Carbonate concrétions; 11. Archaeological artefacts.

Fig. 7 – Transect d’étude du remplissage sédimentaire de la basse vallée du Strymon (2700 m).
Fig. 7 – Transect study of lower Strymon valley sedimentary filling (2700 m).

Fig. 7 – Transect d’étude du remplissage sédimentaire de la basse vallée du Strymon (2700 m).Fig. 7 – Transect study of lower Strymon valley sedimentary filling (2700 m).

cf fig. 2. 1. Sable grossier ; 2. Sable moyen ; 3. Sable fin micacé ; 4. Microcharbons ; 5. Limon sableux ; 6. Limons alluviaux ; 7. Limons argileux ± organiques ; 8. Limons tourbeux.
See fig. 2. 1. Coarse sand; 2. Medium sand; 3. Micaceous fine sand; 4.Microcharcoals; 5. Sandy silt; 6. Alluvial silt; 7. ± organic clayey silts; 8. Peaty silt.

15L’analyse de la perte au feu, réalisée au laboratoire LETG Caen-Géophen, repose sur les méthodes développées par Dean (1974) et Bengtsson et Enell (1986). Des échantillons de sédiments d’environ 1 g ont été prélevés sur l’ensemble de la séquence étudiée, afin d’obtenir des valeurs pour l’intégralité des horizons et des unités sédimentaires décrites macroscopiquement. Après avoir séché les échantillons dans l’étuve à 105 °C pour obtenir un poids constant déshydraté, ils ont été mis au four à 550 °C pendant 3 heures pour quantifier leur contenu en matière organique. Une seconde phase de combustion à 950 °C durant 5 heures a ensuite été réalisée afin d’obtenir la proportion de carbonates (CaCO3) dans le sédiment. Ces mesures sont de bons indicateurs pour déterminer les apports carbonatés associés aux décharges détritiques issus de l’érosion des marbres et des formations néogènes et pléistocènes très carbonatées (Lespez, 2008) d’une part, et de la production organique caractéristiques des zones humides d’autre part. Concernant le carottage FC4, la teneur en carbonate de calcium a été déterminée avec un calcimètre Bernard pour 124 échantillons. Les analyses micromorphologiques menées sur FC2 permettent d’identifier les faciès sédimentaires non perturbés et de préciser la description de sédiments laminés ou à structure micro-laminée, ainsi que leurs caractéristiques pédologiques (humification, micro-agrégation, activité biologique, traits d’oxydo-réduction ou d’hydromorphisme) et son contenu en matière organique (fig. 8). Pour cela, cinq lames minces de sections de 12 x 6 cm sont décrites à partir d’un microscope pétrographique à lumière incidente aux grossissements 1,25 à 40x (Lespez et al., 2014 ; Lespez et al., sous presse). Les faciès sédimentaires sont identifiés et interprétés en termes d’éléments architecturaux reposant sur des modèles standards (Miall, 1996). Les types de transports et de milieux sédimentaires sont définis en combinant ces observations avec l’analyse granulométrique des sédiments (tab. 2).

Fig. 8 – Photographies et description de l’accumulation sédimentaire des carottages de FC2 et FC4 sur les trois derniers millénaires.
Fig. 8 – Photographies and sedimentary accumulation descriptions of FC2 and FC4 cores during the last three millennia.

Fig. 8 – Photographies et description de l’accumulation sédimentaire des carottages de FC2 et FC4 sur les trois derniers millénaires.Fig. 8 – Photographies and sedimentary accumulation descriptions of FC2 and FC4 cores during the last three millennia.

A. Limon carbonaté avec des restes organiques (F11) ; B. Laminages de dépôts sableux fins à moyens avec de la matière organique amorphe, de nombreux microcharbons et des macrorestes (feuille, petite branche,..., F5).
A. Carbonated silt with organic remains (F11); B. fine to medium sand laminated deposit with amorphous organic matter, abundant microcharcoals and macro remains (leaves, twig…, F5). 

3.3. Analyses paléoécologiques

16Les coquilles macroscopiques de mollusques et de bivalves d’eau douce ont été identifiées pour fournir des informations sur l’environnement local des dépôts. Elles permettent en particulier de distinguer les eaux vives des eaux stagnantes et boueuses. En effet les moules d’eau douces (Unio tumidus) témoignent d’un environnement fluvial alors que Viviparus viviparus sont des mollusques d’eau douce caractéristiques de la sédimentation silteuse des eaux stagnantes. L’analyse pollinique dans les contextes de plaine d’inondation et de milieu lacustre (FC1) a été réalisée à partir de 26 échantillons de 1 cm3 sur 6 mètres de profondeur. Les échantillons couvrant les 3 derniers millénaires se situent dans les 4 mètres supérieurs. Tous les échantillons suivent la méthode de traitement classique mise au point par Faegri and Iversen (1989) plus amplement détaillée dans Glais et al. (sous presses). La remobilisation des sédiments de surface de ce carottage ne permet pas d’obtenir une image continue de l’évolution du couvert végétal jusqu’à nos jours. L’utilisation de données palynologiques complémentaires est donc nécessaire afin d’obtenir un aperçu des forçages climatiques et humains sur la végétation sur l’ensemble de la période étudiée, bien que les cortèges végétaux initiaux soient différents. La seconde partie du diagramme pollinique de synthèse (fig. 9) provient d’un sondage de 2,60 m prélevé dans une petite tourbière d’altitude (Lailias ; 41°16’4’’ N et 23°35’58’’ E ; 3 ha ; 1420 m), dans la partie amont du bassin versant du Strymon qui fournit des informations précises sur la dynamique de la végétation de la région au cours des deux derniers millénaires (Gerasimidis, 2000).

Fig. 9 – Chronologies historiques des phases de détritisme et d’évolution de la végétation dans les bassins versants du Xéropotamos, de l’Angitis et du Strymon depuis 3000 ans.
Fig.9Historical chronologies of detritism phases and vegetation evolution in the Xeropotamos, Angitis and Strymon since 3000 years. 

Fig. 9 – Chronologies historiques des phases de détritisme et d’évolution de la végétation dans les bassins versants du Xéropotamos, de l’Angitis et du Strymon depuis 3000 ans.Fig.9 – Historical chronologies of detritism phases and vegetation evolution in the Xeropotamos, Angitis and Strymon since 3000 years. 

Les données polliniques de Lailias (bassin versant du Strymon) sont modifiées d’après Gerasimidis (2000) et extraites de l’European Pollen Database. A partir d’un sondage dans une tourbière, seules quelques courbes représentatives ont été sélectionnées : (1) « Végétation arborée de ripisylve » inclut les taxons de Salix, Ulmus type, Alnus type et Populus ; (2) « Taxons anthropogéniques » inclus Cardueae, Chenopodiaceae, Rumex acetosa type, Rumex acetosella type, Urtica dioica type, Plantago lanceolata type, Boraginaceae, Polygonum aviculare type, Centaurea nigra type, Erodium, Vicia type, Papaver Rhoeas type, Rubiaceae, Dipsacus fullonum type et Malva sylvestris type ; (3) « Champignons coprophiles » inclus Cercophora sp., Sporomiella sp., Sordaria sp., Podospora sp. et Coniochaeta cf. lignaria ; (4) « Microfossiles Non Polliniques (MNPs) de processus érosifs » inclus Glomus cf. fascilicatum et Pseudoschizaea circula type.
The palynological data from Lailias (Strymon watershed) are modified after Gerasimidis (2000) and extracted from European Pollen Database. From one peat bog core, only some representative curves are selected here: (1) « Végétation arborée de ripisylve » included Salix, Ulmus type, Alnus type et Populus taxa; (2) « Taxons anthropogéniques » included Cardueae, Chenopodiaceae, Rumex acetosa type, Rumex acetosella type, Urtica dioica type, Plantago lanceolata type, Boraginaceae, Polygonum aviculare type, Centaurea nigra type, Erodium, Vicia type, Papaver Rhoeas type, Rubiaceae, Dipsacus fullonum type et Malva sylvestris type taxa ; (3) « Champignons coprohiles » included Cercophora sp., Sporomiella sp., Sordaria sp., Podospora sp. et Coniochaeta cf. lignaria taxa; (4) « Microfossiles Non Polliniques (MNPs) de processus érosifs » included Glomus cf. fascilicatum et Pseudoschizaea circula type taxa.

4. Résultats et interprétations

4.1. Les faciès sédimentaires

17Les analyses sédimentaires faîtes sur Xe3 (fig. 5) permettent de compléter l’identification des faciès sédimentaires entamées dans la basse vallée du Strymon (Lespez et al., sous presse) et de proposer une typologie complète de ceux caractérisant la sédimentation holocène de la région étudiée. La classification granulométrique, reposant sur les images CM de FC1 (Lespez et al., sous presse) et de Xe3 (fig. 4), le contenu en matière organique et en carbonates ainsi que l’organisation des microfaciès déterminés par analyses micromorphologiques permettent de définir 15 faciès sédimentaires rassemblés dans le second tableau (tab. 2). Ces faciès permettent d’interpréter la sédimentation en terme de dynamiques hydrosédimentaires et d’environnements de dépôt présentés sur la figure 4. Les faciès sédimentaires F2, F3, F5, F6, F8, F10, F11, F12, F13 et F14 sont déjà largement décrit dans les travaux préalables (Lespez et al., 2014, sous presse) nous ne reviendrons donc pas en détail dessus.

18Le premier faciès (F1) que l’on retrouve dans l’unité chrono-stratigraphique (U0) du carottage Xe3 renvoie à un horizon induré sablo-limoneux blanchâtre très carbonaté et avec la présence d’une forte charge détritique gravillonnaire. Sa forte hétérogénéité granulométrique (entre 50 et 400 µm pour la médiane et 600 à 1800 µm pour le percentile supérieur), témoigne d’un dépôt torrentiel à forte énergie correspondant à l’épandage d’un cône alluvial au Pléistocène. Ce faciès est surmonté par un sédiment limoneux moins carbonaté et assez organique avec des traits de pédogénèse, constituant une transition progressive vers l’horizon supérieur. Cet horizon de type paléosol de plaine alluviale (F14), qui constitue la base de l’unité U1, est beaucoup moins carbonaté et plus organique (4-7 %) que le précédent. Un second faciès (F15) encore plus organique (9-12 %) atteste d’une courte phase tourbeuse (F15) vers 1880-1683 av. J.‑C. Ce nouveau faciès avec une sédimentation très fine de limon fin argileux (M = 3-20 µm), décarbonaté (2-3%) indique un environnement palustre sans ou avec très peu d’apport allogène. Le faciès sédimentaire F12, toujours dans l’unité U1 et qui repose dessus, traduit une évolution vers un milieu de plaine alluviale marécageuse, temporairement en eau et constituée de limon gris compacts relativement homogène (M = 20-60 µm). Des microcharbons datés du début de l’Antiquité ont pu être datés dans cette matrice de limon fin légèrement moins organique et à nouveau carbonatée (environ 5 %). L’unité U2 est toujours constituée de sédiments de milieu palustre ou de ses marges (F12) ponctuée cette fois par des oscillations récurrentes dans les pourcentages de carbonates et de matière organique (2-6 %) induisant certaines fluctuations tant des apports détritiques que du niveau de la nappe phréatique. Une petite passée un peu plus détritique située peu avant 4 m de profondeur indique un dépôt de débordement en plaine alluviale de limon marron clair, moins bien trié et plus carbonaté (F13). Entre 3,50 et 3 m de profondeur, un faciès (F9) encore non identifié jusqu’ici, constitué de sable fin micacé couplé à du limon fin (M = 40-70 µm et C = 200-600 µm), compose la troisième unité chrono-stratigraphique (U3). Ce faciès caractérise des apports alluviaux réguliers de chenal dans un espace marécageux ou ses marges, associé à un détritisme plus important. Le retour à une dynamique sédimentaire lente (F12) de dépôts palustres entre 2,85 et 1,55 m de profondeur s’identifie par une diminution de la taille des particules sédimentaires moyennes et une légère augmentation des quantités de matières organiques (6 %). En revanche, cette quatrième unité (U4), bien que toujours en marge d’un espace palustre, est plus marquée par des apports allogènes grossiers (C = 300-850 µm) que lors des périodes précédentes. De 1,55 à 0,60 m (U5), la sédimentation est beaucoup plus grossière (jusqu’à 300 µm pour la valeur médiane), alternant entre des couches de sable fin laminé et du sable plus grossier contenant de nombreux macrorestes organiques et des charbons. Les valeurs de la perte au feu sont proches de 5 % malgré les apports fluviaux détritiques conséquents (F5) montrant l’accélération du détritisme avec des dépôts de chenaux de défluviation ou de débordement. L’unité chrono-stratigraphique supérieure (U6) est constituée d’un faciès sédimentaire (F4) de sable fin micacé, légèrement limoneux, relativement homogène (M = 200-300 µm) et totalement inorganique (0-2 %) caractéristique de l’intensification des défluviations de plus ou moins forte énergie.

4.2. Interprétations géomorphologiques

4.2.1 Le cône alluvial du Xéropotamos

19L’étude du cône alluvial du Xéropotamos fournit des indications sur les rythmes du détritisme dans la plaine de Drama au cours de l’Holocène. Malgré l’absence de datations à la base des sept carottages réalisés, les faciès sédimentaires rencontrés (F1) sur les sondages Xe1, Xe2, Xe3 et Xe6 correspondent aux descriptions faites préalablement pour les dépôts pléistocènes attestés de la plaine (Lespez, 2008). Ainsi, l’unité sédimentaire U0 indurée, hétérométrique, à concrétions carbonatées, souvent rubéfiée et difficile à traverser dans les trois premiers cas, correspond aux épandages détritiques pléistocènes. Six unités chrono-stratigraphiques holocènes ont ensuite été mis en évidence.

20La base de l’accumulation détritique holocène se situe pour Xe3 à 6,20 m de profondeur (U1). Le début de la sédimentation holocène est antérieur à la transition entre l’Âge du Bronze Moyen et Récent (1880-1683 av. J.‑C.). Cette première aggradation sédimentaire du Xéropotamos à l’aval de son cône de déjection (Xe3) est donc contemporaine à celle mesurée 7 km en amont sur une coupe stratigraphique, dans une terrasse alluviale emboîtée, aux abords du cours d’eau actuel (Ly-559-OxA, 1832-1534 av. J.‑C. ; Lespez, 2003). L’examen des sédiments atteste un léger granoclassement entre l’amont (F9) et l’aval (F14, F15, F12). A l’aval, la sédimentation est essentiellement composée d’argile grise foncée, très organique et compacte, parfois tourbeuse, se déposant dans un environnement palustre (F15) alors qu’à l’amont (Xe2, Xe5, Xe1 et Xe6), le début de l’aggradation semble concomitant et correspondre à une sédimentation détritique caractéristique d’une plaine alluviale. L’examen de la topographie montre que le détritisme s’amorce sur le cône alluvial pléistocène en pente douce à l’amont alors que vers l’aval les étendues planes du fond de la dépression déconnectées par une rupture de pente assez nette restent palustres (Xe3, Xe2 et Xe1). Cette situation, qui correspond à la première unité chrono-stratigraphique holocène (U1), perdure jusqu’au début de l’Antiquité (époque archaïque, VIIème s. av. J.‑C.), sur l’ensemble du cône de déjection comme l’attestent les datations obtenues sur Xe1 et Xe3 et le fragment de céramique retrouvé à 5,45 m de profondeur dans le carottage Xe5. Cette unité contient de nombreuses passées à microcharbons supposant une activité anthropique à proximité, qui est plus marquée à l’amont. A cette époque, la plaine est occupée par des populations thraces tout comme l’ensemble de la Grèce septentrionale à l’est de l’Axios (Koukouli-Chryssanthaki et al., 2008). A la fin de cette période, le sédiment devient limono-argileux micacé gris verdâtre à tâches ocres.

21La deuxième unité chrono-stratigraphique (U2) se développe sans hiatus sédimentaire à la suite de la précédente. Elle correspond à la fin de l’époque classique et au début de l’époque hellénistique (autour de 400-350 av. J.‑C.). Elle est constituée de sédiments de milieu palustre ou de marge de marais (F12) marqués par des apports détritiques révélés par l’oscillation de la taille des particules (20-80 µm pour plus de 50 % des sédiments) et les pourcentages de carbonates et de matière organique (2-6 %) sur Xe3. Elle montre encore une différence entre les parties amont constituées de sédiment sableux fin à moyen laminé ou de sable fin laminé mal trié contenant des macrorestes et des microcharbons (F3, F5) et aval (F12, F15) du cône. On observe un granoclassement entre l’aval (F12, F13) et l’amont (F3 à F6) qui montre le maintien des environnements palustres à l’aval et des apports détritiques à l’amont.

22L’unité sédimentaire suivante (U3) se dépose également au cours de la période hellénistique d’après la datation 157 av. J.‑C. -58 ap. J.-C obtenue dans Xe4. Elle est constituée de sable fin micacé limoneux dans ce même sondage (F8). Les faciès sédimentaires observés dans Xe3 sont dominés par des limons gris-brun foncés, ponctués par des imprégnations ferromanganiques noires et d’oxydo-réduction (F9). Ces dépôts très micacés et finement sableux attestent d’un apport fluvial notable de dépôts de débordement. A l’amont, les faciès sédimentaires sont nettement plus grossiers (sable fin à moyen F3), mettant en évidence la proximité d’un ou plusieurs chenaux du Xéropotamos. L’ensemble de ces observations révèle une accélération du détritisme qui gagne les milieux palustres de l’aval, préservés lors des périodes précédentes. L’aggradation est significative et correspond à une accumulation d’épaisseur et de granulométrie décroissante, qui s’observe de l’amont à l’aval sur tout le cône alluvial. Ainsi pour la première fois, le carottage Xe7 situé dans un environnement de marais tourbeux, enregistre des apports allogènes de limons grisâtres (F10).

23La quatrième unité stratigraphique (U4) correspond à la fin de l’époque paléochrétienne et au début de l’époque byzantine (autour de 400 ap. J.‑C.). Elle contraste avec la précédente puisque la quasi-totalité des carottages présente une sédimentation fine avec très peu d’apport fluviatile (F12, F15). Néanmoins, le secteur du carottage de Xe5 reste toujours sous l’influence directe du cours d’eau (limon-sableux à sable fin (F8) bien que les dépôts témoignent d’une compétence réduite par rapport à l’unité stratigraphique antérieure. A l’instar de ce qui est observé sur Xe3, les sédiments correspondent essentiellement à des limons argileux gris très homogènes à nombreuses tâches ocre reflétant la faible intensité du détritisme et une fluctuation saisonnière du niveau des nappes phréatiques (fig. 5). Partout, la sédimentation indique le retour à des conditions palustres. La formation de près d’un mètre de sédiment tourbeux sur Xe7 (F15) montre d’ailleurs une remontée du niveau des nappes à l’aval et la quasi absence d’apports détritiques.

24La séquence sédimentaire (U5) qui lui succède est probablement de la fin de l’époque byzantine, bien que l’absence de datations ne permette pas de définir clairement la période de dépôts. Les faciès sédimentaires observés sur Xe3 correspondent à une alternance de dépôts de limons sableux et de sables fins, plus ou moins bien triés (F5). On retrouve cette forte variabilité sédimentaire vers l’amont du cône sur les carottages Xe2 et Xe5 où alternent sables fins à moyens (F3) et limons plus ou moins organiques (F8). Il est possible que cette forte variabilité sédimentaire soit la résultante de la divagation des chenaux d’écoulement. C’est ce que suggèrent également les analyses granulométriques réalisées sur Xe3 (fig. 4) qui montrent une prédominance des dépôts de débordement ou des dépôts palustres avec des apports de débordement, indiquant une recrudescence de l’activité alluviale.

25La dernière unité chrono-stratigraphique (U6) identifiée indique une accélération du détritisme sur l’ensemble du cône alluvial du Xéropotamos dès le début du quinzième siècle. La sédimentation détritique s’affirme à l’amont avec près de 2 m de sédiment pour cette unité qui est la plus puissante de l’Holocène alors que le faciès dominant de Xe3 est un sable fin-moyen très clair homométrique (M = 200-300 µm et moyenne > 300 µm, F4), interrompant la dynamique palustre qui prévalait jusque-là et témoignant également de la généralisation du détritisme alluvial sur l’ensemble du cône du Xéropotamos.

4.2.2. La basse vallée du Strymon

26Sur le second transect (fig. 7), les premières unités stratigraphiques (U0 et U1) décrivant l’Holocène moyen ont été précisément décrites dans les publications précédentes (Lespez et al., 2014, sous presse).

27La première unité qui relève de la période étudiée (U2), est constituée de dépôts alluviaux fins, limono-argileux, caractéristiques d’environnement lacustre de faible profondeur (F10, F12). Dans la partie orientale du transect, on observe une alternance de dépôts lacustres et de dépôts fluviaux plus grossiers (F8). Cette unité indique que de l’Âge du Bronze moyen (2000-1600 av. J.‑C.) jusqu’à la fin de l’Âge du Bronze récent (c. 1000 av. J.‑C.), le fond de la vallée était occupé par un milieu palustre, probablement en eau dans sa partie occidentale d’après le sondage de FC4 et la présence de nombreuses coquilles de mollusques inféodés aux milieux d’eau douce (Unio tumidus, Viviparus viviparus et Sphaerium cornea). Cette configuration de la zone humide maintenait probablement la butte de Fidokoryphi sous forme d’île.

28Le retour d’une sédimentation sableuse (U3) plus ou moins grossière au pied de la butte, interrompant une sédimentation constituée de dépôts fins (F5), indique une recrudescence des apports fluviaux au début de l’Antiquité (800 av. J.‑C. environ). Ces sédiments sont également caractérisés par la présence de microcharbons dans les sondages FC1, FC4 et FC7 et parfois même d’artefacts archéologiques qui attestent le développement d’une nouvelle phase d’anthropisation dans la plaine palustre et ses marges. Cette première phase détritique majeure correspond à des apports sédimentaires fournis par l’Angitis. L’analyse stratigraphique révèle que la rivière était alors capable de divaguer des deux côtés de la butte. L’accumulation indique une progradation alluviale vers l’ouest de la butte, au sein de la zone humide. A l’inverse, les apports détritiques du Strymon n’apparaissent pas encore puisque la partie occidentale du transect correspond toujours à un milieu lacustre.

29L’U4 est une unité stratigraphique correspondant au début de la période d’occupation byzantine, relativement bien datée à l’est du transect (c. 400 ap. J.‑C.). Le chenal principal de l’Angitis était assez proche de sa position actuelle comme le montrent les dépôts successifs de sable fin à moyen à lit de charbons et de coquilles de moules d’eau douce sur FC1 (F3). L’apport détritique au cours de cette période semble assez limité néanmoins en termes de volume sédimentaire si on la compare avec la période précédente. Pour la partie occidentale du transect (FC4, FC9 et FC10), la sédimentation est dominée par le faciès F8. Celui-ci montre l’alternance de lits millimétriques de sable fin micacé, de limon blanchâtre carbonaté et de limon gris organique, témoin du développement des apports alluviaux détritiques au sein de la sédimentation lacustre jusqu’ici dominante.

30L’unité stratigraphique suivante (U5) se démarque nettement des précédentes. La discordance avec les unités inférieures est nette sur tout le transect, et suggère une phase d’incision préalable au dépôt. Cet épisode d’incision permettrait d’expliquer la présence de deux datations exclues (tab.1) car inversées et très anciennes (4782-4598 av. J.‑C. et 3515-3352 av. J.‑C.), situées à cette interface dans la carotte FC5. L’unité 5 témoigne d’une très forte accélération du détritisme dans la basse vallée du Strymon. Elle correspond à une réduction importante des espaces en eau et à un atterrissement de la plaine alluviale. La sédimentation correspond à l’alternance de sédiments sableux fin, limono-sableux et limoneux, voire limono-argileux, organisés en lits fins qui recouvrent progressivement l’ensemble du fond de vallée. Cela indique un changement complet d’environnement puisque progressivement les milieux lacustres et palustres sont atterris par des formations de débordement déposées par des écoulements divagants lors de crues très chargées en matériel détritique.

31La dernière unité stratigraphique (U6) est la continuité de la précédente en termes de dynamique morphosédimentaire bien que l’on observe une diminution des dimensions moyennes des particules déposées, à l’exception de FC5 et FC4.

4.3. Analyses paléoenvironnementale

32Les informations fournies par les analyses polliniques et des microrestes non-polliniques sont rapidement présentées car elles fournissent des indications importantes pour identifier les changements d’origine anthropique, climatique dans la dynamique des bassins versants étudiés.

33Les informations paléoenvironnementales disponibles pour la période étudiée proviennent principalement des analyses polliniques conduites sur le carottage FC1 (Lespez et al., sous presse). La séquence présentée dans le cadre de cet article recouvre ici un millénaire entre 1200 et 200 av. J.‑C. A la fin de l’Âge du Bronze (1200-1000 av. J.‑C.), la basse vallée du Strymon est relativement boisé (environ 60 % de pollen arboréens. Ce couvert arboré est enregistré sur les piémonts et les versants montagnards mais indique également une ripisylve (20 %). A partir de l’Âge du Fer jusqu’au début de l’Antiquité (1000-750 av. J.‑C.) on constate une diminution de la couverture forestière au profit d’une végétation herbacée. Les espèces se développant en milieu humide restent quant à elle à un niveau constant. En revanche, les pourcentages de céréales atteignent leur maximum (5 %) ce qui signifie qu’elles sont cultivées à proximité. Cette tendance est concomitante avec la disparition temporaire des espèces arbustives, l’augmentation des taxons anthropogéniques, des autres herbacées et l’apparition de champignons coprophiles, indicateurs de pastoralisme, à des pourcentages importants (9 %). Entre 750 et 620 av. J.‑C., on distingue un rapide changement de végétation, marqué par une régression des espèces de milieux humides et des espèces arborées, le retour d’espèces arbustives (4 %), l’apparition du chêne bien qu’à un faible pourcentage (< 1 %) et un pic dans l’enregistrement de champignons coprophiles (12 %), des taxons anthropogéniques (37 %) et des autres herbacées. A la fin de cette période (620 av. J.‑C.), jusqu’au début de l’époque hellénistique (330 av. J.‑C.), les espèces arborées (36-41 %) dominent un environnement relativement stable, à nouveau composé d’espèces de milieux humides dans des proportions non négligeables (10-18 %) et d’une strate herbacée atteignant au maximum 17 % pour les espèces anthropogéniques et 18 % pour les autres. Les champignons coprophiles disparaissent, tandis que les céréales tout comme les chênes se maintiennent (2-4 %). L’ultime phase paléoécologique enregistrée sur ce carottage (330-210 av. J.‑C.) atteste d’une forte diminution des essences arborées de ripisylve et forestières (< 15 %), correspondant à une forte croissance de la végétation arbustive qui passe de moins de 5 % à plus de 15 % et des herbacées en général, à l’exception des espèces anthropogéniques et des céréales qui disparaissent.

34La séquence de Lailias (Gerasimidis, 2000), bien que située plus en altitude (1450 m), permet de compléter les informations sur la dynamique de la végétation dans la région et notamment en domaine montagnard. Vers 150 av. J.‑C. jusqu’au milieu du premier siècle ap. J.‑C., la végétation d’altitude passe d’un milieu très fortement boisé, dominé par les conifères à un milieu beaucoup plus ouvert avec une progression des taxons anthropogéniques, des céréales au détriment des espèces arborées et des espèces de zones humides. La période suivante qui s’étend de 50 à 800 ap. J.‑C. environ, indique à nouveau des conditions favorables aux plantes hydro-hygrophytes, aux conifères, mais également aux hêtres et aux céréales. L’état du couvert végétal à la fin de cette période (800 ap. J.‑C.) correspond approximativement à celui observé vers 50 ap. J.‑C. Au cours des trois siècles suivants (800-1120 ap. J.‑C.), la tendance générale est à la fermeture et à la reforestation des montagnes. A l’exception des sapins qui disparaissent pratiquement, les hêtres, pins sylvestres et chênes voient leurs pourcentages s’accroître considérablement. Par ailleurs, aucun grain de pollen de céréale n’est plus comptabilisé. Par la suite, un changement majeur au sein du cortège végétal a lieu entre 1120 ap. J.‑C. et 1350 ap. J.‑C. Il se caractérise par un défrichement important des zones boisées touchant principalement les essences à feuillage caduque (chêne, hêtre). Simultanément un pic de la strate herbacée et des taxons anthropogéniques en particulier a lieu. Enfin, les six derniers siècles (1350-1900 ap. J.‑C.) sont caractérisés par le retour à un taux de boisement important et une relative stabilité de la couverture végétale malgré une présence anthropique qui perdure (taxons anthropogéniques). Seule la courbe du pourcentage de hêtre croît fortement à partir de 1600 ap. J.‑C. sans pour autant modifier significativement le paysage environnant.

5. Discussion

35Si les données sédimentaires collectées permettent d’identifier les fluctuations du détritisme et des rythmes de l’atterrissement des deux plaines alluviales, il reste à discuter du rôle de la transformation des bassins versants liée à l’anthropisation et aux pulsations climatiques dans les dynamiques observées. Le rôle des Rapid Climate Changes (RCC), souvent considérés comme les principaux forçages s’appliquant aux systèmes fluviaux holocènes (Benito et al., 2015) sont en réalité difficiles à démêler de l’impact des sociétés. L’analyse géomorphologique et multiscalaire de la sédimentation doit donc être comparée avec (1) des enregistrements climatiques locaux indépendants, (2) des données paléoécologiques témoignant de l’évolution de la couverture végétale (Greig et Turner, 1974 ; Gerasimidis, 2000 ; Lespez et al., sous presse) et (3) des informations sur le peuplement et l’action anthropique dans les bassins versants étudiés, et en Grèce du Nord plus généralement (Lespez, 2008 ; Izdebski et al., 2015, 2016 ; Risch et Meller, 2015 ; Gogou et al., 2016).

5.1. Le début du détritisme de la fin de l’Âge du Bronze au début de l’Antiquité : forçage anthropique ou climatique ?

36Dans la littérature scientifique consacrée au Nord de la Grèce (Wardle et al., 2014), la fin de l’Âge du Bronze (1050-1000 av. J.‑C.) correspond au point de départ de changements géomorphologiques majeurs caractérisés par une accélération du détritisme à la fois dans les vallées de Macédoine centrale (Krahtopoulou, 2000) ou sur les littoraux égéens (Brückner et al., 2003 ; Vött et al., 2003 ; Ghilardi et al., 2008b, 2013) et à la transformation de la végétation (Greig et Turner, 1974 ; Athanasiadis et Gerasimidis, 1986, 1987). Parallèlement, les travaux sur la distribution des peuplements dès l’Âge du Bronze dans la plaine de Philippes-Drama (Lespez, 2008), associant la répartition des sites de peuplement et les connaissances sur leur potentialité environnementale (capacité pédologique, situation topographique,…), fournissent des informations précises sur les sols utilisés et les sédiments mobilisables par l’érosion. Cependant, aucun modèle ne semble se dégager clairement pour le Néolithique et l’âge du Bronze (Lespez, 2007). D’après les recherches palynologiques conduites par Greig et Turner (1974) à partir du centre du marais de Tenaghi-Philippon, les premiers signes de déstabilisation de la couverture arborée dans le centre de la plaine de Philippes-Drama n’interviennent qu’au début de l’Antiquité. Cependant, ces informations doivent être relativisées car les données polliniques obtenues récemment prouvent l’existence d’une pression agricole à proximité des habitats bien plus précoce. Des signes indéniables d’ouverture du milieu, au moins localement, un pourcentage de grains de céréales significatif dans la basse vallée du Strymon (fig. 9) et à la marge du marais de Tenaghi-Philippon dès le Néolithique récent (Glais et al., sous presse) montrent l’ouverture des milieux par les pratiques agropastorales dès le 5e millénaire avant J.‑C. La prise en compte de l’échelle d’analyse est donc prépondérante. L’impact réel des populations et de leurs pratiques agro-pastorales au sein d’un bassin versant peut être largement minimisé dans un enregistrement régional du couvert végétal (Willis, 1994) comme celui offert par les sédiments tourbeux de Tenaghi-Philippon. Néanmoins, l’origine anthropique des épisodes d’aggradation alluviale est difficile à attester car elle dépend de l’échelle, de la durée et de l’intensité de l’impact humain, qui ne peut pas s’estimer par la simple absence ou présence de peuplement dans le bassin versant (Krahtopoulou, 2000 ; Lespez, 2007 ; Weiberg, 2014). Ainsi, à l’échelle régionale, le processus d’anthropisation est déjà largement enclenché au Bronze final, lorsque les hydrosystèmes réagissent, via l’accélération du détritisme, aux transformations des bassins versants par les pratiques agraires (van Andel et al., 1990). Le lien entre les impacts externes et la réponse de l’hydrosystème est moins évident ou différé dans les espaces lacustres (Macklin et al., 2006) ou pour les grands bassins versants tel que celui du Strymon, par rapport à ceux de faible dimension (Houben, 2008 ; Hoffmann et al., 2010). Le décalage temporel entre l’enregistrement hydrosédimentaire dans les basses vallées de l’érosion des sols, déjà souligné par Lespez (2007), montre que les transformations d’origine anthropique n’ont pendant longtemps pas altéré la capacité de résilience des systèmes fluviaux. Cette atonie de plusieurs millénaires, avant le premier millénaire de notre ère, résulte d’un cadre géomorphologique et bioclimatique peu favorable à l’expression des crises hydrosédimentaires et du caractère discontinu, temporellement et spatialement, de l’emprise humaine (Allée et Lespez, 2006). Même dans les espaces plus favorables à l’enregistrement du détritisme comme les versants de l’Olympe en Macédoine centrale, les séquences holocènes sont caractérisées par de longues périodes de stabilité et de pédogénèse, interrompues par des périodes peu fréquentes mais intenses d’aggradation, d’incision ou de migration latérale du cours d’eau durant lesquelles le poids des évènements extrêmes a pu être déterminant (Krahtopoulou, 2000).

37Si l’aggradation sédimentaire s’amorce à la fin de l’Âge du Bronze (fig. 9), les unités sédimentaires décrites (U1 sur le transect du Xéropotamos et U2 sur celui de Fidokoryphi) présentent toutes des faciès caractéristiques de transport de faible énergie (F8, F9, F10, F12, F15). Cela peut s’expliquer par le rôle prépondérant de la végétation forestière qui domine encore les versants, limitant le ruissellement érosif et la formation d’écoulement concentré sur les piémonts. L’importance de la ripisylve (aulne, saule, etc.) qui persiste au cours de cette période comme le montre les données polliniques (Glais et al., sous presse ; Lespez et al., sous presse), indique également la stabilité des écoulements et la faiblesse des défluviations. L’importance de la couverture végétale et la faiblesse de la charge grossière atténue probablement la visibilité géomorphologique des oscillations hydroclimatiques enregistrées à l’échelle méditerranéenne (Magny et al., 2002, 2013).

38Une tendance à l’aridification est enregistrée au cours du 3e millénaire avant J.‑C. et caractérise l’ensemble du monde méditerranéen (Magny et al., 2013). Les données climatiques disponibles en Méditerranée orientale, à Chypre (Kaniewski et al., 2013), en Turquie (Finné et al., 2011) et en mer Noire (Lamy et al., 2006 ; Neugebauer et al., 2015) témoignent également d’une période d’aridité notable vers 1200-1000 av. J.‑C. Elle se traduit par une baisse du niveau des nappes phréatiques, des niveaux lacustres et de l’activité fluviale. Les données palynologiques obtenues dans la base vallée du Strymon n’indiquent pourtant pas de répercussions notables sur la végétation ni sur le détritisme à cette période (fig. 9). En revanche, nous avons pu mettre en évidence à l’aide des analyses polliniques, une phase d’intensification des pratiques agro-pastorales à partir de 900 av. J.‑C., qui perdure jusqu’au début de l’Antiquité. Celle-ci est caractérisée par des pics de taxons anthropogéniques, de champignons coprophiles, le maintien à un pourcentage important de grains de céréales et la régression du couvert forestier. La phase détritique enregistrée dans les espaces étudiées peut provenir de la répercussion de cette anthropisation conjuguée à un retour à des conditions plus humides favorisant l’exportation de la charge sédimentaire. En effet, une phase humide est enregistrée entre 750 et 350 av. J.‑C., en Méditerranée centrale au Nord du 40° Nord (Magny, 2013 ; Magny et al., 2007, 2012) et orientale (Lamy et al., 2006). C’est à cette période que l’on observe l’apparition de microfossiles indicateurs de processus érosifs, le remplacement des forêts par une végétation arbustive dégradée de versant, la nette diminution de la ripisylve et une accélération contemporaine et concordante du détritisme dans les petits bassins versants (transition U1-U2 sur le cône du Xéropotamos). Cette aggradation observée sur les transects étudiés intervient historiquement à une période où les Thraces peuplaient le Nord de la Grèce et se poursuit lors de la lente conquête des espaces continentaux par les Grecs, qui marque le début de l’Antiquité.

5.2. L’Antiquité : colonisation grecque puis romaine de la Macédoine orientale et accélération du détritisme

39L’accélération du détritisme au début de l’Antiquité (époque archaïque), observable dans les bassins versants de moindre dimension tels que ceux du Xéropotamos ou de l’Angitis, se fait progressivement et de manière assez limitée dans un premier temps. Sur le sondage Xe3, à l’aval du cône du Xeropotamos, on observe un taux d’aggradation d’environ 1,3 mm/an contre environ 0,3 mm/an en moyenne pour tout le millénaire précédent. Par comparaison, dans le bassin de Phlious (25 km2), au nord-est du Péloponnèse et à la fin de la période Mycénienne vers 1000 av. J.‑C., ce taux est de 1,4 mm/an (Fuchs et al., 2004). En aval, dans la basse vallée de l’Angitis, soit la partie orientale du transect de Fidokoryphi (FC7), ce taux est plus important puisqu’il est d’environ 4,0 mm/an. Cette accélération coïncide avec un changement au sein des cortèges végétaux tandis que les indicateurs de l’anthropisation se multiplient pendant environ deux siècles (800-600 av. J.‑C.). Ce constat diffère des observations de Mensing et al. (2015) réalisées en Italie centrale qui montrent pour la période préromaine que la végétation est dominée par des changements climatiques, passage à un climat frais et humide (700-300 av. J.‑C.), plutôt que par les changements d’origine anthropique. De même, dans les recensions des épisodes alluviaux à l’échelle de la Méditerranée orientale (Benito et al., 2015), aucun ne semble correspondre à l’accélération du détritisme observée dans la plaine de Philippes-Drama et dans la basse vallée du Strymon. Macklin et al. (2006) identifient une période d’inondation majeure en Europe tempérée entre 860-420 av. J.‑C. suivie d’une période de détritisme réduit tandis qu’en Belgique, Verstraeten et al. (2009) définissent quant à eux, dans un bassin versant de dimension similaire à celui du Xéropotamos, une période d’accélération continue des taux d’érosion et de sédimentation associée à l’intensification de la mise en valeur des sols entre 500 av. J.‑C. et 1000 ap. J.‑C. Concernant la partie occidentale du transect de Fidokoryphi (FC5, FC9, FC10 voire FC4), les dépôts indiquent une phase de relative stabilité sédimentaire en milieu lacustre (F12), avec très peu d’apports détritiques provenant du Strymon. Les perturbations anthropiques observées dans la plaine de Philippes-Drama où aux abords de l’Angitis ont donc eu un impact relativement localisé, puisque la déstabilisation des versants n’apparaît pas à l’échelle de grand bassin versant tel que le Strymon (fig. 9).

40C’est au début de l’époque hellénistique (après 400 av. J.‑C.) que la généralisation et l’intensification du détritisme sont constatées dans le bassin versant du Xéropotamos (U3). Cette phase n’avait pas encore été observée à l’amont où la tendance demeure d’ailleurs à l’incision jusqu’à la fin de l’Antiquité (Lespez, 2003). Cette incision, enregistrée à l’amont et les faciès identifiés sur le cône alluvial (F4, F5 et F7), en amont du transect étudié, indiquent une fourniture sédimentaire principalement issue des sols bruns rubéfiés qui se sont développés sur les formations pléistocènes de piémont. Cette réactivation du détritisme intervient peu de temps après l’installation des Macédoniens dans la plaine au milieu du IVème siècle av. J.‑C. alors que la ville antique de Philippes est fondée (356 av. J.‑C.). L’augmentation des processus érosifs et le remplacement des forêts par une végétation dégradée de type phrygane, font écho aux sources historiques qui indiquent une intensification de l’occupation humaine, les populations nouvelles renforçant le peuplement thrace en grande partie resté sur place. La mise en valeur des piémonts, voire des basses pentes, a dû favoriser une évolution rapide de la couverture végétale. La déstabilisation du système hydrosédimentaire a été d’autant plus efficace qu’elle est co-occurrente de conditions légèrement plus humides observées en Méditerranée orientale entre 450 et 50 av. J.‑C. (Bar-Matthews et Ayalon, 2011). L’efficacité des écoulements de crue a pu être favorisée par l’augmentation des précipitations observées à l’échelle régionale (Lamy et al., 2006 ; Kaniewski et al., 2007). Elle a pu également être favorisée par l’amélioration des techniques agricoles et le développement des systèmes de drainage (Mensing et al., 2015) favorisant la production hydrologique et son transfert vers les écoulements majeurs. Ce développement du drainage agricole n’est pas encore attesté archéologiquement localement mais il constitue une des hypothèses les plus raisonnables pour expliquer l’ampleur des défrichements et de la rétraction des zones humides faisant suite à l’arrivée des Macédoniens dans la plaine de Philippes-Drama et décrite dans un célèbre texte de Théophraste (Lespez et Tirologos, 2004). Cette conjonction des forçages anthropiques et climatiques pourrait expliquer l’augmentation spectaculaire du détritisme (4,0 mm/an à Xe3) observé dans la région, jusque-là sous-estimé (Lespez, 2003), comme cela a pu être observé en Turquie méridionale (Beach et Luzzadder-Beach, 2008) où le taux de sédimentation est deux fois et demie plus fort au cours des périodes hellénistique et romaine qu’avant et après.

41La période impériale et la fin de la période romaine (100-400 ap. J.‑C.) marquent un ralentissement du détritisme (environ 1,1 mm/an à Xe3). L’intensification de la mise en valeur agricole attestée dans la plaine de Philippes-Drama est caractérisée par le développement des cultures céréalières, de la viticulture et de l’élevage (Lespez, 2008) sans que le fonctionnement des systèmes fluviaux ne soit profondément affecté. Ce paradoxe apparent entre le « monde plein », qui caractérise l’Antiquité romaine dans la plupart des régions méditerranéennes et l’atonie sédimentaire fréquemment observée est souvent mis sous le compte d’une gestion efficace des terroirs agricoles et des hydrosystèmes, favorisée par une période climatique plutôt sèche (Neboit et Lespez, 2006). En effet, cette atonie a pu être favorisé par l’augmentation de l’aridité, attestée à l’échelle régionale (Lamy et al., 2006 ; Ehrmann et al., 2007 ; Kaniewski et al., 2007 ; Kuhnt et al., 2008 ; Orland et al., 2009) et ne favorisant pas le transport sédimentaire.

5.3. L’époque byzantine : une réactivation du système, un comblement progressif des espaces dépressionnaires et une remontée du niveau palustre

42Le début de l’Empire byzantin dans le Nord de la Grèce (époque paléochrétienne Vème - VIIème siècle ap. J.‑C.) est caractérisé par une nouvelle phase d’alluvionnement détritique provoquant des taux d’accumulation assez importants proche de 2 mm/an dans la basse vallée de l’Angitis et sur le cône alluvial du Xéropotamos (Lespez, 2003, 2007). Cette phase d’aggradation résulte probablement de la convergence de pulsations climatiques plus humides couplées avec l’extension des finages vers l’amont des bassins versants (Lespez, 2003) et une mise en valeur agricole par des activités agropastorales qui favorisent une reprise en charge et le déstockage des sédiments de pied de versant. La Macédoine est alors un espace tampon entre les possessions littorales byzantines au sud des Balkans et les peuplements Avars et Bulgares qui dominent les espaces plus au Nord, dans le Rhodope (Curta, 2006). Le Nord de l’Egée est alors un foyer de migration pouvant engendrer de profondes transformations à l’amont des bassins et sur les hauts de versants (Lemerle, 1979 ; Curta, 2012). Cela coïncide bien avec les données polliniques des milieux montagnards du bassin versant du Strymon et plus généralement du Rhodope (Gogou et al., 2016), où le développement des activités pastorales en milieu montagnard vers 600 ap. J.‑C., suggère une ouverture du milieu. Par ailleurs, les transferts sédimentaires sont sans doute favorisés par la récurrence d’évènements humides d’échelle séculaire, comme Magny et al. (2013) l’ont mis en évidence pour la période centrée sur 750 ap. J.-C par exemple, même si la connaissance du paléoclimat en Grèce du nord demeure insuffisante encore pour ces époques pour le prouver définitivement. A partir de 850 ap. J.-C, la couverture forestière se redéveloppe dans les espaces montagnards du bassin versant du Strymon (Gerasimidis, 2000), ce qui peut expliquer que les volumes sédimentaires accumulés soient limités par rapport à ceux de la période précédente.

43Vers 1100 ap. J.‑C., une nouvelle période de diminution importante du couvert forestier, du fait d’un déboisement (Fagus et Quercus essentiellement), est enregistrée dans les montagnes et les forêts de basse altitude (Gerasimidis, 2000) comme cela a été observé plus généralement en Grèce du Nord (Lawson et al., 2004) et au-delà (Mensing et al., 2015). Elle coïncide avec une période d’augmentation des températures et de diminution des précipitations qui caractérise l’ensemble de l’Europe centrale et du Nord de la Méditerranée (Schilman et al., 2001 ; Büntgen et al., 2011 ; Christiansen et Charpentier-Lungqvist, 2012 ; Gogou et al., 2016) qui est dénommée Optimum climatique médiéval (POM). Ces changements climatiques sont enregistrés par les formations végétales qui voient le développement ou l’apparition d’indicateurs d’un environnement plus sec (Caryophyllaceae, Aster type, Cichorioideae, Poaceae, Juniperus type). Dans tous les bassins versants de la zone d’étude, la réactivation progressive des dynamiques hydrosédimentaires est observée vers 1150 ap. J.‑C. (U5), comme en témoignent les importants apports sédimentaires terrigènes accumulés au Nord de l’Egée (Gogou et al., 2016). Cette réactivation intervient après une période de faible récurrence de crue enregistrée dans l’ensemble de la Méditerranée orientale (Benito et al., 2015). Elle se traduit par un transfert d’une charge fine mais qui n’occasionne pas de dépôts sédimentaires massifs. Cela s’explique sans doute par la faiblesse des crues débordantes dans les plaines d’inondation et le maintien de conditions climatiques relativement arides (Gogou et al., 2016). Ce sont ces mêmes conditions et leur relative stabilité qui ont permis une forte croissance économique et démographique en Macédoine du 12 au14e siècle ap. J.‑C., d’après de nombreuses sources manuscrites (Laiou, 1977 ; Harvey, 1989 ; Lefort, 1991 ; Dunn, 1998). Les données polliniques de Lailias vont dans le même sens puisqu’elles montrent un fort déboisement et le maximum de taxons anthropogéniques pour cette période. Cette tendance au réchauffement n’incite pourtant pas la restauration des modèles économiques agricoles antérieurs et la culture de céréale, mais au contraire à la spécialisation vers les activités pastorales (Izdebski et al., 2015). En l’absence de conditions hydrologiques favorables au transport sédimentaires, la seule présence anthropique en plaine comme sur les versants ne suffit pas à déclencher le transport de charge solide. Ce n’est que vers 1400 ap. J.‑C. environ que le détritisme reprend de manière constante et ne sera plus interrompu bien que les rythmes d’accumulation restent irréguliers.

5.4. L’époque ottomane et/ou Petit Age Glaciaire : accélération du détritisme et atterrissement généralisé des zones humides

44Vers 1400 ap. J.‑C., on observe la transition entre une période de sédimentation discontinue et de faible volume vers une phase d’accumulation généralisée dans l’ensemble des plaines alluviales (U5 et U6 à Fidokoryphi et U6 sur le cône du Xéropotamos). La variabilité de l’épaisseur des épandages alluviaux observés sur les transects s’explique principalement par la proximité du chenal principal et ses défluviations comme l’indiquent les faciès sédimentaires préalablement définis. Ainsi, sur les cinq derniers siècles (U5 et U6 réunies sur le transect de Fidokoryphi), le taux de d’aggradation atteint à certains endroits plus de 6 mètres, soit 12 mm/an pour FC9 notamment. Le taux d’aggradation est en revanche plus modeste pour le cône alluvial du Xéropotamos avec environ 3 mm/an en aval (Xe3) et environ 4 mm/an pour Xe1 en amont, bien qu’ils restent forts par rapport à ceux des périodes antérieures.

45L’origine de ce comblement accéléré indique une transformation durable et complète des débits solides. Du fait de l’ampleur des modifications observées, la fourniture de sédiments est attribuable à d’importantes transformations des bassins versants alors que l’activation de la cascade sédimentaire implique la récurrence de crues débordantes. L’accélération du détritisme provient donc probablement de la conjonction d’évènements climatiques intenses (Luterbacher et al., 2012 ; Gogou et al., 2016) et de l’intensification des pratiques anthropiques (Lespez, 2003, 2007, 2008). Après le POM, une péjoration climatique correspondant au Petit Age de Glace (PAG) est observé dans l’ensemble de l’Europe tempérée et méditerranéenne au cours du XIVème siècle (Bond et al., 2001 ; Grove et Rackham, 2003 ; Büntgen et al., 2011 ; Christiansen et Charpentier-Lungqvist, 2012 ; Magny et al., 2013). Le PAG est l’archétype de courtes phases de refroidissement climatique enregistré par les latitudes moyennes et boréales au cours de l’Holocène dans l’hémisphère nord (Wanner et al., 2011). Historiquement cette période coïncide avec deux évènements majeurs à l’échelle régionale. Tout d’abord, les conséquences de l’épidémie de peste constatée à partir de 1348 ap. J.‑C., ont pu favoriser un important déclin démographique comme identifié pour la Chalcidique voisine et les montagnes du Pangé où entre 30 à 50 % des habitants ont péri au cours des décennies suivant son apparition (Geyer 1986). L’auteur suggère également que, dans les espaces montagnards de Macédoine, cela a engendré un épisode d’érosion intense, suite à l’absence d’entretien des champs situés sur les versants et à l’abandon des terrasses dans les vallées, pouvant entrainer rapidement la perte de la plupart des sols superficiels. Par ailleurs, le XVème siècle correspond au début de la période d’occupation ottomane en Grèce septentrionale et dans la basse vallée du Strymon (prise de Serres en 1383 ap. J.‑C.). Les conséquences sociales de ce changement politique se traduisent par une mise en valeur accélérée des terrains fertiles de plaine et de piémont. Les espaces montagnards connaissent des situations beaucoup plus contrastées et localisées. Les données polliniques du Rhodope intérieur (Gerasimidis, 2000) témoignent d’un reboisement et d’un milieu peu fréquenté et peu perturbé. Cela s’explique en partie par la baisse des températures ayant entrainé le départ des peuplements de haute altitude (> 1200 m). A l’inverse, sur les hauteurs du bassin versant du Xéropotamos (600-1200m) on observe un développement sans précédent du pastoralisme (Lespez, 2008). L’essor des cultures commerciales en plaine et la forte pression sur les espaces de bas de versant, associés au prélèvement du bois et à un pastoralisme de plus en plus prégnant, participent à la mise en valeur généralisée des sols. Dans un contexte d’expansion démographique et de forte croissance économique avec l’essor du marché des céréales entre les territoires ottomans et l’Ouest de la Méditerranée (Dunn, 2009), culminant vers 1500-1600 ap. J.‑C., les sols deviennent très vulnérables à l’alluvionnement en cas de pulsation climatique humide comme celle identifiée vers 1600 ap. J.‑C. (Gogou et al., 2016).

46La mobilité des chenaux, pour les cours d’eau étudiés, et la granulométrie des dépôts attestent d’une forte capacité d’érosion et de transport lors des crues. Les crues extrêmes et fréquentes de récurrence décennale jalonnent toute cette période comme le montrent les observations réalisées sur le cône du Xéropotamos et plus généralement sur l’ensemble du pourtour méditerranéen (Krahtopoulou, 2000 ; Llasat et al., 2005 ; Macklin et al., 2006 ; Hoffmann et al., 2010 ; Benito et al., 2015 ; Mensing et al., 2015 ; Gogou et al., 2016). Les épisodes pluvieux, souvent intenses, ont accentué l’érosion des sols rendus fragiles par leur valorisation agricole. Cette accélération de la sédimentation dans les systèmes fluviaux à partir de 1450 ap. J.‑C. a également été détectée dans les enregistrements marins du nord de l’Egée (Gogou et al., 2016). L’ampleur de la sédimentation enregistrée et son caractère synchrone, observé dans l’ensemble des bassins versants, appuient l’hypothèse de forçages climatiques et anthropiques simultanés. Enfin, le XIXème et XXème siècle constituent les périodes où les connexions étaient les plus favorables au fonctionnement hydrosédimentaire, à l’image de ce qui a pu être observé dans de nombreuses autres régions péri-méditerranéennes (Jacob, 2003 ; Liébault, 2003). L’atterrissement des zones humides résulte donc d’un processus long et irrégulier déclenché bien avant la mise en place d’un programme d’assèchement du milieu dans les années 1930, à qui l’on attribue souvent à tort l’unique responsabilité dans les transformations des plaines alluviales et des zones humides associées.

6. Conclusion

47La recherche pratiquée en Grèce du Nord atteste d’une évolution significative des hydrosystèmes et de leur fonctionnement depuis la fin de l’Âge du Bronze. Dans l’espace étudié, les petits bassins versants aux dynamiques torrentielles ou saisonnières sont apparus particulièrement réactifs aux effets des pratiques culturales et des évènements hydrologiques exceptionnels tandis que les systèmes fluvio-lacustres de plus grande dimension comme la basse vallée du Strymon, contrôlés par des relations hydrosédimentaires avec les espaces amont, apparaissent comme de bons intégrateurs des dynamiques d’ampleur régionale ou globale. L’approche multiscalaire s’avère donc primordiale pour mettre en évidence la variabilité du fonctionnement des systèmes fluviaux et discuter des causes des changements.

48Le déclenchement du détritisme identifié à l’Âge du Bronze avait déjà été mis en évidence mais la recherche présentée apporte de nouveaux éléments chronologiques qui permettent de compléter les travaux précédents (Lespez, 2003) et de mieux caractériser ses fluctuations au cours des trois derniers millénaires. Une phase d’aggradation sédimentaire importante est attestée dès le début de l’Antiquité dans le bassin versant du Xéropotamos et elle va s’intensifiant au début de l’époque hellénistique (400 av. J.-C). Elle est suivie dans les premiers siècles après J.‑C., par une période d’alluvionnement détritique qui montre des taux d’accumulation importants mais qui est en relation avec des épisodes de crue de relativement faible énergie. Ces résultats montrent que contrairement à ce qui avait été mis en évidence par les travaux précédents, l’Antiquité apparaît comme une période de détritisme accentué sur une durée de plusieurs siècles et cela dès la fin de la période thrace. C’est à partir du début de la période d’occupation ottomane (1400 ap. J.‑C.) que se met en place une deuxième phase de détritisme intense entrainant un atterrissement généralisé des zones humides. Déjà mise en évidence par les travaux antérieurs, elle est aujourd’hui mieux datée et sa précocité apparait généralisée. Cette dernière phase est d’autant plus importante qu’elle affecte l’ensemble des hydrosystèmes étudiés quel que soit leur fonctionnement, sans décalage temporel significatif, et qu’elle correspond à des taux de sédimentation encore jamais atteints pour le Nord de la Grèce au cours de l’Holocène. Ils sont responsables d’une véritable métamorphose des systèmes fluviaux et des zones humides bien antérieurs aux grands travaux d’aménagement.

49Les variations climatiques ont joué un rôle de catalyseur dans la réponse des hydrosystèmes mais elles ne permettent pas d’expliquer seules les fluctuations du détritisme. Le poids du facteur anthropique s’affirme ainsi progressivement depuis l’âge du Bronze. Si les crues les plus importantes et les plus étendues en Europe (Macklin et al., 2006), et en Méditerranée orientale en particulier (Benito et al., 2015) ont généralement eu lieu lors d’épisodes climatiques plus frais et humides comme le PAG, le comblement progressif des zones humides et les stocks sédimentaires transportés sont largement déterminés par l’action locale de l’Homme sur son environnement. Les phases d’aggradation les plus intenses sont observées lors de périodes de mutations sociales et d’intensification des pratiques culturales sur les versants ou les piémonts. L’enregistrement de ces transformations des bassins versants par les systèmes fluviaux ne sont cependant effectives que lorsqu’elles sont en relation avec des périodes hydrologiquement favorables. Elles permettent alors un fonctionnement efficace de la cascade sédimentaire jusque vers l’aval des grands organismes fluviaux et le concept de crise sédimentaire d’origine climato-anthropique ou anthropo-climatique (Neboit et Lespez, 2006 ; Morhange et Provansal, 2007) semble toujours valide pour décrire les phénomènes observés en Grèce du Nord.

50L’analyse du détritisme, malgré une tendance générale à l’atterrissement sur les trois derniers millénaires, révèle des rythmes d’aggradation sédimentaire irréguliers, qui ne sont pas systématiquement reliés aux changements climatiques rapides qu’a connus l’Holocène. Il reste désormais à affiner les connaissances sur la relation existante entre les oscillations climatiques séculaires et les événements climatiques de faible fréquence et de haute intensité, et à comprendre leur capacité respective à (re)mobiliser et déstabiliser les sols et favoriser l’activation de la cascade sédimentaire. En relation avec cette question, se pose également la question de la répartition saisonnière des précipitations, de sa variabilité et de son rôle dans l’accentuation du détritisme (Berger, 2015 ; Vannière, 2015).

Haut de page

Bibliographie

Allée P., Lespez L. (2006) – De l’océanique au méditerranéen, la disparité des réponses morphosédimentaires holocènes dans les massifs anciens européens. In Allée P. et Lespez L. (Eds) : L’érosion entre Société, Climat et Paléoenvironnement. Actes de la Table Ronde en l’honneur de René Neboit-Guilhot. Coll. « Nature et Société » 3, Presses Universitaires Blaise Pascal, Clermont-Ferrand, 203-214.

Anthony E.J., Marriner N., Morhange C. (2014) – Human influence and the changing geomorphology of Mediterranean deltas and coasts over the last 6000 years: from progradation to destruction phase? Earth Science Review 139, 336–361.
DOI : 10.1016/j.earscirev.2014.10.003

Athanasiadis N., Gerasimidis A. (1986) – Zur postglazialen Vegetationsentwicklung des Voras-Gebirges (Almopia–Griechenland). Wiss Jahrb Fak Forstwiss Nat Umwelt Univ Thessaloniki, 29, 211-249.

Athanasiadis N., Gerasimidis A. (1987) – Zur postglazialen Vegetationsentwicklung des Paikon-Gebirges (Nord Griechenland). Wiss Jahrb Fak Forstwiss Nat Umwelt Univ Thessaloniki, 30, 403-445.

Bar-Matthews M., Ayalon A. (2011) – Mid-Holocene climate variations revealed by high resolution speleothem records from Soreq Cave, Israel and their correlation with cultural changes. The Holocene, 21(1), 163-171.
DOI : 10.1177/0959683610384165

Beach T.P., Luzzadder-Beach S. (2008) – Geoarchaeology and aggradation around Kinet Höyük, an archaeological mound in the Eastern Mediterranean, Turkey, Geomorphology, 101, 416-428.
DOI : 10.1016/j.geomorph.2007.04.025

Bellier R.-C., Bondoux J.-C., Cheynet B., Geyer J.-P., Grélois V., Kravari V. (1986) – Paysages de Macédoine. Travaux et mémoires du Centre de Recherche d’Histoire et de Civilisation de Byzance du Collège de France, Monographies 3, 315 p.

Bengtsson L., Enell M. (1986) – Chemical analysis. Handbook of Holocene palaeoecology and palaeohydrology, Berglund B.E. (Ed.), 423-451.

Benito G., Macklin M.G., Zielhofer C., Jones A.F., Machado M.J. (2015) – Holocene flooding and climate change in the Mediterranean. Catena, 130, 13-33.
DOI : 10.1016/j.catena.2014.11.014

Berger J.-F. (2015) – Les enregistrements continentaux des changements climatiques rapides de l’Holocène ancien/moyen sur l’île de Corfou (Grèce). Correspondance avec les archives marines de l’Adriatique et interactions avec le développement et la mobilité des derniers chasseurs et des premiers paysans néolithiques. Colloque Geomedislands, Cargèse, 30 juin-2 juillet 2015.

Berger J.-F., Guilaine J. (2009) – The 8200 cal BP abrupt environmental change and the Neolithic transition: A Mediterranean perspective. Quaternary International, 200, 31-49.
DOI : 10.1016/j.quaint.2008.05.013

Bintliff J.-L. (1992) – Erosion in the Mediterranean lands: a reconsideration of pattern, process and methodology. In Bell M. and Boardman J. (Eds): Past and Present Soil Erosion, Oxford, Oxbow Monograph, 22, 125-133.

Bond G., Kromer B., Beer J., Muscheler R., Evans M.N., Showers W., Bonani G. (2001) – Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene. Science, 294, 2130-2136.
DOI : 10.1126/science.1065680

Bravard J.-P. (1983) – Les sédiments fins des plaines d’inondation dans la vallée du Haut-Rhône , Revue de géographie alpine, 71 (4), 363–379.

Bravard J.-P., Amoros C., Jacquet C. (1986) – Reconstitution de l’environnement des sites archéologiques fluviaux par une méthode interdisciplinaire associant la géomorphologie, la zoologie et l’écologie. Archéométrie, 10, 43-55.

Bravard J.-P., Peiry J.-L. (1999) – The CM pattern as a tool for the classification of alluvial suites and floodplains along the river continuum. Geological Society, London, Special Publications 163 (1), 259-268.
DOI : 10.1144/GSL.SP.1999.163.01.20

Bronk Ramsey C. (2013) – OxCal 4.2. Web Interface Build, number: 80. Last Updated: 24/5/2014.

Broussoulis J., Yiakkoupis P., Arapoyannis E., Anastasiadis J. (1991) – Drama lignite deposit geology, exploration, resources. IGME Report 1, Athens. (in Greek with English Abstr.), 81 p.

Brown A.G. (2008) – Geoarchaeology, the four dimensional (4D) fluvial matrix and climatic causality. Geomorphology, 101 (1–2), 278–297.
DOI :
10.1016/j.ancene.2013.06.002

Brückner H. (1986) – Man’s impact on the evolution of the physical environment in the Mediterranean Region in historical times. Geojournal, 13 (1), 7-17.

Brückner H., Müllenhoff M., Van Der Borg K., Vött A. (2003) – Holocene coastal evolution of western Anatolia – the interplay between natural factors and human impact. In Proceedings of Congress: “Human record of Mediterranean and Black Seas’ recent geological history”, held on Santorini, 51-56.

Büntgen U., Tegel W., Nicolussi K., McCormick M., Frank D., Trouet V., Kaplan J.O., Herzig F., Heussner K.U., Wanner H., Luterbacher J., Esper J. (2011) – 2500 years of European climate variability and human susceptibility. Science, 331(6017), 578-582.
DOI : 10.1126/science.1197175

Christiansen B., Charpentier-Ljungqvist F. (2012) – The extra-tropical Northern Hemisphere temperature in the last two millennia: reconstructions of low-frequency variability. Climate of the Past, 8(2), 765-786.
DOI : 10.5194/cp-8-765-2012

Cousinéry E.M. (1831) – Voyage dans la Macédoine contenant des recherché sur l’histoire de la géographie et les antiquités de ce pays (1814-1816), Paris, Imprimerie Royale.

Curta F. (2006) – Southeastern Europe in the Middle Ages, 500-1250. Cambridge University Press, Cambridge, 496 p.

Curta F. (2012) – Were there any Slavs in seventh-century Macedonia? Journal History, 47, 61-74.

Dean Jr W.E. (1974) – Determination of carbonate and organic matter in calcareous sediments and sedimentary rocks by loss on ignition: comparison with other methods. Journal of Sedimentary Research, 44(1), 242–248.

Dinter D., Royden L. (1993) – Late Cenozoic extension in North-eastern Greece: Strymon Valley detachment system and Rhodope metamorphic core complex. Geology, 21, 45-48.
DOI : 10.1130/0091-7613(1993)021<0045:LCEING>2.3.CO;2

Dufaure J.-J. (1976) – La terrasse holocène d’Olympie et ses équivalents méditerranéens. BAGF, 433, 85-94.

Dufaure J.-J. (1984) – La mobilité des paysages méditerranéens: hommage à Pierre Birot, Université de Toulouse le Mirail, Revue géographique des Pyrénées et du Sud-Ouest, Travaux II, 387 p.

Dunn A. (1998) – Loci of maritime traffic in the Strymon Delta iv -xviii cc.: commercial, fiscal, manorial. In Oi Serres Kai I Periokhi Tous Apo Tin Arkhaiotita Stin Metavyzantini Koinonia. Demos Serron, Serres, 339-360.

Dunn A. (2009) – Byzantine and Ottoman maritime traffic in the estuary of the Strymon: between environment, state, and market. In Bintliff J., Stöger H. (Eds.), Medieval and Post-Medieval Greece. The Corfu Papers, BAR International Series, Archaeopress, Oxford, 15-31.

Dusar B., Verstraeten G., Notebaert B., Bakker J. (2011) – Holocene environmental change and its impact on sediment dynamics in the Eastern Mediterranean. Earth-Science Reviews, 108(3), 137-157.
DOI : 10.1016/j.earscirev.2011.06.006

Ehrmann W., Schmiedl G., Hamann Y., Kuhnt T., Hemleben C., Siebel W. (2007) – Clay minerals in late glacial and Holocene sediments of the northern and southern Aegean Sea. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 249(1), 36-57.
DOI : 10.1016/j.palaeo.2007.01.004

Faegri K., Iversen J. (1989) – Textbook of Pollen Analysis. Wiley, Chichester, 328 p.

Finné M., Holmgren K., Sundqvist H.S., Weiberg E., Lindblom M. (2011) – Climate in the eastern Mediterranean, and adjacent regions, during the past 6000 years – a review. Journal of Archaeological Science, 38, 3153-3173.
DOI : 10.1016/j.jas.2011.05.007

Fouache E. (1999) – L’alluvionnement historique en Grèce occidentale et au Péloponnèse, géomorphologie, archéologie, histoire. Bulletin de Correspondance Hellénique, Supplément 35, Athènes, 235 p.

Fouache E. (2003) – The Mediterranean World Environment and History. Elsevier, Paris, 485 p.

Fuchs M., Lang A., Wagner G.A. (2004) – The history of Holocene soil erosion in the Phlious Basin, NE Peloponnese, Greece, based on optical dating. The Holocene, 3 (14), 334-345.
DOI : 10.1191/0959683604hl710rp

Fuchs M., Wagner G.A. (2005) – The chronostratigraphie and geoarchaeological significance of an alluvial geoarchive: comparative OSL and AMS 14C dating from Greece. Archaeometry, 47 (4), 849-860.
DOI : 10.1111/j.1475-4754.2005.00236.x

Gerasimidis A. (2000) – Palynological evidence for human influence on the vegetation of Moutain Regions in Northern Greece: The case of Lailias, Serres. In Halstead P., 2000, Landscape and Land Use in Postglacial Greece. Sheffield studies in Aegean Archaeology, 28-37.

Geyer B. (1986) – Esquisse pour une histoire du paysage depuis l’An Mil. In Lefort, J. (Ed.), Paysages de Macédoine: leurs caractères, leur évolution à travers les documents et les récits des voyageurs. De Boccard, Paris, 99-116.

Ghilardi M., Kunesch S., Styllas M., Fouache E. (2008a) – Reconstruction of Mid-Holocene sedimentary environments in the central part of the Thessaloniki Plain (Greece), based on microfaunal identification, magnetic susceptibility and grain-size analyses. Geomorphology, 97 (3-4), 617-630.
DOI : 10.1016/j.geomorph.2007.09.007

Ghilardi M., Fouache E., Queyrel F., Syrides G., Vouvalidis K., Kunesch S., Styllas M., Stiros S. (2008b) – Human occupation and geomorphological evolution of the Thessaloniki Plain (Greece) since Mid Holocene. Journal of Archaeological Science, 35 (1), 111-125.
DOI : 10.1016/j.jas.2007.02.017

Ghilardi M., Colleu M., Pavlopoulos K., Fachard S., Psomiadis D., Rochette P., Demory F., Knodell A., Triantaphyllou M., Delanghe-Sabatier D., Bicket A., Fleury J. (2013) – Geoarchaeology of Ancient Aulis (Boeotia, Central Greece): human occupation and Holocene landscape changes. Journal of Archaeological Science, 40 (4), 2071-2083.
DOI : 10.1016/j.jas.2012.12.009

Glais A., Lopez Saez J.-A., Lespez L., Davidson R. (2016) – Climate and human-environment relationships on the edge of the Tenaghi-Philippon marsh (Northern Greece) during the Neolithization process. Quaternary International 403. 237-250,
DOI : 10.1016/j.quaint.2015.07.032

Gogou A., Triantaphyllou M., Xoplaki E., Izdebski A., Parinos C., Dimiza M., Bouloubassi I., Luterbacher J., Kouli K., Martrat K., Toreti A., Fleitmann D., Rousakis G., Kaberi H., Athanasiou M., Lykousis V. (2016) – Climate variability and socio-environmental changes in the northern Aegean (NE Mediterranean) during the last 1500 years. Quaternary Science Reviews, 136, 209-228.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2016.01.009

Greig J.R.A., Turner J. (1974) – Some pollen Diagrams from Greece and their Archaeological Significance. Journal of Archaeological Science, 1, 177-194.
DOI : 10.1016/0305-4403(74)90041-7

Grove A.T., Rackham O. (2003) – The nature of Mediterranean Europe: an ecological history. Yale University Press, 385 p.

Halstead P. (2000) – Land use in postglacial Greece: cultural causes and environmental effects. In Halstead P. (Ed.), Landscape and Land Use in Postglacial Greece. Sheffield studies in Aegean Archaeology, Sheffield, 110-128.

Harvey A. (1989) – Economic Expansion in the Byzantine Empire, 900-1200. Cambridge University Press, Cambridge.
DOI : 10.1016/0191-6599(91)90166-V

Hoffmann T., Thorndycraft V.R., Brown A.G., Coulthard T.J., Damnati B., Kale V.S., Middelkoop H., Notebaert B., Walling D.E. (2010) – Human impact on fluvial regimes and sediment flux during the Holocene: Review and future research agenda. Global and Planetary Change, 72 (3), 87-98.
DOI : 10.1016/j.gloplacha.2010.04.008

Horvat I., Glavac V., Ellenberg H. (1974) – Vegetation Südosteuropas. In Geobotanica Selecta IV. Fischer, Stuttgart.

Houben P. (2008) – Scale linkage and contingency effects of field-scale and hillslope-scale controls of long-term soil erosion: Anthropogeomorphic sediment flux in agricultural loess watersheds of Southern Germany. Geomorphology, 101 (1), 172-191.
DOI : 10.1016 /j.geomorph.2008.06.007

Izdebski A., Koloch G., Słoczyński T. (2015) – Exploring Byzantine and Ottoman economic history with the use of palynological data: a quantitative approach. Jahrbuch der österreichischen Byzantinistik 65, 67-110.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2015.10.042

Izdebski A., Koloch G., Słoczyński T., Tycner M. (2016) – On the use of palynological data in economic history: New methods and an application to agricultural output in Central Europe, 0–2000AD. Explorations in Economic History, 59, 17-39. DOI : 10.1016/ j.eeh.2015.10.003

Jacob N. (2003) – Les vallées en gorges de la Cévenne vivaraise. Montagne de sable et château d’eau. Thèse de doctorat, Université Paris- Sorbonne (Paris 4), 459 p.

Kaniewski D., Paulissen E., De Laet V., Dossche K., Waelkens M. (2007) – A high resolution Late Holocene landscape ecological history inferred from an intramontane basin in the Western Taurus Mountains, Turkey. Quaternary Science Reviews, 26, 2201-2218.

Kaniewski D., Van Campo E., Guiot J., Le Burel S., Otto T., Baeteman C. (2013) – Environmental roots of the Late Bronze Age crisis. Plos One, 8, 1-10.
DOI : 10.1371/journal.pone.0071004

Knithakis M. (1983) – Inventory of karstic spring of Greece, Hydrological basin of Strimonas R., IGME : Hydrological and Hydrogeological investigations, 28/4, 52 p.

Kotthoff U., Müller U.C., Pross J., Schmiedl G., Lawson I.T., van de Schootbrugge B., Schulz H. (2008) – LateGlacial and Holocene vegetation dynamics in the Aegean region: an integrated view based on pollen data from marine and terrestrial archives. The Holocene, 18 (7), 1019-1032.
DOI : 10.1177/0959683608095573

Koukouli-Chryssanthaki H., Malamidou D., Lespez L. (2008) – Carte archéologique de la plaine de Philippes-Drama. In  Koukouli-Chryssanthaki H., Treuil R., (Eds.) : Dikili Tash, village préhistorique de Macédoine orientale. Recherches franco-helléniques dirigées par la Société archéologique d’Athènes et l’école francaise d’Athènes (1986-2001), Bibliothèque de la Société archéologique d’Athènes 254. Athens: Société archéologique d’Athènes, 395-414.

Krahtopoulou A. (2000) – Holocene alluvial history of northern Pieria, Macedonia, Greece. In Hasltead P.(Ed.), Landscape and Land use, 15-27.

Kuhnt T., Schmiedl G., Ehrmann W., Hamann Y., Andersen N. (2008) – Stable isotopic composition of Holocene benthic foraminifers from the eastern Mediterranean sea: past changes in productivity and deep water oxygenation. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 268, 106-115.
DOI : 10.1016/j.palaeo.2008.07.010

Laiou A.E. (1977) – Peasant Society in the Late Byzantine Empire. A Social and Demographical Study. Princeton University Press, Princeton, N.J, 332 p.

Lamy F., Arz H.W., Bond G.C., Bahr A., Pätzold J. (2006) – Multicentennialscale hydrological changes in the Black Sea and northern Red Sea during the Holocene and the Arctic/North Atlantic Oscillation. Paleoceanography, 21, PA1008
DOI : 10.1029/2005PA001184

Lawson I., Frogley M., Bryant C., Preece R., Tzedakis P. (2004) – The Lateglacial and Holocene environmental history of the Ioannina basin, north-west Greece. Quaternary Science Reviews, 23, 1599-1625.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2004.02.003

Lefort J. (1991) – L’organisation de l’espace rural: Mac_edoine et Italie du sud (Xe-XIIIe siècle). In Hommes et Richesses Dans l’Empire Byzantin. Publications de la Sorbonne, Paris, 11-26.

Lemerle P. (1979) – Les plus anciens recueils des miracles de Saint Demetrius et la pénétration des Slaves dans les Balkans. Editions du CNRS, Paris, 262 p.

Lespez L. (1998) – De la morphogenèse aux paysages : un exemple de recherche de géographie physique en Grèce du Nord. Hypothèses, 2 (1), 75-83.

Lespez L. (2003) – Geomorphic responses to long-term land use changes in Eastern Macedonia (Greece). Catena, 51 (3-4), 181- 208.
DOI : 10.1016/S0341-8162(02)00164-9

Lespez L. (2007) – Les dynamiques des systèmes fluviaux en Grèce du Nord au cours des 7 derniers millénaires: vers une approche multi-scalaire des interactions Nature/Société. Géomorphologie, Relief, processus, environnement, 1, 49-66.
DOI : 10.4000/ geomorphologie.669

Lespez L. (2008) – L'évolution des paysages du Néolithique à la période ottomane dans la plaine de Philippes. In Koukouli-Chryssanthaki H. et Treuil R. (Eds.) "Dikili Tash, un village préhistorique en Macédoine orientale", Société Archéologique d’Athènes et École Française d’Athènes, Athènes 21-394.

Lespez L., Dalongeville R. (1998) – Morphogenèse würmienne en Grèce du Nord : le piémont des montagnes de Lékani. Géomorphologie, Relief, Processus, Environnement, 4, 331-350.
DOI : 10.3406/morfo.1998.968

Lespez L., Tirologos G. (2004) – Changements climatiques, transformations des paysages et sources anciennes: l'exemple du témoignage de Théophraste à propos de Philippes (Grèce). In Cantat O. et Gires J.-O. (dir.), Actes du XVIIe colloque international de Climatologie: Climat, "Mémoires du temps", Caen, 8-10 Septembre 2004, 59-62.

Lespez L., Glais A., Lopez-Saez J.A., Le Drezen Y., Davidson R., Birée L., Theodoroupoulou T., Tsirtsoni Z. (sous presse) – Mid-Holocene Rapid Environmental Changes and Human Adaptation in Northern Greece: a Multiproxy Study in the Lower Angitis Valley, Quaternary Research.
DOI : 10.1016/j.yqres.2016.02.002

Lespez L., Tsirtsoni Z., Darcque P., Koukouli-Chryssanthraki H., Malamidou D., Treuil R., Oberlin C. (2013) – The lowest levels at Dikili Tash, northern Greece: a missing link in the Early Neolithic of Europe. Antiquity 87, 30-45.
DOI : 10.1017/S0003598X00048602

Lespez L., Tsirtsoni Z., Lopez-Saez J.A., Le Drezen Y., Glais A., Davidson R. (2014) – Dépasser le déterminisme: pour une approche locale des interactions Nature/société dans le sud des Balkans à la transition du Néolithique à l’Âge du Bronze, In Arnaud-Fassetta G., Carcaud N. (Eds.), Archéologie française au 21eme siècle, Editions du CNRS, Paris, 157–171.

Liébault F. (2003) – Les rivières torrentielles des montagnes drômoises: évolution contemporaine et fonctionnement géomorphologique actuel (massifs du Diois et des Baronnies). Thèse de doctorat, Université Lumière (Lyon 2), 356 p.

Llasat M.C., Barriendos M., Barrera A., Rigo T. (2005) – Floods in Catalonia (NE Spain) since the 14th century. Climatological and meteorological aspects from historical documentary sources and old instrumental records. Journal of Hydrology, 313 (1), 32-47.
DOI : 10.1016/j.jhydrol.2005.02.004

Luterbacher J., García-Herrera R., Akcer-On S., Allan R., Alvarez-Castro M.C., Benito G., Booth J., Büntgen U., Cagatay N., Colombaroli D., Davis B., Esper J., Felis T., Fleitmann D., Frank D., Gallego D., Garcia-Bustamante E., Glaser R., Gonzalez-Rouco F.J., Goosse H., Kiefer T., Macklin M.G., Manning S.W., Montagna P., Newman L., Power M.J., Rath V., Ribera P., Riemann D., Roberts N., Sicre M.A., Silenzi S., Tinner W., Tzedakis P., Valero-Garcés B., van der Schrier G., Vannière B., Vogt S., Wanner H., Werner J.P., Willett G., Williams M.H., Xoplaki E., Zerefos C.S., Zorita E. (2012) – A Review of 2000 Years of Paleoclimatic Evidence in the Mediterranean, the Climate of the Mediterranean Region. Elsevier Inc., 87-185.
DOI : 10.1016/B978-0-12-416042-2.00002-1

Macklin M.G., Woodward J.C. (2009) – River systems and environmental change. In Woodward J. (Ed.), The physical geography of the Mediterranean. Oxford University Press, Oxford, 319–352.

Macklin M.G., Benito G., Gregory K.J., Johnstone E., Lewin J., Michczyoska D.J., Soja R., Starkel L., Thorndycraft V.R. (2006) – Past hydrological events reflected in the Holocene fluvial record of Europe. Catena, 66 (1-2), 145-154.
DOI : 10.1016/j.catena.2005.07.015

Magny M. (2013) – Orbital, ice-sheet and possible solar forcing of Holocene lake-level fluctuations in west-central Europe. A comment on Bleicher. Holocene, 23, 1202–1212.
DOI : 10.1177/0959683613483627

Magny M., Miramont C., Sivan O. (2002) – Assessment of the impact of climate and anthropogenic factors on Holocene Mediterranean vegetation in Europe on the basis of Palaeohydrological records. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 186, 47-59.
DOI : 10.1016/S0031-0182(02)00442

Magny M., Combourieu-Nebout N., de Beaulieu J.-L., Bout-Roumazeilles V., Colombaroli D., Desprat S., Francke A., Joannin S., Peyron O., Revel M., Sadori L., Siani G., Sicre S., Samartin M.A., Simonneau A., Tinner W., Vannière B., Wagner B., Zanchetta G., Anselmetti F., Brugiapaglia E., Chapron E., Debret M., Desmet M., Didier J., Essallami L., Gilli A., Haas J.N., Kallel N., Millet L., Stock A., Turon J.L., Wirth S. (2013) – North-south palaeohydrological contrasts in the central Mediterranean during the Holocene: tentative synthesis and working hypotheses. Climate of the Past Discussions, 9, 2043-2071.
DOI : 10.5194/cp-9-2043-2013

Magny M., de Beaulieu J.-L., Drescher-Schneider R., Vannière B., Walter-Simonnet A.V., Miras Y., Millet L., Bossuet G., Peyron O., Brugiapaglia E., Leroux A. (2007) – Holocene climate changes in the central Mediterranean as recorded by lake-level fluctuations at Lake Accesa (Tuscany, Italy). Quaternary Science Review, 26, 1736–1758.
DOI : 10.1016/ j.quascirev.2007.04.014

Magny M., Joannin S., Galop D., Vannière, B., Haas J.N., Bassetti M., Bellintani P., Scandolari R., Desmet M. (2012) – Holocene palaeohydrological changes in the northern Mediterranean borderlands as reflected by the lake-level record of Lake Ledro, northeastern Italy. Quaternary Research, 77, 382–396.
DOI : 10.1016/j.yqres.2012.01.005

Malamidou D. (2007) – Kryoneri: a Neolithic and Early Bronze Age Settlement. In The Lower Strymon Valley, Proceedings of the International Symposium Strymon Praehistoricus, 27, 297-308.

Malamidou D. (sous presse) – Kryoneri, Nea Kerdyllia: A settlement of the Late Neolithic and Early Bronze Age on the lower Strymon valley, Eastern Macedonia. In Tsirtsoni Z., The Human Face of Radiocarbon. Reassessing Chronology in Prehistoric Greece and Bulgaria, 5000– 3000 cal BC, Travaux de la Maison de l’Orient, Lyon, 171-180.

Mensing S.A., Tunno I., Sagnotti L., Florindo F., Noble P., Archer C., Zimmerman S., Pavon-Carrasco F.J., Cifani G., Passigli S., Piovesan G. (2015) – 2700 years of Mediterranean environmental change in central Italy: a synthesis of sedimentary and cultural records to interpret past impacts of climate on society. Quaternary Science Reviews, 116, 72-94.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2015.03.022

Messerli B., Grosjean M., Hofer T., Nunez L., Pfister C. (2000) – From nature-dominated to human-dominated environmental changes. Quaternary Science Reviews, 19 (1), 459-479.
DOI : 10.1007/978-3-642-56843-5_13

Miall A.D. (1996) – The geology of fluvial deposits: sedimentary facies, basin analysis and petroleum geology. Springer-Verlag, Berlin, 582 p.

Morhange C., Provansal M. (2007) – Géoarchéologie. Géomorphologie: relief, processus, environnement, 1, 3-6.

Neboit R., Lespez L. (2006) – Alluvionnement et creusement sur la rive nord de la Méditerranée. Vers une lecture systémique des rythmes historiques de la morphogenèse. In L'érosion entre Société, Climat et Paléoenvironnement. Table Ronde en l'honneur de René Neboit-Guilhot. Presses Universitaires Blaise Pascal. 335-352.

Neugebauer I., Brauer A., Schwab M.J., Dulski P., Frank U., Hadzhiivanova E., Kitagawa H., Litt T., Schiebel V., Taha N., Waldmann N.D., DSDDP Scientific Party D.S. (2015) – Evidences for centennial dry periods at ~ 3300 and ~ 2800 cal. yr BP from micro-facies analyses of the Dead Sea sediments. The Holocene, 25, 1358–1371,
DOI : 10.1177/0959683615584208

Orland I.J., Bar-Matthews M., Kita N.T., Ayalon A., Matthews A., Valley J.W. (2009) – Climate deterioration in the Eastern Mediterranean as revealed by ion microprobe analysis of a speleothem that grew from 2.2 to 0.9 ka in Soreq Cave, Israel. Quaternary Research, 71, 27-35.
DOI : 10.1016/j.yqres.2008.08.005

Passega R. (1957) – Texture as characteristic of clastic deposition. AAPG Bulletin, 41, 9, 1952-1984.

Passega R. (1964) – Grain size representation by CM pattern as geological tool. Journal of sedimentary Petrology, 34 (4), 830-847.
DOI : 10.1144/GSL

Peyron O., Goring S., Dormoy I., Kotthoff U., Pross J., de Beaulieu J.-L., Drescher- Schneider R., Vannière B., Magny M. (2011) – Holocene seasonality changes in the central Mediterranean region reconstructed from the pollen sequences of Lake Accesa (Italy) and Tenaghi Philippon (Greece). The Holocene, 21, 131-146.
DOI : 10.1177/0959683610384162

Pross J., Kotthoff U., Müller U.C., Peyron O., Dormoy I., Schmiedl G., Kalaitzidis S., Smith A.M. (2009) – Massive perturbation in terrestrial ecosystems of the Eastern Mediterranean region associated with the 8.2 kyr B.P. climatic event. Geology, 37, 887-90.
DOI : 10.1130/G25739A.1

Reimer P., Bard E., Bayliss A., Beck J., Blackwell P., Bronk Ramsey C., Buck C., Cheng H., Edwards R., Friedrich M., Grootes P., Guilderson T., Haflidason H., Hajdas I., Hatté C., Heaton T., Hoffmann D., Hogg A., Hughen K., Kaiser K., Kromer B., Manning S., Niu M., Reimer R., Richards D., Scott E., Southon J., Staff R., Turney C. van der Plicht J. (2013) – IntCal13 and Marine13 Radiocarbon Age Calibration Curves 0–50,000 Years cal BP. Radiocarbon, 55 (4), 1869-1887.
DOI : 10.2458/azu_js_rc.55.16947

Risch R., Meller H. (2015) – Change and Continuity in Europe and the Mediterranean around 1600 bc. Cambridge University Press. In Proceedings of the Prehistoric Society, 81, 239-264.
DOI : 10.1017/ppr.2015.10

Schilman B., Bar-Matthews M., Almogi-Labin A., Luz B. (2001) – Global climate instability reflected by Eastern Mediterranean marine records during the late Holocene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 176 (1), 157-176.
DOI : 10.1016/S0031-0182(01)00336-4

Schneider S., Matthaei A., Bebermeier W., Schütt B. (2014) – Late Holocene human–environmental interactions in the Eastern Mediterranean: Settlement history and paleogeography of an ancient Aegean hill-top settlement. Quaternary International, 324, 84-98.
DOI : 10.1016/j.quaint.2013.05.023

Schultze J.H. (1937) – Neugriechenland, eine Landeskunde Ostmakedoniens und Westthrakiens mit besonderer Berücksichtigung der Geomorphologie, Kolonistensiedlung und Wirtschaftsgeographie, Gotha : Justus Perthes, 447 p.

Treuil R., Darcque P., Poursat J.C., Touchais G. (Eds.) (2008) – Les civilisations égéennes du Néolithique et de l’Âge du Bronze, PUF, Paris, 559 p.

Vannière B. (2015) – Neoglacial and land use impact on flood frequency and soil erosion increase in the Eastern Mediterranean during the mid-to late-Holocene transition. Colloque Geomedisland, Cargèse, 30 juin-2 juillet 2015, communication orale.

van Andel T.H., Zangger E. (1990) – Landscape stability and destabilisation in the prehistory of Greece. In Bottema S., Entjes- Nieborg G., Van Zeist W. (Eds.): Man’s Role in the Shaping of the Eastern Mediterranean Landscape. Balkema, Rotterdam, 139-157.

van Andel T.H., Zangger E., Demitrack A. (1990) – Land use and soil erosion in prehistoric and historical Greece. Journal of Field Archaeology, 17, 379-396.
DOI : 10.1179/009346990791548628

Verstraeten G., Rommens T., Peeters I., Poesen J., Govers G., Lang A. (2009) – A temporarily changing Holocene sediment budget for a loess-covered catchment (central Belgium). Geomorphology, 108 (1), 24-34.
DOI : 10.1016/j.geomorph.2007.03.022

Vita-Finzi C. (1969) – The mediterranean valleys. Geological changes in historical times. Cambridge University Press, 140 p.

Vött A., Brückner H., Schriever A., Besonen M., Van Der Borg K., Handl M. (2003) – Holocene coastal changes in the Acheloos alluvial plain (northwestern Greece) and their effects on the ancient site of Oiniadai. In CIESM workshop Monographs, 24, 33-42.

Wardle K., Higham T., Kromer B. (2014) – Dating the end of the Greek Bronze Age: a robust radiocarbon-based chronology from Assiros Toumba. PloS one, 9 (9), e106672.
DOI : 10.1371/journal.pone.0106672

Wagstaff J.M. (1981) – Buried assumptions: some problems in the interpretation of the ‘Younger Fill’ raised by recent data from Greece. Journal of Archaeological Science, 8, 247-264.

Wanner H., Solomina O., Grosjean M., Ritz S.P., Jetel M. (2011) – Structure and origin of Holocene cold events. Quaternary Science Reviews, 30, 3109–3123.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2011.07.010

Weiberg E. (2014) – Timing, perception and response. Human dimensions of erosion and sedimentation in the greek Bronze Age. In Touchais G., Laffineur R., Rougemont F. (Eds.), Physis, Liège, 33-40.

Willis K.J. (1994) – The vegetational history of the Balkans. Quaternary Science Review, 13, 769-788.
DOI : 10.1016/0277-3791(94)90104-X

Zangger E. (1991) – Prehistoric coastal environments in Greece: the vanished landscapes of Dimini Bay and Lake Lerna. Journal of Field Archaeology, 18 (1), 1-15.

Haut de page

Annexe

Abridged English version

Since pioneering work in an extremely variable Mediterranean context of fluvial dynamics (Vita Finzi, 1969), discussions of the relative roles of climatic and human influences on the development of fluvial fills in Northern Greece have paralleled those for the Mediterranean area generally (Dufaure, 1984; Bintliff, 1992; Fouache, 2003; Néboit & Lespez, 2006; Macklin & Woodward, 2009; Anthony et al., 2014; Benito et al., 2015) and in the Aegean region particularly (van Andel et al., 1990; Lespez, 2003; Fuchs et al., 2004; Fuchs & Wagner, 2005; Ghilardi et al., 2008a-b, 2013; Schneider et al., 2014). The influences of past and present societies on the geomorphology of Mediterranean hydrosystems are very large and embedded in fundamental changes in both natural processes and human activities. It is now accepted that alluvial stratigraphic sedimentation can reflect both human activity and climatic fluctuations, marked by the transition from a strongly nature-dominated to an increasingly human-dominated environment (Messerli et al., 2000; Neboit & Lespez, 2006; Morhange & Provansal, 2007; Berger & Guilaine, 2009).

Combining historical (fig. 3), geomorphological (fig.1, 4- 8; tab. 2) and palaeobiological (fig. 9) methods provides a basis for obtaining a well-defined view of the detritism pattern since the Late Bronze Age and interpreting the rhythm of sedimentation. The last 3000 years are of particular interest because they correspond to the onset of detritism acceleration and encompass several important Rapid Climatic Changes. They are often, perhaps overly, associated with cultural change, including the Roman optimum (100 BC - AD 200), the Medieval Climatic Optimum (MCO; 850-1200) and the Little Ice Age (LIA; 1250-1850) (Büntgen et al., 2011) but the palaeoenvironmental changes follow from more complex interactions.

The study area is composed of four major geomorphological components (fig. 1): (1) Rhodopi metamorphic mountainous areas, (2) Neogene terraces, (3) Pleistocene alluvial fan and fluvial deposits and (4) Holocene formations. The youngest sedimentary fill was dated by 40 AMS radiocarbon dates (tab. 1). Its lithostratigraphy, observed in 16 bore cores and one river bank, arranged in two separate transects (fig. 2), shows that the sedimentary plain of the Drama and large lower Strymon Valley were aggraded by a wandering channel, while alluvial fan and colluvial deposition occurred at the foot slopes. Sedimentation totaled about 3-10 meters over the past three millennia, evidencing the filling of the wetland areas with terrestrial sediments. Although the depositional system did never on the whole and regular accumulation rate, channels shifted repeatedly and alluvial fan deposition fluctuated at a variable rhythm. Aggradation occurred by channel and mainly by overbank processes (fig. 4-8) based on different zones and periods of low and high-energy sediments. The first phase of significant alluvial aggradation is found in the Xeropotamos catchment around 800 BC, while it was generalized in the regional catchment from Antiquity (400 BC) associated with the Greek and Roman colonization in eastern Macedonia. During the early centuries AD (2nd-5th), a slight decrease in alluvial accumulation was observed. This aggradation rate reduction was probably due to effective land-use activities synchronous with relatively drier period. During the Byzantine era (5th-14th centuries) detritism rate variations are characterized by comprehensive soil erosion and alluvial aggradation with low-energy sediment features resulting from land-use expansion and wetter climatic oscillations. At the start of the Ottoman period in northern Greece (AD 1400) and continuing until the 20th century, a significant detritic phase simultaneously affected all of the hydrosystems studied. This convergence of hydroclimatic deterioration conditions (LIA) and intensification in land use patterns led to the highest sediment accumulation rate (0.4-1.2 mm/year) during the Late Holocene.

Here we document these case studies in which environmental changes are strongly dependent on local land use, as well as examples when climate change appears to have been an important catalyst that resulted in significant aggradation phases. More generally, the most intensive phases of detritism since 1000 BC correlate with periods of social transformation, land-use expansion on the slopes and climatic oscillations. They also highlight the necessity of using the multiscalar approach, considering both local and regional human interference with the river system.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Contexte géomorphologique du terrain d’étude.Fig. 1 – Geomorphological context of study area.
Légende 1. Substrats indifférenciés du Rhodopes (granite, gneiss, grès, marbre, schiste, roche volcanique...) ; 2. Terrasses néogènes ; 3. Formations conglomératiques du Pléistocène ancien ou moyen ; 4. Formations fluviatiles du Pléistocène moyen (alternance de lits sablo-limoneux et de lits de graviers et de galets) ; 5. Formations fines de la plaine alluviale du Pléistocène moyen ; 6. Principaux cônes de déjection pléistocènes ; 7a. Cours d'eau pérennes ; 7b. Cours d'eau temporaires ; 8. Dépôts deltaïques et côtiers récents ; 9. Formations holocènes (fluviales, palustres et lacustres); 10. Dépôts tourbeux du marais de Tenaghi-Philippon ; 11. Principales défluviations holocènes ; 12. Transects d’étude ; 13. Fenêtre d’étude du Xéropotamos (fig. 2) ; 14. Fenêtre d’étude de la basse vallée du Strymon (fig. 2).1. Undifferentiated substrate of Rhodopi mountains (granite, gneiss, sandstone, marl, schist, volcanic rock...); 2. Neogene terraces; 3. Conglomerates formations from Early and Middle Pleistocene; 4. Fluvial deposits from Middle Pleistocene (alternating sandy-silt layer and gravels and pebbles layer); 5. Thin alluvial plain deposits from Middle Pleistocene; 6. Pleistocene alluvial fans; 7a. Perennial stream; 7b. Ephemeral stream; 8. Deltaic and coastal recent deposits; 9. Holocene deposits (fluvial, swampy and lacustrine); 10. Peaty deposits of old marsh of Tenaghi-Philippon; 11. Main Holocene avulsions; 12. Transects Study; 13. Xeropotamos study area (fig. 2); 14. Lower Strymon valley study area (fig. 2).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 4,2M
Titre Fig. 2. – Transect d’étude et défluviations holocènes du Xéropotamos (gauche) et de l’Angitis (droite).Fig. 2. – Transect study and Holocene palaeochannel of Xeropotamos (left) and Angitis (right).
Légende D’après une image satellite Landsat TM (traitement L. Lespez à gauche) et une image Google Earth 2008 (à droite) ; 1. Villages ; 2. Roches, routes et dépôts alluviaux grossiers ; 3. Epandages alluviaux pléistocènes et dépôts alluviaux grossiers ; 4. Limons de débordement ; 5. Ancien marais de Tenaghi-Philippon ; 6. Ecoulements pérennes, maquis denses et tourbe ; 7. Zone de défluviation holocène du cône alluvial ; 8. Paléochenaux ; 9. Transects d’étude ; 10. Sondages réalisés ; 11. Sites archéologiques antérieur à l’Antiquité ; 12. Limites des terrains néogènes et quaternaires ; 13, 14, 15. Limites du lac marécageux d’après les cartes anciennes (1904 : carte allemande de Salonik, 1/200000 ; 1918 : carte anglaise du lac Achinos, 1/20000; 1927 : carte grecque de Rhodolivos, 1/100000).After Landsat TM satellite picture (left: L. Lespez analyze) and a Google Earth picture 2008 (right); 1. Villages; 2. Rocks, roads coarse alluvial deposits; 3. Pleistocene and coarse alluvial deposits; 4. Overbank silts; 5. Older Tenaghi-Philippon marsh; 6. Perennial flow, dense scrubland and peat; 7. Avulsion zone of alluvial fan; 8. Palaeochannel; 9. Transects study; 10. Cores drilling; 11. Archaeological settlement older than Antiquity; 12. Border of the Neogene and Quaternary formations; 13, 14, 15. Lakeshore limit changes derived from old maps (1904: German map of Salonik area, 1/200,000; 1918: British map of Achinos Lake, 1/20,000; 1927: Greek map of Rhodolivos, 1/100,000).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 13M
Titre Fig. 3 – Evolution chronologique de la zone humide de la basse vallée du Strymon.Fig. 3 – Chronological evolution of the lower Strymon valley wetland.A.
Légende Image satellite Landsat TM ; B. Photographie aérienne de l’armée grecque en 1960 ; C. Carte de la basse vallée du Strymon réalisée par le service militaire anglais en 1927 ; D. Carte du lac Tachinos réalisée par l’armée autrichienne en 1885 ; E. Document iconographique issu du compte rendu de voyage de Cousinéry (Cousinéry, 1831).A. Landsat TM satellite picture; B. Greek army aerial photography in 1960; C. Lower Strymon valley map produced by British military service in 1927; D. Tachinos lake map produced by Austrian army in 1885; E. Iconographic document from Cousinery’s travel journal (Cousinery, 1831).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 7,9M
Titre Tab.1 – Datations radiocarbone.Tab.1 – Radiocarbon dates.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-4.png
Fichier image/png, 442k
Titre Fig. 4 – Diagramme CM des dépôts alluviaux depuis la fin de l’Âge du Bronze sur le cône du Xéropotamos d’après le sondage de Xé3Fig. 4. – CM diagram of alluvial deposits since the Late Bronze Age on the Xeropotamos fan after the Xe3 core
Légende (M = médiane, C =  percentile supérieur).(M = median, C = one coarsest percentile).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 1,9M
Titre Tab. 2 – Faciès sédimentaires des formations alluviales du Xéropotamos et du Strymon. (D’après Lespez et al., sous presse, modifié)Tab. 2 – Sedimentary features of Xeropotamos and Strymon alluvial deposits. (After Lespez et al., sous presse, modified).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-6.png
Fichier image/png, 237k
Titre Fig. 5 – Log descriptif de Xé3 et analyses sédimentologiques (granulométrie, calcimétrie et perte au feu).Fig. 5 – Xe3 Log description and sedimentological analyses (grain size analysis, carbonate content and loss on ignition).
Légende 1. Sable fin micacé ; 2. Limon sableux ; 3. Limons alluviaux ; 4. Limons argileux ± organiques ; 5. Limons tourbeux, tourbe ; 6. Microcharbons ; 7. Gravillons ou éléments grossiers ; 8. Concrétions carbonatées ; 9. Macrorestes.1. Micaceous fine sand; 2. Sandy silt; 3. Alluvial silt; 4. ± organic clayey silts; 5. Peaty silt, peat; 6. Microcharcoals; 7. Gravels; 8. Carbonate concrétions; 9. Macroremains.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 1,4M
Titre Fig.6 – Transect d’étude du remplissage sédimentaire et du cône alluvial du Xéropotamos (7500 m).Fig.6 – Transect study of sedimentary fill and Xeropotamos alluvial fan (7500 m).
Légende cf fig. 2. 1. Sable grossier ; 2. Sable moyen ; 3. Sable fin micacé ; 4. Limon sableux ; 5. Limons alluviaux ; 6. Limons argileux ± organiques ; 7. Limons tourbeux, tourbe ; 8. Microcharbons ; 9. Gravillons ou éléments grossiers ; 10. Concrétions carbonatées ; 11. Artéfacts archéologiques.See fig. 2. 1. Coarse sand; 2. Medium sand; 3. Micaceous fine sand; 4. Sandy silt; 5. Alluvial silt; 6. ± organic clayey silts; 7. Peaty silt, peat; 8. Microcharcoals; 9. Gravels; 10. Carbonate concrétions; 11. Archaeological artefacts.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 792k
Titre Fig. 7 – Transect d’étude du remplissage sédimentaire de la basse vallée du Strymon (2700 m).Fig. 7 – Transect study of lower Strymon valley sedimentary filling (2700 m).
Légende cf fig. 2. 1. Sable grossier ; 2. Sable moyen ; 3. Sable fin micacé ; 4. Microcharbons ; 5. Limon sableux ; 6. Limons alluviaux ; 7. Limons argileux ± organiques ; 8. Limons tourbeux.See fig. 2. 1. Coarse sand; 2. Medium sand; 3. Micaceous fine sand; 4.Microcharcoals; 5. Sandy silt; 6. Alluvial silt; 7. ± organic clayey silts; 8. Peaty silt.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 1,6M
Titre Fig. 8 – Photographies et description de l’accumulation sédimentaire des carottages de FC2 et FC4 sur les trois derniers millénaires.Fig. 8 – Photographies and sedimentary accumulation descriptions of FC2 and FC4 cores during the last three millennia.
Légende A. Limon carbonaté avec des restes organiques (F11) ; B. Laminages de dépôts sableux fins à moyens avec de la matière organique amorphe, de nombreux microcharbons et des macrorestes (feuille, petite branche,..., F5).A. Carbonated silt with organic remains (F11); B. fine to medium sand laminated deposit with amorphous organic matter, abundant microcharcoals and macro remains (leaves, twig…, F5). 
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 6,2M
Titre Fig. 9 – Chronologies historiques des phases de détritisme et d’évolution de la végétation dans les bassins versants du Xéropotamos, de l’Angitis et du Strymon depuis 3000 ans.Fig.9Historical chronologies of detritism phases and vegetation evolution in the Xeropotamos, Angitis and Strymon since 3000 years. 
Légende Les données polliniques de Lailias (bassin versant du Strymon) sont modifiées d’après Gerasimidis (2000) et extraites de l’European Pollen Database. A partir d’un sondage dans une tourbière, seules quelques courbes représentatives ont été sélectionnées : (1) « Végétation arborée de ripisylve » inclut les taxons de Salix, Ulmus type, Alnus type et Populus ; (2) « Taxons anthropogéniques » inclus Cardueae, Chenopodiaceae, Rumex acetosa type, Rumex acetosella type, Urtica dioica type, Plantago lanceolata type, Boraginaceae, Polygonum aviculare type, Centaurea nigra type, Erodium, Vicia type, Papaver Rhoeas type, Rubiaceae, Dipsacus fullonum type et Malva sylvestris type ; (3) « Champignons coprophiles » inclus Cercophora sp., Sporomiella sp., Sordaria sp., Podospora sp. et Coniochaeta cf. lignaria ; (4) « Microfossiles Non Polliniques (MNPs) de processus érosifs » inclus Glomus cf. fascilicatum et Pseudoschizaea circula type. The palynological data from Lailias (Strymon watershed) are modified after Gerasimidis (2000) and extracted from European Pollen Database. From one peat bog core, only some representative curves are selected here: (1) « Végétation arborée de ripisylve » included Salix, Ulmus type, Alnus type et Populus taxa; (2) « Taxons anthropogéniques » included Cardueae, Chenopodiaceae, Rumex acetosa type, Rumex acetosella type, Urtica dioica type, Plantago lanceolata type, Boraginaceae, Polygonum aviculare type, Centaurea nigra type, Erodium, Vicia type, Papaver Rhoeas type, Rubiaceae, Dipsacus fullonum type et Malva sylvestris type taxa ; (3) « Champignons coprohiles » included Cercophora sp., Sporomiella sp., Sordaria sp., Podospora sp. et Coniochaeta cf. lignaria taxa; (4) « Microfossiles Non Polliniques (MNPs) de processus érosifs » included Glomus cf. fascilicatum et Pseudoschizaea circula type taxa.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/11380/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 3,3M
Haut de page

Pour citer cet article

Référence papier

Arthur Glais, Laurent Lespez, Robert Davidson, José Antonio López-Sáez et Laetitia Birée, « 3000 ans de détritisme en Grèce du Nord : entre fluctuations climatiques et anthropisation des zones humides », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol.22 - n° 2 | 2016, 187-208.

Référence électronique

Arthur Glais, Laurent Lespez, Robert Davidson, José Antonio López-Sáez et Laetitia Birée, « 3000 ans de détritisme en Grèce du Nord : entre fluctuations climatiques et anthropisation des zones humides », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol.22 - n° 2 | 2016, mis en ligne le 25 mai 2016, consulté le 17 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/11380 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.11380

Haut de page

Auteurs

Arthur Glais

LETG Caen-Géophen, UMR 6554 CNRS, UCBN – Caen, France (arthur.glais@unicaen.fr). Tél : +33 2 31 56 65 94.

Laurent Lespez

Laboratoire Géographie Physique LGP-UMR 8591 CNRS – Université de Paris-Est Créteil – France (laurent.lespez@u-pec.fr).

Articles du même auteur

Robert Davidson

LETG Caen-Géophen, UMR 6554 CNRS, UCBN – Caen, France (robert.davidson@unicaen.fr).

Articles du même auteur

José Antonio López-Sáez

Groupe d’Archéobiologie, Institut d’histoire, CCHS, CSIC – Albasanz 26-28, 28037 Madrid, Spain (joseantonio.lopez@cchs.csic.es).

Laetitia Birée

LETG Caen-Géophen, UMR 6554 CNRS, UCBN – Caen, France (laetitia.biree@unicaen.fr).

Haut de page

Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

Haut de page
  • Logo CNRS - Institut des sciences humaines et sociales
  • Logo Groupe français de géomorphologie
  • OpenEdition Journals