Cet article s’intègre au programme de recherche Fonds Incitatifs de Recherche « Géoarchéologie des îles de Méditerranée orientale » co-dirigé par Matthieu Ghilardi et Christophe Morhange, et financé par l’Université d’Aix-Marseille (anciennement Université de Provence) pour la période 2010-2011. Les auteurs tiennent à remercier Amandine Bonneau, Christopher Collana et Yannick Crest pour leur participation aux différentes opérations de carottage réalisées entre 2011 et 2014 et effectuées dans le cadre de la réalisation d’un mémoire de Master 2 sous la direction de Matthieu Ghilardi. L’aide précieuse fournie par David Psomiadis, Maxime Colleu (Université Paris 1 Sorbonne), Stamatis Katsiadramis et Dimitris Vandarakis (Université Harokopeion, Athènes) lors des prélèvements par carottages a également été très appréciée. Giorgio Spada (Université d’Urbino, Italie) est ici également remercié pour la réalisation des différents modèles. Le personnel de l’École Suisse d’archéologie en Grèce, en particulier son Directeur Karl Reber, est également chaleureusement remercié pour l’aide logistique fournie. Les auteurs souhaitent particulièrement souligner le rôle majeur et positif des autorités archéologiques locales (éphories) dans le processus d’obtention des permis de prospection par carottage auprès du Ministère Grec de la Culture et du KAS). Enfin, les auteurs tiennent à remercier Jan Bloemendal pour avoir relu la version anglaise du résumé et des légendes ainsi que deux relecteurs anonymes et Nicole Limondin-Lozouet (éditrice de la revue) pour leurs commentaires très utiles qui ont permis d’améliorer une version antérieure du présent article.
1Les études visant à reconstituer les dynamiques paléoenvironnementales et paysagères holocènes de l’île d’Eubée (Grèce centrale, fig. 1) se sont particulièrement développées au cours des trente dernières années pour tenter notamment de mieux apprécier la part des forçages d’origine naturelle et anthropique dans l’élaboration des paysages littoraux (Kambouroglou, 1989 ; Genre, 1989 et 1999 ; Ghilardi et al., 2016). Certaines de ces recherches se sont plus particulièrement focalisées sur les rythmes de la remontée post-glaciaire du niveau moyen de la mer (Kambouroglou et al., 1988 ; Kambouroglou, 1989 ; Stiros et al., 1993 ; Maroukian et al., 2001 ; Evelpidou et al., 2012 ; Pavlopoulos, 2010 ; Pavlopoulos et al., 2012), bien que le contexte tectonique actif de la zone sud-égéenne ne permette pas toujours de produire des reconstitutions homogènes et fiables (Pavlopoulos et al., 2012 ; Vacchi et al., 2014), à l’inverse de la Méditerranée occidentale (Vacchi et al., 2016). La réalisation de carottages, associée à des analyses de laboratoire (sédimentologie et identification des mollusques et foraminifères) est devenue incontournable pour appréhender la mobilité des paysages dans le contexte archéologique attico-eubéen et a favorisé la reconstitution paléogéographique des espaces côtiers, principalement depuis le milieu de l’Holocène, permettant ainsi d’apprécier les variations latérales du trait de côte en lien avec des phénomènes de colmatage d’anciennes baies marines. Parmi les nombreux sites étudiés (fig. 1), il est possible de citer ceux de Kerinthos (Maroukian et al., 2001), de Brauron (Triantaphyllou et al., 2010), de la plaine de Marathon (Baeteman, 1985 ; Triantaphyllou et al., 2003 ; Pavlopoulos et al., 2006), d’Aulis (Ghilardi et al., 2013), d’Amarynthos (Ghilardi et al., 2012), d’Érétrie (Kambouroglou, 1989 ; Ghilardi et al., 2014 et 2016) et de la baie de Palamari (île de Skyros ; Pavlopoulos et al., 2010). Depuis les années 2000, une approche complémentaire a été privilégiée pour tenter de mieux appréhender la dynamique holocène des paysages de la région, en plus de l’étude de la mobilité spatio-temporelle du trait de côte, et concerne notamment la contribution des forçages hydro-climatiques et anthropiques dans l’élaboration des paysages. À ce titre, des reconstitutions de la végétation ont été proposées à partir de l’étude palynologique de sédiments provenant de carottes prélevées en Attique (Kouli et al., 2009 ; Kouli, 2011) pour tenter d’apprécier les effets des changements climatiques holocènes et ceux des activités humaines sur le couvert végétal depuis le début de l’âge du Bronze (également appelé Helladique dans le contexte attico-eubéen). D’autres travaux se sont focalisés sur l’étude des dynamiques sédimentaires alluviales enregistrées dans des coupes stratigraphiques (Rust, 1978 ; Genre, 1999) ou dans des carottages prélevés en secteur deltaïque (Oropos en Attique ; Gaki-Papanastassiou et al., 2011 ; fig. 1) pour déterminer la part des forçages tectonique et hydro-sédimentaire sur l’évolution de ce type d’embouchure fluviale. Cependant, il n’existe pas de recherches de référence sur l’étude des rythmes holocènes de la mobilité du trait de côte le long de la rive nord du golfe sud-eubéen (malgré les résultats encourageants de Leontaris, 1974), alors que la rive sud a, pour sa part, livré des reconstitutions de référence (Pavlopoulos et al., 2006 ; Triantaphyllou et al., 2010). De plus, rares sont les travaux qui proposent des études à l’échelle de l’Holocène et qui associent plusieurs secteurs d’étude géoarchéologique dans un périmètre géographique – et archéologique – plus large. Le secteur compris entre les deltas du Lilas et du Sarandapotamos, se situe le long de la rive nord du golfe sud-eubéen (fig. 1), et a particulièrement retenu notre attention pour son riche potentiel géoarchéologique (fig. 2). À ce jour, seule la côte ionienne a fait l’objet d’une synthèse sur plusieurs aires deltaïques de Grèce, dont le but principal était de reconstituer les variations relatives du niveau moyen de la mer en lien avec les effets de la tectonique (Vött, 2007), sans confrontation directe avec les données de l’occupation humaine. Dans le cadre du présent article, l’objectif et l’ambition sont de reconstituer l’histoire des paysages dans un secteur très anciennement occupé de la seconde île de la mer Égée où les études intégrées paléopaysagères régionales sont rares.
Fig. 1 : Carte de localisation des sites étudiés (cercles rouges), des sites mentionnés dans l’article (cercles blancs) et des principales failles normales actives du secteur attico-éubéen.
A : Amarynthos ; Au : Aulis ; E : Érétrie ; L : Lefkandi ; Li : delta du Lilas ; O : Oropos. Les carrés noirs représentent les localités modernes et les triangles indiquent les altitudes. Le bassin versant du Lilas est délimité par un trait rouge, celui du Sarandapotamos est figuré par un trait jaune alors que les bassins versants situés de part et d’autre de la colline de Kastelli (Érétrie) sont figurés en violet. Les données SRTM (résolution du pixel : 30 m de côté) ont permis de créer le modèle numérique de terrain Dans le carton en haut à droite: A.: Aulis; B.: Brauron; E.: Erétrie; K.: Kerinthos; M.: Marathon; P.: Palamari.
Fig. 2 : Carte de localisation des principaux sites archéologiques mentionnés dans le présent article
Cercles blancs : Néolithique ancien (6500-5800 av. J.-C.) ; cercles violets : Néolithique moyen (5 800-5 300 av. J.-C.) ; cercles jaunes : Néolithique récent (5300-4500 av. J.-C.) et/ou final (4 500-3 000 av.J.-C.); cercles bleus : Bronze ancien (3 000-2 000 av. J.-C.) et carrés rouges : site antique majeur; A : sanctuaire d’Artémis.
adapté de Sampson, 1981
2D’un point de vue géodynamique, l’île d’Eubée se situe sur la sous-plaque égéenne et de précédentes recherches soulignent un phénomène constant de soulèvement tectonique des côtes septentrionale et orientale de l’île au cours de l’Holocène (Stiros et al., 1992 ; Evelpidou et al., 2012). Le secteur littoral compris entre les villes de Chalkis et d’Aliveri serait pour sa part subsident (Genre, 1999). Au nord et à l’est de l’Eubée, l’identification d’une première encoche marine soulevée située à + 0,70-1 m au-dessus du niveau moyen de la mer (datée vers 750-350 avant notre ère ; Stiros et al., 1992), vient appuyer le constat d’un soulèvement général au cours de l’Holocène récent. Plus récemment (Evelpidou et al., 2012), d’anciens niveaux marins exondés (présence de Lithophaga lithophaga) ont été reconnus au-dessus (à +1,7 et à +3,8 m au-dessus du niveau moyen de la mer –NMM) de celui identifié par Stiros et al. (1992) ; leur datation vers 2 200 (+1,7 m) et 5 200 (+3,8 m) cal. BP démontre ainsi un phénomène de soulèvement qui s’inscrit de manière continue à l’échelle de l’Holocène à l’est, à l’ouest et au nord de l’Eubée. Les informations chrono-stratigraphiques issues de carottages effectués dans la plaine de Marathon (Attique, fig. 1 ; Pavlopoulos et al. 2006) et à Kerinthos (NE Eubée, fig. 1 ; Maroukian et al., 2001) mettent également en évidence un soulèvement général de la région attico-eubéenne au cours de l’Holocène récent, avec notamment, à Kerinthos, une surrection d’environ 5 m au cours des 5 000 dernières années (Maroukian et al., 2001), concordant avec les résultats obtenus par Evelpidou et al. (2012), sur la datation des encoches marines soulevées. Le secteur eubéen méridional situé au sud de la ville de Chalkis est considéré comme relativement stable d’un point de vue néotectonique : la séismicité y est modérée (Drakopoulos et al., 1984) et aucune encoche marine soulevée n’a encore été identifiée dans la partie méridionale de l’île. Des beachrocks immergés vers 4,1 m sous le niveau actuel de la mer à Érétrie, et datant de l’époque Helladique (Kambouroglou, 1989 et 1991 ; fig. 3B), laissent même suggérer un phénomène de subsidence (Genre, 1999). Deux failles normales actives et antithétiques (failles d’Aulis et de Lefkandi, fig. 1) de direction WNW-ESE délimitent de part et d’autre le golfe sud-eubéen (associées à la formation du bassin néogène) et leur évolution dépend grandement de l’activité tectonique de la région (Rondoyanni et al., 2007 ; fig. 1). La faille de Lefkandi, d’une longueur d’environ 25 km, est notamment identifiée au niveau du coude que forme le fleuve Lilas dans sa plaine deltaïque (fig. 1 et 4) et passe probablement juste au nord du site de Lefkandi (fig. 1 et 4) puis se retrouve immergée au sud des sites d’Érétrie et d’Amarynthos (fig. 1 ; Rondoyanni et al., 2007). Il est prouvé que l’activité de ces failles produit des mouvements de terrain et des phénomènes de liquéfaction au niveau du littoral (Galanopoulos 1955, Papazachos & Papazachou 1997 ; Rondoyanni et al., 2007). De précédents travaux ont également démontré le rôle majeur de la subsidence locale dans la formation des plaines littorales le long de la faille de Lefkandi au cours de l’Holocène (Kambouroglou et al., 1988 ; Kambouroglou, 1989 ; Genre, 1999) alors que les parties amont des bassins versants subissaient un soulèvement modéré (Genre, 1999). Ces phénomènes locaux, lents et modérés, ont favorisé le développement et l’épaississement des formations alluviales, édifiant par la suite les plaines littorales d’Amarynthos, d’Érétrie et du Lilas (Rust, 1978 ; Genre, 1999). À ce jour, aucune donnée de carottages n’a permis de corréler des phénomènes liés à la néotectonique dans ce secteur d’Eubée centrale avec la mobilité des paysages littoraux, alors que la côte ionienne de la Grèce a déjà livré des travaux significatifs sur la question (Vött, 2007). Le présent article compile des données déjà publiées (Ghilardi et al., 2012, 2014 et 2016) et des informations inédites qu’apportent les carottages effectués sur l’ensemble des sites étudiés dans le but de pouvoir évaluer notamment les conséquences morphologiques des mouvements néotectoniques holocènes à travers les enregistrements sédimentaires.
Fig. 3 : Carte de localisation des carottages et contextes géomorphologiques.
(A) Amarynthos. Art. : Sanctuaire d’Artémis à Amarynthos. (B) Érétrie. Th .: Théâtre. La position des beachrocks à Érétrie (3B) est issue de Kambouroglou (1989). Les triangles blancs indiquent les altitudes.
Fig. 4 : Carte de localisation des carottages et contexte géomorphologique dans le delta du Lilas et à Lefkandi (vignette en haut à droite).
Les tirets bleus localisent de possibles paléochenaux du Lilas.
3L’Eubée compte parmi les régions les plus densément peuplées de Grèce au Néolithique, si l’on en juge par le nombre de sites recensés (près d’une centaine), particulièrement dans la partie centrale de l’île (Papathanassopoulos, 1996). Ces données reposent toutefois largement sur des prospections de surface (Theocharis, 1959 ; Sackett et al., 1966 ; Sampson, 1980 et 1981) et seul un très petit nombre de sites a fait l’objet de fouilles systématiques. Selon ces données, l’Eubée n’a été habitée que sporadiquement au Néolithique ancien et moyen (du milieu du viie jusqu’au milieu du vie millénaire av. J.-C.). Le premier peuplement généralisé apparaît au Néolithique récent (env. 5 300-4 500 av J.-C.) et il ne se densifie réellement qu’au Néolithique final (vers 4 500-3 200 av. J.-C ; voir fig. 2 pour la répartition des sites).
4Dans les plaines d’Érétrie et d’Amarynthos, les premières traces d’installation n’apparaissent qu’à la fin du Néolithique récent et concernent, dans le premier cas, surtout la frange littorale, comme l’attestent les sites de Magoula, environ 5 km à l’ouest d’Amarynthos (Sampson, 1981 ; fig. 2), et de Seïmen Mnima, environ 2 km à l’ouest d’Érétrie (Sampson, 1981 et 1993 ; fig. 2). La colline littorale d’Amarynthos (aussi nommée Palaiochora ou Palaioekklisies ; fig. 3A), dont la partie supérieure est un imposant tell de l’âge du Bronze, est aussi répertoriée comme un site du Néolithique récent et final par divers auteurs (dont Sampson, 1981) mais cette datation ne repose que sur quelques tessons de surface signalés anciennement (Sackett et al., 1966). Les fouilles de la colline, en tout cas, n’ont rien livré d’antérieur à l’Helladique ancien (Parlama, 1979 ; Sapouna-Sakellaraki, 1988-1989). Clairement, les sites néolithiques de la région d’Amarynthos se trouvent donc principalement dans l’arrière-pays, sur les contreforts du mont Olympos, le long d’un passage naturel vers la côte nord de l’Eubée, dans lequel s’échelonnent une demi-douzaine de sites du Néolithique ancien, récent et final. Le site de Tharrounia, situé vers 450 m d’altitude au nord-est d’Amarynthos (fig. 2), offre un bon exemple de ces sites de l’intérieur de l’île. Il est composé d’une part d’un plateau rocheux où se trouvent des habitations et un cimetière du Néolithique final, d’autre part de la grotte de Skoteini, occupée durant le Néolithique récent et final (Sampson, 1992 et 1993). Cette cavité a été utilisée, entre autres, pour le stockage de denrées alimentaires. Ainsi, plus de 700 pithoi (grands récipients de stockage) y ont été découverts, datant principalement de la seconde partie du Néolithique récent (première moitié du ve millénaire av. J.-C.), ce qui peut indiquer la présence d’importants surplus à cette période. Les restes végétaux montrent la prédominance d’espèces variées de céréales et de légumineuses cultivées. Les restes faunistiques correspondent à une économie axée sur l’élevage : ils consistent surtout en déchets de consommation composés à 90 % d’espèces domestiques, essentiellement des ovi-caprinés. À Érétrie, seul le sommet de la colline de Kastelli, au pied du mont Voudochi, est habité de la fin du Néolithique récent jusqu’à l’Helladique ancien I, et ce n’est qu’à cette dernière période qu’un village se développe également dans la plaine.
5Le schéma d’implantation de l’occupation humaine ne change pas au début de l’âge du Bronze (fig. 2): les sites du Néolithique final continuent en général à être habités à l’Helladique ancien I, y compris les rares sites littoraux, comme c’est le cas de Magoula et peut-être de Seïmen Mnima (les couches les plus profondes n’ont pas pu être atteintes par la fouille car situées sous le niveau marin actuel). Quelques nouveaux sites apparaissent, dont celui d’Érétrie (Sampson, 1981 ; Müller Celka et al., 2013), localisé dans la région du temple d’Apollon qui se trouvait alors sur le trait de côte (Ghilardi et al., 2014 et 2016). Ce n’est toutefois qu’à partir de l’Helladique ancien II (vers 2 600-2 200 av. J.-C.) que les sites littoraux prennent de l’importance, comme l’illustrent bien Amarynthos, Magoula et Érétrie, et que de nouveaux sites s’implantent sur la côte nord du golfe eubéen. Le tell côtier de Lefkandi, site majeur de la protohistoire eubéenne, n’apparaît que dans la seconde partie de la période, après le milieu du IIIe millénaire av. J.-C. (Popham & Sackett, 1968). De manière concomitante, les sites de l’arrière-pays déclinent ou disparaissent. Seuls les sites côtiers installés sur des hauteurs survivront jusqu’à la fin de l’âge du Bronze, et au-delà dans le Ier millénaire, comme c’est le cas de Lefkandi (Lemos, 2012) et d’Amarynthos (Sapouna-Sakellaraki, 1988-1989), alors que Magoula et Érétrie, disparaissent dès le début du Bronze moyen (Sapouna-Sakellaraki, 1988-1989, Müller Celka, 2010). L’occupation des deux principaux sites mycéniens, Lefkandi et Amarynthos, se poursuit sans solution de continuité au début du ier millénaire av. J.-C., tandis qu’à Chalkis et à Érétrie, les vestiges de cette époque sont peu nombreux, voire inexistants dans le second cas. Il faut attendre le ixe s. pour observer une occupation pérenne sur ces deux sites dont l’importance supplantera celle de Lefkandi et Amarynthos, et qui joueront au viiie s. un rôle actif dans la fondation de colonies autour de la Méditerranée (Verdan 2010). À Érétrie, un habitat discontinu se développe alors dans la plaine alluviale, du pied de l’acropole jusqu’au rivage, dans un paysage fortement marqué par les crues épisodiques et les étendues marécageuses et lagunaires, que les Érétriens s’appliqueront à drainer au cours des siècles suivants (Ghilardi et al., 2016). La cité voisine de Chalkis est mal connue à cette époque, hormis son implication dans la « guerre lélantine » qui selon diverses traditions l’oppose au viie s. à Érétrie pour la possession de la fertile plaine baignée par le Lilas (Thucydides 1.15.3). À Amarynthos, de profondes mutations sont à l’œuvre puisque l’habitat mycénien sur le tell est abandonné alors qu’au pied de la colline prend forme un lieu de culte dédié à Artémis, dont l’importance ne cessera de croître (Ghilardi et al., 2013 ; Fachard et al., 2017). L’Artémision se développe sur la rive orientale de l’ancienne baie préhistorique alors transformée en marais littoraux, dans un paysage caractéristique des sanctuaires d’Artémis, qui s’égrènent sur les rives du golfe eubéen à Aulis, Brauron et Halai.
6Les méthodes d’acquisition ont reposé sur la réalisation de 26 carottages (fig. 3 et 4, tab. 1) répartis sur les sites d’Amarynthos (6), d’Érétrie (12), de Lefkandi (2) et du delta du Lilas (6). L’équipement utilisé est un carottier à percussion de type Cobra TT avec extracteur hydraulique permettant d’obtenir des sections d’1 m de longueur et de 5 cm de diamètre. La profondeur maximale atteinte est de 8,40 m. L’ensemble des carottages a été précisément nivelé au théodolite et par le raccordement aux bornes géodésiques grecques (HMGS 80-EGSA87). Les carottes ont ensuite été exportées vers la France pour être analysées au CEREGE (Aix-en-Provence).
Tab. 1 : Coordonnées géographiques des carottages présentés dans cet article.
La référence altimétrique est le système grec de nivellement. 1, 2, 3 indiquent que les carottages ont été respectivement présentés dans Ghilardi et al. (2012 ; 2014 ; 2016).
7L’ensemble des carottages réalisés a fait l’objet d’identification d’ostracodes et de mollusques. Les sédiments ont donné lieu à un échantillonnage systématique tous les 5 cm. Après un premier tamisage par voie humide (400 μm) et une mise à l’étuve (40°C), le résidu organique coquillier a ensuite été isolé des sédiments pour en déterminer les différentes espèces et en préciser les environnements. Ces identifications ont été réalisées grâce à un microscope Leica (CEREGE) et sont fondées sur les assemblages malacologiques de référence en Méditerranée, où les groupes écologiques sont bien définis (Péres & Picard, 1964 ; Péres, 1982).
8Les analyses granulométriques ont été effectuées au CEREGE (laboratoire de sédimentologie). Pour les échantillons supérieurs à 2 mm, des tamisages mécaniques par voie humide ont été réalisés de manière à obtenir le pourcentage de chaque classe granulométrique ; les carottages prélevés à Amarynthos et à Érétrie sont particulièrement concernés. Pour les échantillons dont les éléments ont une taille inférieure à 2 mm, une analyse en diffraction laser a été effectuée grâce à un granulomètre laser Beckman Coulter LS 13 320 ; la méthode est décrite dans Ghilardi et al. (2014).
9Trente-huit échantillons ont été prélevés dans le seul carottage Amarynthos 5 puis traités suivant le protocole habituel de préparation : traitements à l’HCl, tamisage à 200 µm, traitements à l’HF, KOH, acétolyse et montage dans une solution de glycérine (Fægri & Iversen, 1989). Le pollen et les « Non pollen Palynomorphs » (NPP) ont été comptés puis identifiés à un grossissement x400 en se référant aux bases de données existantes (Reille, 1992, 1998 ; van Geel, 2001). La détermination des pollens de céréales a été effectuée d’après Andersen (1979). Parmi les trente-huit échantillons analysés, seulement vingt-huit (situés entre 7.20 et 5,20 m puis entre 3,85 m et 3,55 m de profondeur) présentaient une bonne préservation du pollen afin de réaliser une détermination. Il est également important de noter qu’entre 4,20 et 5,20 m de profondeur, la présence de sables moyens n’a pas permis la conservation du pollen.
10Un diagramme pollinique a été produit. Le calcul des pourcentages a été effectué sur la base d’une somme pollinique en excluant les spores et les pollens de taxons hygrophiles. La valeur totale de la concentration pollinique, exprimée en grains de pollen par gramme de sédiment, a été calculée sur la base d’un nombre connu introduit de spores de Lycopodium clavatum (Stockmarr, 1971). Des palynozones ont été identifiées sur la base du Constrained Incremental Sum of Squares Cluster Analysis -CONISS (Grimm, 1987). Les activités agropastorales et les perturbations d’origine anthropique ont été évaluées d’après la présence de taxons d’écologie nitrophile, apophytique et coprophile (Behre, 1981 ; van Geel, 2001).
11Soixante-et-onze échantillons de matière organique, de restes végétaux, de charbons et de coquilles ont été prélevés (tab. 2) et ont fait l’objet d’un envoi aux laboratoires de Poznań (Pologne) et à Beta Analytic (États-Unis) pour datation par le radiocarbone. Les résultats ont ensuite été calibrés grâce au logiciel Calib 7.1 en utilisant les courbes de calibration Intcal13 et Marine13 (Reimer et al., 2013). Concernant l’effet réservoir marin, une correction ΔR = 148 ± 40 a été appliquée (Reimer & McCormac, 2002) même si l’appréciation du paléo-effet réservoir marin reste très difficile à estimer en raison de la diversité d’environnements et de la variabilité du degré de salinité au cours de l’Holocène (Vött, 2007 ; Sabatier et al., 2010)
Tab. 2 : Résultats des datations par le radiocarbone.
71 échantillons sont ici présentés et ceux indiqués par : 1, 2, 3 indiquent que les carottages ont été respectivement présentés dans Ghilardi et al. (2012 ; 2014 ; 2016).
12La réalisation de six carottages à l’est de la plaine deltaïque du Sarandapotamos (fig. 3A) a permis d’identifier 6 unités sédimentaires depuis la base vers le sommet. Une partie des résultats chronostratigraphiques (carottages A1 à A4) a été présentée dans Ghilardi et al. (2012) et deux carottages (A5 et A6) contiennent des données non publiées à ce jour (fig. 5).
13L’unité basale PT1, uniquement identifiée dans le carottage A5 entre 6,75 et 7,50 m de profondeur, est constituée d’argiles de couleur gris orangée et d’un banc de graviers de taille centimétrique intercalé vers 6,90 m de profondeur. Une datation par le radiocarbone réalisée à la transition avec l’unité P1, située au-dessus, révèle un âge de 5 195-4 842 cal. BC. Les caractéristiques granulométriques indiquent que PT1 est exclusivement associé à des dynamiques continentales de faible énergie (dépôts de bas de pente se déposant dans un environnement palustre), datant au moins du vie millénaire avant notre ère.
14La deuxième unité, P1, est également identifiée uniquement dans le carottage A5 et est constituée d’argiles grises très riches en charbons de taille millimétrique. La datation par le radiocarbone de la partie inférieure indique un âge de 5 195-4 842 cal. BC, tandis que la partie supérieure (transition avec unité M1) indique un âge de 4 462-4 338 cal. BC. Il est également intéressant de relever que la partie supérieure de P1 est constituée d’un niveau tourbeux situé entre 5,85 et 5,45 m de profondeur. La partie centrale de ce niveau très riche en matière organique est datée de 4 538-4 365 cal. BC et la partie sommitale de 4 462-4 338 cal. BC. Les caractéristiques sédimentologiques et les données palynologiques (cf. section 5.2) démontrent clairement la présence d’un environnement palustre d’origine continentale ayant prédominé dans le secteur entre ~5 000 et 4 400 avant notre ère.
15La troisième unité M1, située au-dessus de P1, est épaisse d’environ 70 cm (entre 5,30 et 4,60 m de profondeur) dans le carottage A5 tandis qu’elle constitue la base des carottages A1, A2 et A3, la puissance de cette strate n’a donc pu être totalement révélée pour ces trois carottages mais elle oscille entre 2,35 m (A1) et 1,50 m (A2 et A3 ; Ghilardi et al., 2012). Il est important de distinguer la stratigraphie du carottage A5 des autres prélèvements. En effet, M1 est généralement constituée de dépôts hétérométriques, composés de sables grossiers, de graviers anguleux et de galets roulés dans les carottages A1, A2 et A3, tandis que des sables argileux prédominent dans A5. L’identification malacologique révèle la présence de gastéropodes marins de type Bittium reticulatum et de fragments de Loripes lacteus (carottage A2) dont la datation par le radiocarbone indique un âge de 3 468-3 079 cal. BC (Ghilardi et al., 2012). Cependant, il faut noter le faible nombre d’individus retrouvés et seuls des gastéropodes de petite taille ont pu être récupérés intacts. Dans A5, l’unité M1 (60 cm d’épaisseur) peut être subdivisée en 2 sous-unités : à la base et au sommet des sables gris moyens homogènes sont présents avec au centre une intercalation argileuse où des tessons de couleur orangée sont identifiés. Une datation par le radiocarbone dans la partie supérieure de M1 du carottage A5 (dépôts sableux gris) indique un âge de 3 973-3 797 cal. BC, ce qui est cohérent avec les résultats obtenus pour les autres carottages, en particulier pour A2 (Ghilardi et al., 2012). Il est intéressant de révéler que pour A5, la partie supérieure de M1 est tronquée par des apports hétérométriques (sables et graviers) de couleur jaune qui précèdent un apport de galets émoussés de taille pluricentrimétrique dans des argiles limoneuses de couleur grise. M1 correspond à un environnement marin de forte énergie dans les carottages A1, A2 et A3 (et de moindre énergie pour A5) qui a occupé le secteur entre la colline de Palaioekklisies et l’embouchure actuelle du Sarandapotamos (transgression marine) entre ~ 4 500 et 2 600 avant notre ère, avec un maximum de l’incursion marine, observé entre ~ 4 400 et 4 000 avant notre ère (carottage A5).
16La quatrième unité, L1, est identifiée dans tous les carottages, à l’exception d’A6. Elle présente la même épaisseur, environ 1 m, et est composée d’argiles grises homogènes. L’identification malacologique révèle la présence ponctuelle de fragments de bivalves lagunaires de type Cerastoderma glaucum et Abra segmentum et de gastéropodes de type Bolinus brandaris au sommet de L1 (Ghilardi et al., 2012). Dans ce dernier cas, une possible origine anthropique n’est pas à exclure pour expliquer sa présence (exploitation du pourpre issu du Bolinus brandaris). L1 correspond à un environnement lagunaire, situé assez proche de la mer, et dont l’existence peut être datée entre ~2 600 et 850 avant notre ère. La formation de cette lagune est à mettre en relation avec une progradation deltaïque du Sarandapotamos initiée entre le début et le milieu du iiie millénaire avant notre ère et qui a progressivement isolé une baie marine par la suite transformée en milieu saumâtre confiné par isolement derrière des cordons littoraux.
17La cinquième unité, P2, est située au-dessus de L1 et est identifiée dans tous les carottages, à l’exception d’A3 et d’A6. Elle est constituée d’argiles grises et marron clair des traces d’oxydation correspondant à des racines y sont également observées. Les études de malacofaune indiquent la présence de gastéropodes continentaux : Planorbis sp. et Helicella sp. P2 correspond à un environnement palustre continental où l’énergie de dépôt est très calme et qui semble asséché pendant une partie de l’année. Les datations par le radiocarbone réalisées à la transition entre L1 et P2 indiquent un âge de 915-804 cal. BC (A3), 809-552 cal. BC (A4) et de 996-834 cal. BC (A5). C’est d’ailleurs à partir de la date de 850 avant notre ère que des vestiges archéologiques ont été identifiés dans la plaine, englobant l’époque Géométrique ainsi que l’Artémision de l’époque Classique (Fachard et al., 2017).
18La sixième unité (C1) est observée dans tous les carottages, sur les 2 à 3 premiers mètres : il s’agit de dépôts de couleur marron orangé, composés de sables grossiers et de graviers de taille plurimillimétrique. Des fragments de tessons de couleur orangée sont retrouvés (datés du ve siècle av. J.-C.) de manière continue entre la surface et 1,50 m de profondeur dans le carottage A5 tandis que l’on en retrouve jusqu’à 3,15 m de profondeur dans le carottage A6. Ce dernier présente une stratigraphie légèrement différente des autres sondages, avec l’omniprésence d’argiles rouges et la faible quantité de sables et graviers suggérant un éloignement par rapport au Sarandapotamos. Il est intéressant de noter qu’à la base du carottage A6, de larges galets anguleux de roche verte et des fragments de quartz sont retrouvés dans une matrice d’argile rouge où des inclusions millimétriques de tessons de poterie sont visibles. Une origine anthropique de ces galets doit être envisagée et, au vu de la profondeur à laquelle ils ont été retrouvés, un âge antique est tout à fait envisageable. Il apparaît évident que A6 a principalement enregistré des dépôts de bas de pente et a été protégé de toute influence marine, palustre, lagunaire ou fluviale.
Fig. 5 : Profil chronostratigraphique et corrélation par faciès pour les carottages A3, A4, A5 et A6 à Amarynthos
19Douze carottages ont été réalisés dans la plaine qui abrite la ville moderne d’Érétrie (fig. 3B). Certains ont déjà été présentés (Ghilardi et al., 2014 et 2016) tandis que les plus longues séquences et celles obtenues au centre ont été partiellement détaillées. Neuf unités sédimentaires ont pu être définies grâce à l’identification malacologique et aux analyses de granulométrie (fig. 6 et 7).
20La première unité PT2, uniquement identifiée dans le carottage E8 entre 8.50 et 8.30 m de profondeur, est constituée d’argiles de couleur orangée révélatrices d’un environnement continental de faible énergie (bas de pente de la colline de Kastelli). Une datation par le radiocarbone réalisée sur un gastéropode marin (Alvania cimex) dans la partie inférieure de l’unité située au-dessus (M2) révèle un âge de 8 488-8 217 cal. BC. PT2 constitue donc la surface pré-transgressive au pied de la colline de Kastelli et date probablement de la fin du Pléistocène/début de l’Holocène.
21La deuxième unité L2a est uniquement identifiée dans le carottage E8 et se situe au-dessus de PT2, sa puissance est d’environ 1m. Elle se compose d’argiles sableuses riches en bivalves lagunaires de type Cerastoderma glaucum, Abra segmentum et Loripes lacteus (fig. 8) et, pour les gastéropodes marins, seulement de coquilles de petite taille de type Bittium reticulatum. De rares specimens de type Alvania cimex et Tricolia pullus sont également identifiés (fig. 8). Une datation réalisée à la base de L2a dans E8 indique un âge de 8 488-8 217 cal. BC tandis que la transition avec l’unité M2, située au-dessus, révèle un âge de 4 677-4 442 cal. BC. L2a est caractéristique d’un environnement lagunaire connecté à la mer (phase transgressive).
22La troisième unité M2 est identifiée dans les carottages implantés autour du temple d’Apollon (E4 à E9), de l’ancien port militaire supposé (E1 à E3) et à proximité du littoral actuel (E12) tandis qu’elle n’est pas reconnue dans le carottage E10. M2 est composée de sédiments gris, oscillant entre argiles, sables et graviers. La malacofaune marine est très abondante et les espèces les plus fréquemment rencontrées témoignent d’un environnement marin peu profond. Parmi les mollusques marins les plus abondants (fig. 8), on retrouve des gastéropodes de type Mangelia sp., Bittium reticulatum, Cerithium vulgatum, Rissoa ventricosa et Tricolia pullus ainsi que des bivalves des fonds sableux peu profonds, principalement de type Loripes lacteus (fig. 8). À l’exception du carottage E8, la puissance complète de M2 n’a pu être déterminée dans la mesure où la transition avec PT2 n’a pas été atteinte. Les datations par le radiocarbone indiquent que M2 a été déposée entre ~5 500 (E8) et 3 000 av. J.-C. (E4 à E7). Le maximum de l’incursion marine semble se situer, comme à Amarynthos, vers le milieu et la fin du Ve millénaire avant notre ère.
23La quatrième unité, L2b, identifiée dans les carottages E4 à E8 (centre de la plaine actuelle), est constituée d’argiles grises riches en micro- et macrofaune caractéristique des environnements lagunaires (Ghilardi et al., 2014). Ainsi, on retrouve des ostracodes de type Cyprideis torosa, des gastéropodes de type Cerithium vulgatum, des bivalves de type Cerastoderma glaucum, Abra segmentum et Loripes lacteus mais aussi des gastéropodes continentaux de type Planorbis sp. et Helicidae. La puissance des dépôts de L2 oscille entre 20 et 50 cm et les datations par le radiocarbone indiquent une phase de sédimentation lagunaire comprise entre ~3 000 et 2 500 av. J.-C. Ce phénomène est probablement à mettre en lien avec un colmatage progressif de l’ancienne baie marine en raison d’apports d’eau continentale et une amorce de progradation deltaïque.
24La cinquième unité F1 est seulement identifiée dans les carottages E5 et E9 et est composée de sables jaunes grossiers et de graviers anguleux qui témoignent d’une forte énergie de transport. Ces apports, que l’on peut qualifier de fluvio-torrentiels, viennent directement se mêler aux argiles lagunaires puis s’individualisent plus clairement. Une datation par le radiocarbone effectuée à la base des carottages E5 et E9 renvoient respectivement à des âges de 2 198-1 771 cal. BC et 3 497-3 012 cal. BC, suggérant un détritisme débutant vers la fin du ive millénaire avant notre ère et dont la durée de dépôt couvre le iiie millénaire. Cette phase d’alluvionnement souligne un phénomène de progradation deltaïque qui tend à combler progressivement l’ancienne baie marine en son centre, générant l’isolement de bras de mer en arrière de levées fluviales se transformant par la suite en cordons littoraux.
25La sixième unité M3 est identifiée dans tous les carottages, à l’exception de E7 et de E10. Elle est constituée de sables gris homogènes et présente une malacofaune d’origine marine où Bittium reticulatum et Rissoa ventricosa sont les espèces les plus représentées. Les datations par le radiocarbone indiquent que ce nouvel épisode d’incursion marine s’est opéré entre ~1 800 et 1 100 av. J.-C. et a donc presque entièrement recouvert la plaine d’Érétrie, y compris les structures archéologiques datant de l’Helladique.
26La septième unité (L3) est généralement située au-dessus des dépôts marins liés à l’incursion marine du IIe millénaire avant notre ère (unité M3, figure 6) mais se retrouve aussi au-dessus des dépôts lagunaires de l’unité L2. Elle mesure de 40 à 50 cm d’épaisseur et se compose d’argiles grises compactes et homogènes riches en macrocharbons mais pauvres en mollusques et ostracodes (seules quelques valves d’ostracodes de type Cyprideis torosa sont identifiées). Des tessons anguleux sont également identifiés mais leur datation précise est impossible. Des datations par le radiocarbone ont été effectuées à la base de l’unité L3 dans les carottages E11 et E9 et les résultats obtenus suggèrent une date des viie-vie siècles avant notre ère pour la formation de ces marais littoraux.
27La huitième unité F2 est identifiée uniquement dans les carottages E4, E6, E7 et E9. Il s’agit de dépôts constitués de sables moyens à grossiers de couleur jaune. La phase initiale de dépôt est datée du début du ier millénaire av. J.-C., probablement vers 850. Il s’agit d’alluvions à l’origine de la formation actuelle de la plaine deltaïque d’Érétrie. Des hypothèses quant à un possible forçage d’origine anthropique (canalisation puis diversion d’un cours d’eau situé à l’ouest de la colline de Kastelli) ont d’ailleurs été formulées (Krause, 1985).
28Enfin, au-dessus de F2, des dépôts palustres d’eau douce (P3) sont généralement identifiés sur le premier mètre mais présentent de trop fortes perturbations, dues à leur proximité avec le sol actuel, pour être étudiés. La base de l’unité est datée du ive siècle avant notre ère dans le carottage E19. Ces marais ont d’ailleurs été drainés au cours du xixe siècle pour permettre l’établissement de la ville moderne d’Érétrie (Pajor, 2010).
Fig. 6 : Profil chronostratigraphique et corrélation par faciès pour les carottages E6, E7, E8, E10 et E11 à Érétrie.
Fig. 7 : Profil chronostratigraphique et corrélation par faciès pour les carottages E5 et E9 à Érétrie.
Fig. 8 : Fréquence relative (%) des différentes espèces de mollusques identifiées dans le carottage E8 (Érétrie) à différentes profondeurs.
Les courbes en bleu indiquent des espèces d’environnement marin tandis que celles en gris révèlent des environnements lagunaires
source : http://www.marinespecies.org/index.php
29Six carottages ont été réalisés dans le delta actuel du Lilas (fig. 4), dont 5 dans la partie terminale de l’embouchure actuelle (à moins d’1 km du trait de côte) et un dans le secteur oriental du Lilas, à proximité du site de Lefkandi. Les analyses de granulométrie et l’identification de malacofaune ont permis de révéler les différents environnements de dépôts (fig. 9) et 5 unités peuvent être caractérisées.
30La première unité M4, située à la base de tous les carottages, à l’exception de Lilas 4, est composée de matériaux hétérométriques, oscillant entre des sables moyens gris et des galets roulés. L’épaisseur totale de cette unité ne peut pas être déterminée avec précision mais elle est présente sur les deux tiers inférieurs des carottages. L’identification d’une malacofaune marine est attestée avec la présence exclusive de gastéropodes Bittium reticulatum. La partie supérieure de M4 (transition avec L4) a été datée dans les carottages respectivement de 1 429-1 590 ap. J.-C. pour Lilas 2 et de 1 580-1 815 ap. J.-C pour Lilas 3. Une datation réalisée sur le carottage Lilas 3 au centre de l’unité marine M4 indique un âge de 1 280-1 395 ap. J.-C., révélant l’existence de conditions marines dans ce secteur au début de l’époque vénitienne (1 204-1 453 ; fig. 10). Pour le carottage Lilas 6 (secteur oriental du delta actuel, proche de Lefkandi), une datation au centre de l’unité M4 indique un âge de 431-230 cal. BC.
31La deuxième unité L4 est située au-dessus de M4 et est composée de sables fins de couleur grise où des bivalves de type Donacilla sp. et des gastéropodes de type Nassarius reticulatus sont identifiés. L’identification malacologique permet de révéler l’existence d’un milieu marin peu profond à lagunaire. On retrouve L4 dans tous les carottages, à l’exception de Lilas 4, et son épaisseur est comprise entre 0,20 et 0,35 m. La réalisation de datations par le radiocarbone révèle un âge de dépôt compris entre les xvie et xviiie siècles ap. J.-C. pour les carottages réalisés à proximité de l’embouchure actuelle du Lilas, tandis qu’à l’est (carottage Lilas 6), une datation vers les iiie-ive siècles ap. J.-C. est obtenue. La datation plus ancienne obtenue dans le secteur oriental du delta du Lilas indique probablement un phénomène de progradation deltaïque datant de l’époque romaine, avec une embouchure localisée à l’est de l’actuelle (fig. 4 et 10).
32La troisième unité S1 est située au-dessus de l’unité L4 et se compose de sédiments argileux gris compacts. On y retrouve des fragments de bivalves de type Ostrea sp. qui, de toute évidence, ne sont pas in situ. Aucune datation n’a été réalisée sur S1 mais les âges obtenus pour le sommet de L4 suggèrent un dépôt vers les xviie-xviiie siècles.
33La quatrième unité F3 est identifiée dans tous les carottages, à l’exception de Lilas 6. Il s’agit de sables fins à grossiers de couleur jaune dont l’épaisseur varie de 0,80 m (carottages proches du littoral actuel) à 2 (Lilas 5) et 3 m (Lilas 4). Dans le carottage Lilas 4, la base est constituée de graviers et d’une matrice sablo-limoneuse compacte. La datation de F3 n’a pas été possible en raison de la faible teneur en matière organique des sédiments mais avec la datation des unités M4, L3 et S1, il semble qu’un âge récent (xixe- début xxe siècles) soit cohérent.
34La cinquième unité P4 est identifiée dans les carottages Lilas 2 et 6. Il s’agit de sédiments argilo-limoneux de couleur marron présentant de nombreuses marques d’oxydation correspondant à des racines. La puissance de P4 comprise entre 0,20 et 1 m. Il s’agit de dépôts palustres en lien avec le delta du Lilas, recouverts occasionnellement par des dépôts fluvio-torrentiels en contexte de plaine d’inondation. La datation de P4 est, de manière relative, attribuée à la fin du xixe et au xxe siècle.
Fig. 9 : Profil chronostratigraphique et corrélation par faciès pour les carottages Lilas 1, 2, 3, 4, 5 et 6 dans le delta du Lilas et établissement de deux transects de direction N/S (en haut) et O/E (en bas).
Fig. 10 : Position du trait de côte du delta du Lilas au cours de la période vénitienne (1204-1453) et essai de reconstitution paléogéographique pour la mobilité du Lilas entre les périodes romaine et ottomane.
35Deux carottages ont été réalisés au nord du tell, jusqu’à une profondeur de 3.30 m (fig. 4), et ont permis d’obtenir une chrono-stratigraphie couvrant les huit derniers millénaires. Six unités sédimentaires peuvent ainsi être identifiées depuis la base vers le sommet (fig. 11).
36La première unité PT3 est identifiée dans les deux carottages et est composée d’argiles limoneuses de couleur orange foncé (à la base du carottage Lefkandi 1). PT3 présente une épaisseur de 0,60 m (Lefkandi 2) à 0,70 m (Lefkandi 1) et est identifiée respectivement à 2,40 m et à 3 m sous la surface, pour les carottages Lefkandi 1 et Lefkandi 2. Aucun bio-indicateur n’a été identifié mais les caractéristiques granulométriques ainsi que la couleur orangée, voire rouge (surface oxydée), sont similaires aux couches PT1 (A5) et PT2 (E8) et suggèrent un environnement continental de type bas de pente d’âge Pléistocène, antérieur à la transgression marine. Une datation par le radiocarbone réalisée dans la partie supérieure de PT3 dans le carottage Lefkandi 2 renforce l’idée d’un dépôt au Pléistocène en donnant la date de 6 252-5 754 cal. BC.
37La deuxième unité sédimentaire, L5, est épaisse d’environ 20 cm et se situe juste au-dessus de PT3, il s’agit d’argiles grises compactes où les bioindicateurs sont très pauvres. L5 a été déposée dans un environnement très calme et semble correspondre à des dépôts palustres littoraux, formés en relation avec la remontée générale du niveau de la mer dans le secteur.
38La troisième unité sédimentaire M5 est identifiée dans les deux carottages et se situe au-dessus de l’unité L5. L’unité M5 est composée de sables moyens homogènes et est épaisse de 30 cm dans Lefkandi 2 et de seulement 10 cm dans Lefkandi 1. La malacofaune marine est très abondante et les espèces dominantes sont de type Gibbula sp., Cerithium vulgatum, Bittium reticulatum et Nassarius reticulatus. Cet assemblage malacologique est caractéristique de fonds marins peu profonds sableux présentant une salinité normale (Vouvalidis et al., 2005). Deux datations par le radiocarbone réalisées dans le carottage Lefkandi 2, respectivement à 2,40 et à 2,35 m de profondeur, indiquent des âges de 4 735-3 934 cal. BC et 4 335-4 132 cal. BC.
39La quatrième unité sédimentaire G1 est identifiée dans les deux carottages et est caractérisée par la présence de galets anguleux pris dans une matrice argilo-sableuse (similaire à la séquence observée dans le carottage A5 à Amarynthos et E5 à Érétrie, dont les âges ne sont toutefois pas identiques). Cette unité tranche radicalement avec M5 dans ses caractéristiques granulométriques et est localisée à une profondeur similaire de 2,10 m sous la surface. Aucune malacofaune n’a été retrouvée et aucune datation n’a pu être réalisée (absence de matière organique). Cependant, il s’agit à l’évidence d’un apport de haute énergie ponctuel, postérieur à 4 000 cal. BC, dans un environnement de sédimentation calme, de type lagune confinée.
40La cinquième unité L5 se situe au-dessus de l’unité grossière G1 et se compose d’argiles gris-noir. Aucune malacofaune n’a été identifiée mais des débris de gastéropodes et de bivalves lagunaires sont retrouvés à la base de l’unité. Une datation par le radiocarbone réalisée à la base de l’unité lagunaire L5 dans le carottage Lefkandi 2 révèle un âge de 695-891 cal. AD.
41La sixième unité P5 constitue la partie supérieure du carottage Lefkandi 1 et est située sous les remblais modernes (0,20 à 0,30 m d’épaisseur). Il s’agit d’argiles grises compactes à blanc-gris (uniquement identifiées dans le carottage Lefkandi 1, entre 0,40 et 1,35 m de profondeur). Aucune malacofaune n’a été retrouvée et les caractéristiques granulométriques suggèrent la présence de marais.
Fig. 11 : Profil chronostratigraphique et corrélation par faciès pour les carottages Lefkandi 1 et 2 à Lefkandi.
42De manière générale, on constate que la séquence obtenue à Amarynthos (datée entre ~5 500-4 300 av. J.-C. puis entre ~1100-850 av. J.-C., fig. 12) enregistre une proportion élevée de pollens de Cichorioideae qui, avec des pourcentages d’environ 50-65 %, révèle la présence d’un sol perturbé d’origine anthropique tout au long de la séquence. Bien que nous ayons une très forte représentation de ce taxon, quatre zones polliniques peuvent être identifiées.
43La Zone A4 (7,50 - 5,75 m), comprise entre le début du vie millénaire et 4 600 av. J.-C., est caractérisée par une présence éparse de pollens arboréens et arbustifs. On trouve du Quercus à feuillage persistant et des Cistaceae avec des valeurs d’environ 5 % entre 6,50 et 7 m de profondeur et une présence notable des taxons de type Pinus vers 6 m de profondeur (~4 700-4 600 avant notre ère). Les taxons d’herbacées sont bien représentés avec des pourcentages pour les Poaceae d’environ 10 % et l’on retrouve aussi des Apiaceae, Brassicaceae et Lamiacae, révélant ainsi un paysage végétal ouvert. Pour les échantillons situés entre 7,50 et 6,75 m, on note la présence de Pseudoschizaea, un micro-fossile habituellement lié à un contexte érosif (Pantaleón Cano et al., 1996). Du possible pollen de céréales (Cerealia cf) a également été identifié dans cette zone. Cependant, la mauvaise qualité de préservation des traits morphologiques ne permet pas de conclure avec certitude à une véritable mise en culture des versants entre 5 500 et 4 500 av. J.-C. L’enregistrement de pollens de Vitis pourrait mettre en évidence une domestication ancienne de la plante, déjà proposée pour ces dates en Méditerranée orientale (Valamoti et al., 2007), mais dans ce cas particulier il s’agit d’une présence assez faible qui pourrait plutôt correspondre à la présence d’une forme sauvage, et non cultivée, poussant dans la ripisylve du Sarandopotamos. Entre 6,50 et 5,75 m de profondeur, on observe une augmentation des pollens de Poaceae, ce qui met en évidence une possible extension des herbacées sur le site. La présence de spores coprophiles de type Sordaria est bien attestée à partir de 6,50 m, indiquant la présence d’herbivores. Une possible activité pastorale est donc identifiée dès le début du ve millénaire.
44Zone A3 (5,60-5,20 m) : période comprise entre 4 600 et 4 400 av. J.-C., cette zone est notamment caractérisée par la baisse temporaire des pollens de Cichorioideae, avec des pourcentages inférieurs à 10 % entre 5,75 et 5,50 m. La baisse des Cichorioideae s’accompagne en parallèle de l’augmentation des taxons hygrophiles des Cyperaceae et du type Typha-Sparganium. Cet ensemble de données, conjugué à la hausse de la concentration pollinique totale, suggère l’installation de conditions plus humides pendant le Néolithique final. Un développement limité de la végétation arborescente est également visible au même moment, avec des pourcentages de Pinus en hausse (7 %) et une légère augmentation des pollens de Quercus à feuillage persistant, mais c’est la hausse de la représentation des pollens de chêne décidu (7 %) qui met en évidence l’extension de la forêt et l’installation de conditions plus humides à Amarynthos. La zone A3 enregistre aussi une activité anthropique que l’on peut déduire des pollens de céréales ainsi que d’autres taxons apophytiques comme ceux du type Plantago lanceolata, Rumex, type Centaurea cyanus et type Centaurea nigra. Des pollens de Castanea sont retrouvés dans cette zone, signe de l’existence du châtaigner dans les environs d’Amarynthos (bassin versant amont). Même s’il est impossible de vérifier l’origine anthropique de la progression de cet arbre, la présence d’autres taxons liés à l’activité humaine pourrait étayer une telle hypothèse. La présence de pollens de Trifolium et l’augmentation des Apiaceae (17 %) et des Poaceae (qui enregistrent leur plus forte représentation, 28 %, dans la séquence à 5,45 m) suggèrent le développement de pâturages. La présence de spores d’écologie coprophile telles que Sordaria, Sporormiella, Podospora et Chaetomium, pourrait confirmer cette activité de pâturage. La présence de Pseudoschizaea et Glomus, habituellement associés à l’érosion, peut être liée à l’anthropisation, même si une influence climatique dans ce phénomène érosif ne peut être totalement exclue.
45En résumé, une intensification de l’activité humaine est enregistrée pour la période du Néolithique final à Amarynthos, tout du moins pastorale, sinon agricole.
46Zone A2 (5,20-3,95 m) : cette zone pollinique comprend six échantillons qui présentent une très faible concentration de pollens par gramme de sédiment et ont donc été considérés comme stériles.
47Zone A1 (3,90-3,30 m) : période couvrant la fin du IIe millénaire av. J.-C. Cette zone est caractérisée par l’enregistrement d’un spectre pollinique similaire à celui des zones A3 et A4, avec l’omniprésence des pollens de Cichoriorideae ainsi que d’autres taxons d’herbacées. Les taxons hygrophiles sont toujours très bien représentés, même s’ils ne sont pas aussi élevés que ceux identifiés dans la zone A3. La somme des pollens d’arbres est la plus faible de la séquence et indique une nette régression de la forêt. Par contre, la présence de pollens d’Ericaceae met en évidence le développement d’une végétation arbustive. Parmi les herbacées, les Brassicaceae, les Apiaceae et les Poaceae sont les plus représentées. Olea est enregistré pour la première fois à Amarynthos et indique vraisemblablement l’extension de la culture de l’olivier sur les pourtours de la plaine deltaïque. Même si l’on ne retrouve pas de signes directs de la présence de pollens de céréales, les taxons apophytiques, comme ceux du type Centaurea nigra et du type Plantago lanceolata, soulignent une emprise des sociétés humaines sur le paysage au début de l’âge du Fer. La présence possible de la culture de Fabaceae, suggérée par la présence de Vicia faba, constitue un autre témoignage de l’activité humaine dans la plaine. De la même façon, on retrouve des traces ponctuelles de spores coprophiles qui permettent d’en déduire une activité pastorale.
Fig. 12 : Diagramme pollinique établi pour le carottage A5 à Amarynthos.
Se reporter à la Figure 5 pour replacer les niveaux étudiés (7.50-5.20 m et 3.85-3.55 m). 28 échantillons ont fait l’objet d’une identification du contenu pollinique.
48Il y a environ 10 000 ans, le niveau de la mer était d’environ 30 m sous son niveau actuel en mer Égée (Perissoratis et Cosnispoliatis, 2003) et a connu un premier ralentissement notable vers 7 000 cal. BC puis un second enregistré vers 2 000 cal. BC (Lambeck & Purcell, 2005 ; Pavlopoulos et al., 2010 ; Vacchi et al., 2014). Dans le cas de la portion du littoral eubéen étudié, il apparaît nettement que le début de l’incursion marine se matérialise dans un premier temps par le développement de conditions palustres saumâtres, voire lagunaires, à partir de ~6 000 cal. BC à Érétrie et Lefkandi et de ~5 000 cal. BC à Amarynthos. Le développement de ces conditions palustres est en lien direct avec la remontée globale du niveau de la mer et du coin salé avant que la mer n’envahisse les secteurs d’Érétrie vers 5 500 av. J.-C. et d’Amarynthos-Lefkandi vers 4 500 av. J.-C. Ces différences dans la datation peuvent être attribuées à de nombreux facteurs comme la morphologie et la paléotopographie (pente) de la surface pré-transgressive mais aussi à de possibles effets tectoniques locaux. Pour sa part, la phase maximale d’extension de l’incursion marine peut être datée de manière précise et homogène pour l’ensemble des sites entre 4 500 et 4 000 av. J.-C. À partir de 4 500 cal av. J.-C., un changement notable dans les conditions environnementales locales est mis en évidence par l’étude de la paléovégétation, indiquant une possible augmentation de l’activité humaine de type agropastoral dans la plaine d’Amarynthos.
49Les secteurs d’Érétrie et d’Amarynthos enregistrent, de manière quasi synchrone, le développement de conditions lagunaires entre 3 000 et 2 600 avant notre ère. L’identification d’apports fluvio-deltaïques dans les dépôts marins et lagunaires témoigne d’un phénomène de progradation qui transforme progressivement les anciennes baies marines en lagunes plus ou moins fermées. En effet, la morphologie du littoral dans le secteur d’Érétrie révèle qu’une ancienne baie marine peu profonde s’est développée entre deux talus (constitués de Terra Rossa et de colluvions calcaires) d’âge Pléistocène et a permis un colmatage d’origine marine mais aussi d’origine continentale, en raison des apports des bassins versants situés de part et d’autre de la colline de Kastelli. À Amarynthos, il apparaît nettement qu’un phénomène de progradation du delta du Sarandapotamos est à l’origine de l’isolement d’une lagune derrière un cordon littoral formé par les apports de ce même fleuve. Ce phénomène de progradation est constant jusque dans l’Antiquité. Les origines de cette première phase de sédimentation continentale observée à l’Holocène doivent s’expliquer par trois facteurs principaux, d’origine naturelle et anthropique. Les données archéologiques des deux sites nous indiquent une intensification de l’habitat sur les collines environnant les sites d’Érétrie et d’Amarynthos mais aussi dans les plaines nouvellement formées, ce qui laisse présager une forte pression anthropique sur les versants. Les forçages naturels sont également à considérer, avec en premier lieu la possibilité d’un rejeu néotectonique local de la faille de Lefkandi qui, en contexte subsident, a pu provoquer une variation du niveau de base et renforcer les phénomènes érosifs sur les pentes, comme le suggèrent de précédents travaux (Hurst, 1978 ; Genre, 1999). Enfin, le paramètre climatique doit également être considéré dans la mesure où le secteur sud-égéen connaît une phase humide et chaude entre ~3 400 et 2 300 cal. BC avec un pic des précipitations relevé vers 2 700 cal. BC (Triantaphyllou et al., 2009). Cette dernière date de 2 700 cal. BC semble être en adéquation avec le début de la progradation deltaïque du Sarandapotamos à Amarynthos et des deux petits bassins versants situés de part et d’autre de la colline de Kastelli à Érétrie. Il semble que la conjonction de ces trois paramètres soit à l’origine de ce premier grand mécanisme de progradation deltaïque le long du golfe sud-eubéen au début de l’âge du Bronze, période de fort alluvionnement en Grèce (Dusar et al., 2011) et dans l’est de la Méditerranée (Roberts et al., 2011).
50Un fait morphologique singulier est observé dans les carottages prélevés à Érétrie : il s’agit d’une nouvelle phase d’incursion marine qui vient recouvrir les dépôts fluvio-deltaïques datés de l’Helladique ancien. Au cours de l’Helladique moyen et jusqu’au début de l’âge du Fer, un environnement marin se développe en effet au pied de la colline de Kastelli entre environ 1 800 et 1 000 avant notre ère. Ce phénomène très local, et non enregistré à Amarynthos ou à Lefkandi, suggère des paramètres locaux facilitant une réincursion marine : la subsidence décrite par certains auteurs (Kambouroglou, 1989 ; Genre, 1999) semble être en grande partie responsable de l’enfoncement des terrains fluvio-deltaïques puis de leur recouvrement par des sédiments marins en contexte de remontée globale du niveau de la mer. Cependant, il ne faudrait pas exclure la possibilité d’un déficit sédimentaire au niveau du delta récemment créé, qui pourrait expliquer l’abandon de certains chenaux et l’appauvrissement en apports sédimentaires des cordons sableux formés par la dérive littorale locale, entraînant leur fragilisation puis leur érosion.
51Au début de l’âge du Fer (850 av. J.-C.), un nouveau phénomène d’alluvionnement est enregistré à Érétrie et à Amarynthos et se matérialise par la fermeture des lagunes qui se transforment en marais littoraux. Dans le secteur du temple d’Apollon à Érétrie, des dépôts alluvionnaires massifs de type fluvio-deltaïque sont enregistrés et datés d’environ 850 av. J.-C. Il est d’ailleurs probable que le temple devait faire face à la mer vers le sud et l’est, installé sur des dépôts sableux grossiers (Ghilardi et al., 2016). En parallèle, à Amarynthos, on constate l’implantation de structures archéologiques dans ce qui formait l’ancienne lagune entre l’embouchure du Sarandapotamos et la colline de Paleoekklisies. Les apports alluvionnaires ont contribué à renforcer la sédimentation des cordons littoraux tandis que les apports d’eau douce ont contribué à abaisser la salinité, le secteur devenant logiquement moins insalubre et moins saumâtre, ce qui a facilité l’installation des premières structures aux abords de marais d’eau douce (ou légèrement saumâtre). La fin de l’époque Helladique et le début de l’époque Géométrique marquent un tournant important dans l’histoire de l’occupation du golfe sud-eubéen où un réseau dense de sites, en connexion avec le continent voisin, est attesté (Lemos, 2002 et 2012 ; Knodell, 2017). Le paramètre anthropique semble jouer un rôle majeur dans cette nouvelle phase d’alluvionnement des cours d’eau entourant la colline de Kastelli à Érétrie mais aussi dans le bassin versant du Sarandapotamos. La réorganisation socio-culturelle qui a suivi la fin de l’Helladique, donc la période mycénienne, dans la région attico-eubéenne s’est traduite par une occupation des versants et leur mise en culture au profit de l’Olea et au détriment des céréales (Kouli, 2011). Le diagramme pollinique réalisé à Amarynthos dans le cadre du présent article vient confirmer ces observations sur l’extension d’Olea, de la même façon que l’on n’observe pas de reconquête par les forêts de pins, comme cela peut se voir en Attique (Kouli, 2011). Les conséquences paysagères de ces mutations sociétales se traduisent par une mise à nu des versants et un renforcement des évènements érosifs mobilisant de grandes quantités de matériaux. L’amélioration des techniques hydrauliques et une bonne maîtrise des techniques d’ingénierie laissent aussi penser à certains auteurs (Krause, 1985) qu’une diversion volontaire des cours d’eau à Érétrie a été possible, de manière à créer artificiellement des espaces plats et asséchés dans un contexte de forte pression démographique.
52Les carottages réalisés dans l’une des plus grandes aires deltaïques de l’île d’Eubée, le delta du Lilas, ne permettent pas de reconstituer l’évolution du trait de côte pour les périodes les plus anciennes de l’Holocène. Les résultats chrono-stratigraphiques mettent surtout en évidence une progradation deltaïque au cours de la seconde moitié du IIe millénaire de notre ère. La période ottomane est une phase de fort alluvionnement en Grèce continentale (Lespez, 2003 ; Fuchs et al., 2004). Entre les xve et xixe siècles, une forte érosion des versants est constatée dans la péninsule balkanique et s’explique par la combinaison d’une emprise des sociétés humaines sur les pentes (mise en valeur agricole et réorganisation socio-culturelle) dans le contexte humide du Petit Âge de Glace. Nos travaux démontrent que le delta du Lilas enregistre une phase de progradation deltaïque marquée au cours de cette même période (Figure 10) et l’avancée du trait de côte est rapide, de 1 km vers le sud environ, en moins de deux à trois siècles. Il ne s’agit pas d’un phénomène de grande ampleur, comme certains deltas de Grèce (Wiseman et Zachos, 2003 ; Ghilardi et al., 2008) ou de la péninsule balkanique en ont connu (Fouache, 2006), mais cela témoigne tout de même d’un important remaniement des sédiments néogènes argilo-limoneux du bassin de Gydes et d’un transport par les affluents du Lilas, comme le suggèrent de précédents travaux (Genre, 1999). Ce dernier fleuve a été mis en valeur dès l’époque vénitienne dans sa partie amont (le bassin du Gydes) à des fins agricoles et a généré dès le xiie siècle une forte érosion sur des pentes soumises à la déforestation. Au cours de la période ottomane, le contexte climatique a favorisé la mobilisation de ces sédiments très fins par les affluents du Lilas dès le xve siècle, avec un pic d’alluvionnement au cours des xvie-xviie siècles, à l’instar d’autres cours d’eau en Grèce (Fuchs et al., 2004). Il est donc important de noter que si le Petit Âge de Glace correspond de nouveau à une avancée du trait de côte notable, une « préparation au fort alluvionnement » a eu lieu dès l’époque vénitienne (1 204-1 453) en raison de la quasi mise à nu des versants dans un terrain riche en matériaux non consolidés (formations néogènes fluvio-lacustres). Les secteurs d’Érétrie, d’Amarynthos et de Lefkandi ne témoignent pas d’un tel phénomène de progradation deltaïque durant la période ottomane, phénomène qui semble se révéler plutôt régional, affectant uniquement les grands systèmes fluviaux de l’île.
53La réalisation de carottages le long du golfe sud-eubéen a permis de révéler l’existence de faciès caractéristiques de zones palustres continentales et littorales ainsi que de milieux marins et lagunaires. La datation par le radiocarbone d’échantillons caractéristiques de ces différents environnements puis leur intégration dans un modèle géophysique de référence (Spada & Stocchi, 2007 ; Argus & Peltier, 2010 ; Vacchi et al., 2016) ont permis d’extrapoler ces informations de manière à restituer l’évolution relative du niveau de la mer dans ce secteur de l’Eubée. Les marais littoraux représentent un bon indicateur du paléo-niveau de la mer (PNM), car leur développement est en équilibre avec le niveau moyen de la mer (NMM), en particulier dans le contexte microtidal de la mer Égée. En se fondant sur de précédentes études, une barre d’erreur d’environ ± 0,5 m (Pavlopoulos et al., 2012) est généralement attribuée aux échantillons provenant de zones palustres littorales (eaux saumâtres).
54En ce qui concerne les environnements marin et lagunaire, ceux-ci sont représentatifs des limites inférieures d’un paléo-niveau de la mer : pour les échantillons marins (principalement des mollusques), il est difficile de donner un seuil supérieur d’erreur en raison d’une possible présence du paléo-niveau plusieurs mètres plus haut (en particulier pour des gastéropodes de type Bittium reticulatum qui peuvent être identifiés à plusieurs dizaines de mètres de profondeur dans les environnements marins actuels). En revanche, la barre d’erreur verticale est moindre pour les milieux lagunaires, car ces étendues d’eau saumâtre se forment en général au même niveau que la mer ou à seulement quelques décimètres en-dessous. Les lagunes côtières sont très communes en Méditerranée (Fontana et al., 2017 ; Ghilardi et al., 2017 ; Giaime et al., 2017) et se développent parallèlement à la côte, en étant séparées de la mer ouverte par une ou plusieurs barrières sableuses (Rovere et al., 2016). En Grèce, la profondeur des lagunes n’excède que rarement quelques décimètres, comme d’ailleurs dans l’ensemble des lagunes de Méditerranée (Vacchi et al., 2016). En accord avec le protocole récemment développé par Vacchi et al., (2016), une barre d’erreur supérieure d’1 mètre a donc été attribuée à tous les échantillons provenant de milieux lagunaires.
55Les figures 13 et 14 illustrent la comparaison entre l’évolution du niveau moyen de la mer établie à partir d’échantillons prélevés à Amarynthos, à Érétrie, à Lefkandi et dans le delta du Lilas et la courbe géophysique de remontée du niveau de la mer pour l’Égée nord-occidentale, élaborée sur la base du modèle ICE5G-VM2 (Peltier, 2004) avec le code SELEN (Spada & Stocchi, 2007).
56La superposition des deux courbes laisse apparaître un décalage entre les données et le modèle dans tous les secteurs étudiés. Au cours de l’Holocène moyen, les paléo-niveaux de la mer sont significativement situés au-dessus du modèle, le décalage étant particulièrement visible à Amarynthos et à Lefkandi et, dans une moindre mesure à Érétrie. Les données les plus récentes (entre 2 000 av. J.-C. et aujourd’hui) se situent également au-dessus de la courbe géophysique avec un paléo-niveau de la mer qui se place au même niveau que l’actuel, voire légèrement au-dessus. Plusieurs travaux (Pavlopoulos et al., 2012 ; Vacchi et al., 2014) démontrent cependant qu’il n’existe pas de niveau marin similaire ou supérieur à l’actuel (« sea-level high stand ») d’origine eustatique ou isostatique au cours de l’Holocène dans le bassin Égéen, même si les travaux conduits à Érétrie (Kambouroglou, 1989) tendaient à reconnaître un niveau marin supérieur à l’actuel au cours du Néolithique. Par conséquent, toutes les traces d’un niveau de la mer supérieur à l’actuel durant l’Holo-cène sont liées à des mouvements verticaux d’origine néotectonique (Pirazzoli et al., 1999 ; Pavlopoulos et al., 2012 ; Vacchi et al., 2012). Dans le cas du littoral sud-eubéen, l’évolution du niveau de la mer semble être fortement influencée par un soulèvement lent et régulier qui apparaît de manière évidente pour la majeure partie de l’Holocène. Ce phénomène est également observé dans la périphérie orientale de l’Eubée (Pavlopoulos et al., 2010) Cette tendance est probablement liée à l’activité de certaines failles majeures (en l’occurrence la faille de Lefkandi pour le secteur septentrional du golfe sud-eubéen; Rondoyanni et al., 2007) qui a fortement influencé l’évolution du niveau de la mer en plusieurs secteurs de l’île (Stiros et al., 1992 ; Pirazzoli et al., 1999 ; Evelpidou et al., 2012).
57Cependant, les données mettent en évidence un décalage entre Amarynthos et Érétrie pour les deux derniers millénaires, où les données restent toujours proches ou au-dessus du modèle, et Lefkandi/Lilas où, au contraire, les données se placent en-dessous. Ce phénomène ne permet pas de décider si ce décalage est lié à une variabilité dans les mouvements tectoniques des différents secteurs ou s’il s’agit plutôt d’une forte compaction des sédiments, illustrée par les carottes effectuées dans le delta du Lilas où un phénomène local de subsidence a aussi pu être généré soit par des facteurs géologiques, soit par des facteurs anthropiques récents (hydro-compaction des sédiments en raison des pompages d’eau de l’aquifère).
58Malgré le nombre important de datations par le radiocarbone réalisées sur la plupart des 26 carottages, qui enregistrent tous des phases de dépôt d’origine marine, lagunaire ou palustre, il s’avère extrêmement compliqué d’établir une courbe générale de la remontée du niveau de la mer pour cette partie de l’Eubée, et ce en raison de la néotectonique, qui a probablement eu un rôle primaire dans l’évolution du trait de côte. La figure 14 permet de comparer la courbe générale avec la courbe géophysique établie pour ce secteur de Méditerranée et démontre une tendance à la surrection du trait de côte au cours des 8 000 dernières années. La magnitude de ce soulèvement varie d’un site à l’autre en raison de la fragmentation des failles et de la variabilité de compaction des sédiments (différents faciès et textures granulométriques).
Fig. 13 : Établissement des courbes de remontée du niveau marin au cours des huit derniers millénaires.
(A) Amarynthos. (B) Érétrie. (C) Delta du Lilas. (D) Lefkandi (Figure 11D). La courbe en trait noir représente la courbe du modèle géophysique
(Spada et Stocchi, 2007).
Fig. 14 : Courbe de synthèse régionale établie pour le secteur septentrional du golfe sud-eubéen pour les huit derniers millénaires.
La zone hachurée en rouge indique la tendance de la courbe de remontée du niveau marin entre le delta du Lilas et Amarynthos. A noter : les datations 14C sont toutes situées au‑dessus du modèle établi par Spada & Stocchi (2007) pour la période 6 000-0 av. J.-C. alors que pour la période 0-1 950 ap. J.-C., les datations 14C sont situées en-dessous du modèle géophysique
Spada & Stocchi, 2007
59Les données des carottes prélevées à Lefkandi (Lefkandi 2), Amarynthos (A5) et Érétrie (E9) laissent apparaître des hiatus dans la sédimentation qui couvrent de manière sûre la période comprise entre le Néolithique final et l’âge du Bronze, s’amorçant généralement autour du IVe millénaire. Ces hiatus se terminent vers la fin du ier millénaire av. J.-C. pour Amarynthos, jusqu’au début du ier millénaire av. J.-C. à Érétrie et jusqu’au milieu du ier millénaire ap. J.-C. pour Lefkandi. Il manque donc environ 3 000 à 4 000 ans d’enregistrements sédimentaires pour certains carottages de l’ensemble sites étudiés. Dans les trois cas, la stratigraphie révèle la présence de galets (3 à 6 cm de diamètre) émoussés pris dans une matrice argilo-sableuse (mélange de sables jaunes d’origine continentale et d’argiles grises d’environnement palustre) au début du hiatus. La présence de ces sédiments plus grossiers d’origine fluvio-torentielle au sein d’un environnement de sédimentation calme (de type palustre) témoigne de la soudaineté de ces apports de versant et peut trouver son origine soit dans le réajustement du profil d’équilibre des cours d’eau face à un phénomène tectonique régional de soulèvement général, soit dans un phénomène co-sismique intervenu entre le Néolithique final et l’âge du Bronze. Ces résultats corroborent de précédentes observations sur les conséquences des réajustements tectoniques se traduisant par le rejeu local de failles (Genre, 1999 ; Rondoyanni et al., 2007). Si le paramètre tectonique semble être prépondérant dans l’explication de ces phénomènes d’incision, qui génèrent des hiatus dans la sédimentation, il ne faut pas non plus exclure des explications d’origine anthropique. En effet, à Lefkandi la faible profondeur à laquelle est identifié le hiatus sédimentaire pourrait correspondre à un prélèvement lors de phases de dragage de l’ancienne baie marine située au nord du tell au cours de la période byzantine. Pour les sites d’Amarynthos et d’Érétrie, il semble peu probable que de tels creusements aient été réalisés, notamment pour y aménager des structures portuaires, et il faudrait plutôt envisager une augmentation des dynamiques de transfert de versant au cours d’une période de forte mutation paysagère liée à l’anthropisation du Néolithique final et de l’âge du Bronze.
60Les données palynologiques obtenues dans le cadre du présent article permettent pour la première fois de reconstituer l’évolution de la végétation depuis le Néolithique moyen (début du vie millénaire) dans le secteur attico-eubéen, contrairement aux précédentes reconstitutions palynologiques régionales qui ne remontaient pas au-delà de 4 000 avant notre ère (Kouli et al., 2009 ; Kouli, 2011). Les résultats présentés ici permettent de mettre en évidence l’ancienneté des phénomènes d’origine anthropique (dominants) dans la modification du couvert végétal mais aussi d’identifier des changements dans la composition de la végétation en lien avec des changements climatiques. En général, les données permettent de révéler la forte ouverture paysagère observée à partir des données du carottage A5 (Amarynthos) dès la fin du Néolithique moyen. Celle-ci est d’origine anthropique, comme le confirme l’abondance de micro- et de macro-charbons retrouvés dans les sédiments palustres datés entre 5 500 et 4 300 avant notre ère. Les techniques d’ouverture de la forêt sont de toute évidence basées sur le développement d’incendies volontaires durant le Néolithique récent et final, générant ainsi l’extension d’un maquis dominé par des arbustes de type Cistaceae, résilients aux incendies. Malgré cette action anthropique directe sur la composition du couvert végétal, qui a pour conséquence une quasi disparition de la forêt au profit des prairies et des pâturages au cours du Néolithique récent (alors que les espèces arborées cultivées de type Olea ne sont pas encore enregistrées), il est possible d’identifier un phénomène d’augmentation de l’humidité et un refroidissement climatique au début du Néolithique final, vers 4 500-4 400 avant notre ère. Certains auteurs ont mis en évidence un apport important d’eau douce en Mer Égée vers 4 500 avant notre ère (Triantaphyllou et al., 2009), sans doute imputable à un refroidissement climatique associé à une augmentation de l’humidité (Principato et al., 2003 ; Triantaphyllou et al., 2009). La présence importante de taxons de plantes hygrophiles d’eau douce (Cyperaceae et Typha/Sparganium) dans le diagramme pollinique présenté (fig. 12) permet de renforcer l’idée qu’un apport d’eau douce en provenance du bassin versant du Sarandapotamos a pu créer une zone humide de type marais au milieu du Ve millénaire. Si l’identification d’autres phénomènes d’origine climatique est difficile à déceler au cours de la Préhistoire dans le diagramme pollinique établi pour le présent travail, il semble que les carottages effectués dans le delta du Lilas puissent permettre d’identifier un phénomène de progradation deltaïque au cours de la période ottomane, qui serait donc directement liée à un effet du Petit Âge de Glace. Même si cette dernière période de refroidissement climatique, qui s’est accompagnée d’une augmentation des charges solide et liquide des cours d’eau, n’a pas été clairement identifiée en Eubée, elle est observée pour l’ensemble de la Méditerranée (Grove, 2003) et en Grèce en particulier (Fouache, 1994 ; Lespez, 2003 ; Dusar et al., 2011). En Eubée, la genèse des terrasses alluviales à l’époque historique tend à démontrer que le PAG a eu une part prépondérante dans la morphogénèse du lit des cours d’eau de l’île ainsi que sur le phénomène de progradation deltaïque (Genre, 1988, 1989 et 1999).
61Les résultats paléoenvironnementaux issus de carottages et présentés dans cet article permettent de reconstituer la mobilité des paysages holocènes le long de la rive septentrionale du golfe sud-eubéen, entre les villes modernes de Chalkis et d’Amarynthos. L’étude paléoenvironnementale des carottages a permis de révéler 5 points principaux.
62En premier lieu, une forte mobilité du trait de côte depuis le début de l’Holocène, marquée par une alternance entre des phases d’incursion marine générale et plus ponctuelle ainsi que des phases de colmatage et de progradation deltaïque au cours des sept derniers millénaires. Nos résultats démontrent que l’extension maximale de la mer au cours de l’Holocène est datée de manière synchrone dans tous les sites vers 4 500-4 000 avant notre ère et que la première phase de progradation deltaïque est enregistrée entre 3 000 et 2 600 avant notre ère (début de l’âge du Bronze) sur les sites d’Érétrie et d’Amarynthos. Cette avancée significative du littoral intervient donc plus tardivement que la date supposée (~3 500 avant notre ère) de progradation des deltas continentaux de Méditerranée orientale (Brückner et al., 2005). Les paramètres tectoniques et climatiques s’associent localement avec le forçage d’origine anthropique (en lien avec le fort développement de l’agropastoralisme au début de l’Helladique) pour expliquer les phénomènes observés. Une deuxième phase de progradation deltaïque est enregistrée au début du Ier millénaire avant notre ère, vraisemblablement au début de l’époque Géométrique. C’est sans doute plus le forçage d’origine anthropique qui est à l’origine de cette seconde phase de progradation deltaïque enregistrée dans les secteurs d’Amarynthos et d’Érétrie. Une troisième phase de progradation est enregistrée dans le delta du Lilas au cours de la période ottomane (xve-xixe siècles) et peut être mise en lien direct avec le Petit Âge de Glace, dont les effets sont révélés pour la première fois sur la deuxième île de Grèce. De nouvelles prospections par carottages profonds dans le delta du Lilas pourraient favoriser, à l’échelle de l’Holocène, une reconstitution des grandes étapes d’édification et permettre d’estimer les rythmes d’alluvionnements de l’un des plus grands deltas d’Eubée. De premières recherches prometteuses (Leontaris, 1974 ; Karymbalis et al., 2015) doivent être complétées par l’obtention d’une séquence chronostratigraphique de référence.
63En second lieu, la difficulté d’obtenir une courbe de remontée du niveau marin de référence pour l’Eubée centrale, et ce malgré la réalisation d’un nombre très important de datations par le radiocarbone sur des mollusques caractéristiques d’environnements lagunaires ou marins peu profonds. En effet, le soulèvement tectonique d’ensemble de l’île, et du secteur attico-eubéen, est localement associé au rejeu de failles (la faille de Lefkandi plus particulièrement) qui bordent le golfe sud-eubéen et qui contribuent localement à renforcer un phénomène de subsidence. Quoi qu’il en soit, la courbe de remontée du niveau marin obtenue dans le cadre du présent article démontre qu’elle se situe légèrement au-dessus des modèles géophysiques régionaux.
64Troisièmement, la forte anthropisation des paysages, au moins dès le milieu du vie millénaire avant notre ère, où les paysages forestiers sont dès lors très ouverts et où les activités agro-pastorales sont bien attestées dans les enregistrements polliniques. À noter, l’absence totale de taxons d’Olea au cours du Néolithique moyen à final. De nouveaux carottages dans le bassin (poljé) du Dystos (situé dans le sud de l’Eubée) devraient permettre l’obtention d’une séquence chrono-stratigraphique couvrant le Pléistocène final et l’Holocène et susceptible de favoriser la reconstitution de la végétation depuis le Mésolithique.
65En quatrième lieu, le décalage entre les données palynologiques, qui indiquent une anthropisation marquée dès 5 500 cal. BC, et l’absence presque totale de sites du Néolithique moyen (5 800-5 300 BC) dans la région étudiée. En effet, cette phase n’est pas du tout attestée dans les bassins d’Érétrie et d’Amarynthos et seuls deux sites ont été repérés à l’ouest de la plaine d’Érétrie. Dans l’état actuel des recherches archéologiques, une exploitation soutenue des ressources environnementales, en particulier un fort déboisement pour obtenir des terres cultivables et des pâtures, à partir de sites installés préférentiellement dans le haut des bassins versants et sur les piémonts est attestée à partir de la seconde partie du Néolithique récent (première moitié du ve millénaire av. J.-C.). Cependant, les données palynologiques et leur datation donnent à penser que de futures explorations pourraient bien faire remonter l’occupation de la région au vie millénaire. La formation tardive des plaines alluviales rend compte de l’absence de sites littoraux avant le Néolithique final où les rares occupations humaines correspondent à des buttes côtières. Ce n’est qu’à partir de l’Helladique Ancien II que le littoral est réellement colonisé, après 2 700 av. J.-C., avec une intermittence dictée par la mobilité du trait de côte dans la baie d’Érétrie.
66Cinquièmement, l’existence d’un évènement climatique plus humide et froid vers 4 500 avant notre ère, déjà enregistré dans des carottes marines en contexte sud-égéen mais jamais encore identifié dans des carottes continentales. Parmi les conséquences de ce refroidissement climatique et de l’augmentation de l’humidité, on observe une reconquête de la chênaie dans le bassin versant du Sarandapotamos.