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Dynamiques holocènes de systèmes fluviaux en Grèce du Nord : une approche comparative et multi-scalaire des interactions entre Nature et Société

Holocene fluvial system changes in northern Greece: a multiscalar approach of interactions between nature and society
Laurent Lespez

Résumés

Les recherches sur les dynamiques morphosédimentaires et paléoenvironnementales au cours de l’Holocène sont maintenant nombreuses dans l’espace égéen, mais, portant sur des espaces de dimensions différentes (environnement immédiat de sites archéologiques, petits bassins versants, plaines alluviales, plaines littorales, grands deltas), leurs résultats sont difficilement comparables. Afin de comprendre le fonctionnement global du système fluvial sur le long terme holocène, de nouvelles recherches géomorphologiques ont été entreprises en Grèce du Nord (des bassins versants élémentaires à la large plaine alluviale du Strymon). Chaque petit bassin versant possède une histoire propre en relation avec la succession des activités humaines et des événements hydroclimatiques exceptionnels (crues). Celle-ci ne se traduit pas de manière identique et parallèle dans les bassins d’ordre supérieur. Les forçages climatiques et anthropiques s’y combinent avec des degrés d’importance variable d’où la nécessité de définir avec précision le degré d’anthropisation des bassins versants et l’évolution des interactions à différentes échelles au sein des systèmes fluviaux.

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Errata

Article soumis le 18 juillet 2006, accepté le 26 février 2007.

Notes de la rédaction

Remerciements
Je remercie la 18e Ephorie des Antiquités Classiques et Préhistoriques de Kavala et l’École Française d’Athènes pour le soutien logistique et financier qu’elles ont apporté à ces recherches. Mes remerciements vont plus particulièrement à D. Malamidou, S. Papadopoulos, R. Treuil et A. Müller et R. Davidson. Enfin, mes remerciements vont à P.-G. Salvador, C. Morhange et J.-C. Thouret ainsi qu’à un relecteur anonyme pour l’attention qu’ils ont portée à cet article et qui a permis de l’améliorer.

Texte intégral

Introduction

1Les recherches sur les dynamiques morphosédimentaires au cours de l’Holocène sont maintenant nombreuses dans le monde méditerranéen en général (Fouache, 2003 ; Grove et Rackham, 2003 ; Neboit et Lespez, 2006) et dans l’espace égéen en particulier (Van Andel et al., 1990 ; Lespez, sous presse). Le synchronisme des séquences alluviales holocènes dans le monde grec a été discuté à de nombreuses reprises au cours des quarante dernières années, mais, depuis le début des années 1980, il est admis que la disparité chronologique des séquences enregistrées est le plus souvent la règle (Wagstaff, 1981). Même si la recherche d’un modèle explicatif unique pour l’ensemble des séquences alluviales et des terrasses égéennes a dès lors été abandonnée, le débat sur l’origine des alluvionnements n’en a pas été moins actif. Le rôle du climat a d’abord été évoqué (Vita Finzi, 1969 ; Bintliff, 1977) avant que celui des sociétés humaines ne soit mis en avant (Dufaure, 1976 ; Van Andel et al., 1990 ; Van Andel et Zangger, 1990). Les recherches les plus récentes témoignent de la complexité des systèmes environnementaux et morphogéniques et du rôle des combinaisons entre ces deux type de forçages (Bintliff, 1992 ; Fouache, 1999 ; Lespez, 2003). Elles soulignent la difficulté des comparaisons entre des travaux qui utilisent des indicateurs géomorphologiques et paléobiologiques, mais qui portent sur des espaces de dimensions très différentes. En effet, ces études sont associées aux environnements immédiats des sites archéologiques (Van Andel et al., 1995 ; Lespez et al., 2000, 2003 ; Fuchs et al., 2004 ; Fouache et al., 2005) ou à de petites plaines alluviales ou littorales (Van Andel et al., 1990 ; Maas et al., 1999 ; Pope et al., 2003 ; Pavlopoulos et al., 2003) ou encore à des vallées plus importantes (Van Andel et al., 1990 ; Fouache, 1999 ; Krahtopoulou, 2000 ; Lespez, 2003), voire à de larges vallées ou plaines deltaïques (Bintliff, 1977 ; Kraft et al., 1987 ; Van Andel et al., 1990 ; Fouache, 1999 ; Besonen et al., 2003 ; Vött et al., 2006). Afin d’intégrer ces différentes échelles, de nouvelles recherches ont été entreprises en Grèce du Nord. Elles s’appuient sur des investigations systématiques, menées de l’échelle du bassin versant élémentaire à celle des zones de transfert et de sédimentation de plus grande taille, vers l’aval. Elles reposent sur une démarche systémique qui associe l’approche comparative de bassins versants de même ordre (étude des similitudes) et l’étude des relations fonctionnelles entre les différents niveaux scalaires (étude des interactions). Cette démarche encore rarement pratiquée pour l’Holocène (Allée, 2003 ; Devillers, 2005 ; Allée et Lespez, 2006) est de plus en plus préconisée pour l’étude du fonctionnement contemporain des systèmes fluviaux (Fryirs et Brierley, 2001 ; Liébault, 2003 ; Brierley et Fryirs, 2005 ; Piegay et Schumm, 2005). La recherche se propose ainsi d’étudier la place et le rôle dans l’espace et dans le temps des différents forçages sur la morphogenèse fluviale.

Une approche multi-scalaire en Grèce du Nord

2Situé en Grèce du Nord, le terrain d’étude correspond à la Macédoine orientale entre la basse vallée du Strymon, à l’ouest, et celle du Nestos, à l’est (fig. 1). Il représente la partie méridionale du massif gréco-bulgare du Rhodope. Celui-ci est caractérisé par une série de fossés d’origine tectonique et d’âge néogène (basse vallée du Strymon, plaine de Philippes-Drama, delta du Nestos) parfois immergés dans la mer Égée comme le golfe du Strymon ou celui de Kavala. Les reliefs correspondent aux blocs soulevés du socle métamorphique et culminent entre 1 200 m (île de Thasos) et 2 100 m (Phalakron). Les systèmes de piémonts sont particulièrement bien développés (fig. 1C) et correspondent à de vastes cônes de déjection pléistocènes (Lespez et Dalongeville, 1998). Les formations holocènes ont recouvert les dépôts pléistocènes sous forme de cônes alluviaux, de dépôts deltaïques ou constituent des systèmes de deux ou trois terrasses alluviales emboîtées (Lespez, 1999, 2003).

Fig. 1 – Les terrains d'étude.
Fig. 1 – Study areas.

Fig. 1 – Les terrains d'étude. Fig. 1 – Study areas.

A : Carte de localisation. B : Carte géologique simplifiée de l’île de Thasos ; 1 : socle métamorphique du Rhodope ; 2 : formations quaternaires ; 3 : terrains néogènes (conglomérat) ; 4 : écoulement temporaire ; 5 : côte rocheuse ; 6 : localisation des bassins versants étudiés. C : Carte géologique simplifiée de la Macédoine orientale continentale ; 1 : socle métamorphique du Rhodope ; 2 : terrains néogènes (principalement marnes et conglomérats) ; 3 : cônes de déjection pléistocènes ; 4 : formations alluviales du Pléistocène inférieur et moyen ; 5 : formations alluviales holocènes ; 6 : dépôts palustres holocènes ; 7 : tourbe (ancien marais de Philippes) ; 8 : faille (attestée, probable) ; 9 : écoulement pérenne ; 10 : écoulement temporaire ; 11 : localisation des petits bassins versants étudiés.
A : Location map. B : Simplified geological map of Thasos island ; 1 : metamorphic rocks of the Rhodope ;  2 : Quaternary deposits ; 3 : Neogene deposits (mainly marls and conglomerates) ; 4 : ephemeral stream ; 5 : rocky coast ; 6 : location of studied river basin. C : Simplified geological map of continental eastern Macedonia ; 1 : metamorphic rocks of the Rhodope ; 2 : Neogene marine, lacustrine or continental deposits (mainly marls and conglomerates) ; 3 : Pleistocene alluvial fan ; 4 : Lower and Middle Pleistocene terra rossa and alluvial deposits ; 5 : Holocene alluvial deposit ; 6 : Holocene marshy deposit ; 7 : peat (Old Marshes of Philippi) ; 8 : fault (proven, probable) ; 9 : perennial stream ; 10 : ephemeral stream ; 11 : location of small river basins studied.

3Un travail de recherche systématique sur le terrain a été entrepris sur les séquences holocènes de la plaine de Philippes-Drama, des vallées inférieures de l’Angitis et du Strymon et de l’île de Thasos. Il s’appuie sur l’examen de coupes stratigraphiques dégagées dans les séquences alluviales par l’incision naturelle des cours d’eau ou à l’occasion de tranchées artificielles. Il a été complété par une campagne de carottages (carottier manuel à percussion) dans les basses vallées de l’Angitis et du Strymon et dans les plaines littorales de l’île de Thasos et par de nombreux sondages à la pelle mécanique effectués au cours de fouilles archéologiques en collaboration avec la 18e Ephorie des Antiquités Classiques et Préhistoriques de Kavala et l’École Française d’Athènes. Les faciès sédimentaires ont été identifiés par la description macroscopique sur le terrain, par des analyses granulométriques, après destruction de la matière organique (granulomètre laser Coulter LS 200) et par l’observation des fractions sableuses à la loupe binoculaire. Les investigations de laboratoire ont été complétées par des analyses micromorphologiques faites sur des lames minces de grand format (6 x 13 cm). Le contrôle chronologique est assuré par des datations radiocarbone conventionnelles (laboratoire Democritos d’Athènes, Centre de datation par le radiocarbone de Lyon), par des datations radiocarbone AMS (Oxford et Institut de Physique d’Erlangen) (tab. 1), par les nombreux jalons archéologiques retrouvés dans les sondages, et avec l’aide des informations historiques et cartographiques disponibles pour la période la plus récente.

Tableau 1 – Datations radiocarbone.
Table 1 – Radiocarbon dates.

Tableau 1 – Datations radiocarbone.Table 1 – Radiocarbon dates.

4L’approche multi-scalaire doit permettre de tester la sensibilité de chaque bassin versant à différents facteurs de contrôle et de comprendre le poids des différents forçages aux différentes échelles des systèmes fluviaux. Les résultats obtenus sont présentés en respectant un ordre croissant de dimension des systèmes fluviaux.

L’hétérochronie des réponses géomorphologiques dans les petits bassins versants (0-40 km2)

5La première échelle d’étude correspond aux petits bassins versants (1 à 40 km2) associés aux cours d’eau temporaires d’ordre 1 à 3. Le choix de l’île de Thasos (fig. 1B) s’explique par la possibilité de comparer l’évolution morphosédimentaire de bassins versants de taille semblable, dans des contextes géologique (socle du Rhodope dominé par les affleurements de marbres et de gneiss), bioclimatique (étagement méditerranéen) et socio-historique similaires pour les sept derniers millénaires, du fait de la petite dimension de l’île (30 km de diamètre).

Le bassin versant élémentaire de l’acropole de Thasos

6Le bassin versant de l’acropole de Thasos (0,25 km2) au nord-est de l’île de Thasos (fig. 2A) constitue le plus modeste et le plus oriental des trois bassins versants qui contribuent à la construction de la plaine littorale sur laquelle s’est installée la ville antique. Il se développe au pied d’un amphithéâtre montagneux (155 m) et est drainé par deux écoulements temporaires qui ont déposé leurs sédiments sur le piémont et dans l’étroite plaine littorale. L’ampleur de l’alluvionnement, déjà soulignée par Sintès (2003), a pu, localement, être étudiée avec précision grâce à la réouverture d’un sondage archéologique profond (fig. 2B ; Kohl et al., 2004).

Fig. 2 – Bassin versant de l’acropole de Thasos.
Fig. 2 – Catchment of Thasos Acropolis.

Fig. 2 – Bassin versant de l’acropole de Thasos. Fig. 2 – Catchment of Thasos Acropolis.

A : Carte de localisation ; 1 : bassin versant ; 2 : écoulements temporaires. B : Coupe schématique du sondage Kokkinos 2002. C : Base du sondage (paroi sud). Chaque carré repéré fait 1 m de côté. D : Lame mince (LPNA) de la couche W1 montrant un assemblage détritique assez homométriques ; grains de quartz (2) et de mica ayant conservé un micro-litage d’origine sédimentaire et une forte teneur en charbons (1). E : Base du sondage (paroi nord). Chaque carré repéré fait 1 m de côté ; F : Lame mince (LPNA) montrant le matériel hétérométrique tassé de la couche Y. On peut noter la forte charge en charbons (1) en bioclastes de grande taille (3) et l’imprégnation complète de la matrice fine par des microparticules charbonneuses (2).
A : Location map ; 1 : river basin ; 2 : ephemeral stream. B : Simplified cross-section of the excavation of Kokkinos 2002. C : Bottom of the excavation (southern side). Each square has sides of 1 m. D : Thin section (NPL) of layer W1. Fines layers of detritic and homometric sediment : grains of quartz (2) and mica with abundant charcoals (1). E : Bottom of the excavation (northern side). Each square has sides of 1 m. F : Thin section (NPL). Heterometric and packed sediment of layer Y. We observe charcoals (1), bioclasts (3) and impure groundmass rich in micro-charcoals (2).

7Le substrat est localement formé par des gneiss jaunâtres altérés en surface et des formations pléistocènes. Il est recouvert par des formations colluvio-alluviales sur une épaisseur de plus de 7 mètres. À la base, ce remblaiement est caractérisé par la succession de deux types de formations qui se ravinent. Les couches W1, X et Z correspondent à des sédiments fluviatiles constitués de lentilles centimétriques ou décimétriques de sables fins à grossiers (quartz, micas) issus principalement de l’érosion des gneiss du substrat ou des formations pléistocènes de piémont (fig. 2C, 2D). Ces sables comportent des charbons de bois, des poussières charbonneuses et du matériel archéologique (os, coquilles, fragments de céramique, scories de fer) (fig. 2D). La conservation des traits sédimentaires implique une mise en place et un recouvrement rapide de ces formations fluviatiles. Ces formations sont interrompues à deux reprises (W2, Y) par des couches plus compactes, noires et très hétérogènes, comprenant des limons, des sables et de très nombreux fragments de céramique, de bioclastes et de scories de fer (fig. 2E, 2F). Des charbons de bois colorent la totalité du sédiment et lui donnent sa tonalité sombre. Les nombreuses discontinuités stratigraphiques subhorizontales confirment une mise en place par le ruissellement d’un matériel remanié issu de niveaux d’occupation humaine. Cet ensemble de base est ensuite recouvert par plusieurs remblaiements colluviaux et/ou alluviaux interrompus par des niveaux d’occupation et de construction.

8La chronologie du remblaiement est fournie par l’abondant matériel archéologique. À la base, les restes d’un mur non daté indique la première période d’occupation du site de Thasos, qui est contemporaine des premières traces de colluvionnement (W1) piégées dans un fossé peu profond. Un second mur (K) est daté, par les fragments de céramique associés, de la seconde moitié du VIIIe s. av. J.-C. et des premières décennies du VIIe s. av. J.-C. soit avant la fondation de la cité antique par les Pariens (Khol et al., 2004). Le mur (D) construit sur les sédiments alluviaux les plus récents de la base du sondage, est attribué à la fin du VIIe s. av. J.-C., mais l’aggradation se poursuit jusqu’à l’époque romaine (IIe-Ier s. av. J.-C.) comme en témoignent les vestiges archéologiques (I) présents jusqu’au sommet du sondage. Cette chronologie démontre la continuité de l’aggradation alluviale dans ce petit bassin versant au cours des sept siècles qui précédèrent le début de notre ère et corrobore les observations faites dans le reste de la cité (Sintès, 2003).

9Les dépôts qui viennent d’être décrits apportent également des éléments nouveaux sur le déclenchement de l’érosion. En effet, l’abondance des charbons de bois, des scories, des battitures de fer et les vestiges archéologiques suggèrent une activité artisanale du travail du fer en relation avec l’activité minière découverte sur l’acropole de Thasos (Kohl et al., 2004). Ainsi, il semble bien qu’avant même la fondation de la cité par les Pariens, les populations indigènes de la Thasos protohistorique aient développé une activité de forge qui a dû avoir des impacts importants sur l’environnement local et en particulier le couvert forestier. Les apports sédimentaires ayant persisté jusqu’à l’époque romaine attestent une déstabilisation durable des pentes dominant la cité. Malgré les travaux hydrauliques entrepris au cours de l’Antiquité dans et autour de la cité, un transfert régulier des sédiments vers l’aval a pu être assuré par les petits cours d’eau qui rejoignent la plaine littorale (Sintès, 2003).

Le petit bassin versant d’Agios Ioannis

10Le bassin versant d’Agios Ioannis (2,5 km2) au sud-est de l’île de Thasos (fig. 3) s’encaisse dans les reliefs du cap Babouras et comporte une petite plaine littorale recouverte par une oliveraie. L’occupation humaine y est attestée au cours du Néolithique final puis à plusieurs reprises au cours des époques classique (Ve-IVe s. av. J.-C.), hellénistique (IVe-IIe s. av. J.-C.), paléochrétienne (IVe-VIe s. ap. J.-C.) et byzantine (VIIe-XIVe s. ap. J.-C.) (Papadopoulos, 2004). L’ampleur de l’alluvionnement apparaît exceptionnelle pour un bassin versant de si petite dimension et pose le problème de la dynamique morphosédimentaire. Au cours de l’été 1998, un violent orage (G. Sintès, comm. pers.), survenu après un incendie de forêt ayant affecté la totalité du bassin versant, a engendré une incision, profonde de 1 à 2 m, du talweg principal et de deux affluents. Cette coupe a livré le remplissage holocène de la plaine, en continu, le long des trois cours d’eau intermittents. À cela s’est ajoutée une quinzaine de sondages à la pelle mécanique qui ont permis de reconstituer un transect complet se rapportant au comblement de la petite plaine littorale (fig. 4A).

Fig. 3 – Carte du bassin versant d’Agios Ioannis.
Fig. 3 – Map of the Agios Ioannis river basin.

Fig. 3 – Carte du bassin versant d’Agios Ioannis. Fig. 3 – Map of the Agios Ioannis river basin.

A : Carte de localisation (équidistance des courbes de niveau : 4 m) ; 1 : écoulement intermittent ; 2 : talus, escarpement ; 3 : sols d’érosion sur les marbres et les gneiss ; 4 : sols colluviaux sur les formations pléistocènes ; 5 : formations alluviales holocènes ; 6 : cordon littoral ; 7 : site d’Agios Ioannis ; 8 : vestiges archéologiques classiques et hellénistiques ; 9 : vestiges archéologiques paléochrétiens ; 10 : vestiges archéologiques byzantins ; 11 : transect étudié (fig. 4). B : Photographie de la plaine littorale. C : Incision récente d’une profondeur de 1,2 m dans le remblaiement alluvial.
A : Location map (equidistance of contour line : 4 m) ; 1 : ephemeral stream ; 2 : scarp ; 3 : eroded soils on marbles and gneiss ; 4 : colluvial soils on Pleistocene deposits ; 5 : Holocene deposits ; 6 : beach ridge ; 7 : archaeological site of Agios Ioannis ; 8 : archaeological remains of Classic and Hellenistic periods ; 9 : archaeological remains of Proto-byzantine period ; 10. archaeological remains of Byzantine period ; 11 : cross-section studied (fig. 4) ; B : Picture of the coastal plain. C : Recent 1.2 m-deep incision into the alluvial fill.

Fig. 4 – Coupe d’Agios Ioannis.
Fig. 4 – Cross-section of Agios Ioannis.

Fig. 4 – Coupe d’Agios Ioannis. Fig. 4 – Cross-section of Agios Ioannis.

A : Coupe d’ensemble ; 1 : limons sableux caillouteux ; 2 : site archéologique ; 3 : sables, graviers et galets ; 4 : sables ; 5 : sables et graviers ; 6 : limons sableux à graviers et cailloutis ; 7 : sables limoneux ; 8 : sables limoneux avec lits très riches en charbons et en cendres. B : Lame mince des formations colluvio-alluviales (U5) montrant la charge grossière, marbres (1) et quartz, l’imprégnation de la matrice par des particules charbonneuses (2) et des chenaux attestant d’une forte bioturbation (3).
A : General cross-section ; 1 : loamy sand with gravel ; b : archaeological site ; 3 : sand, pebbles and cobbles ; 4 : sand ; 5 : sand and gravel ; 6 : sandy loam with gravels and cobbles ; 7 : loamy sand ; 8 : loamy sand with layers rich in charcoals and ashes. B : Thin section of the colluvio-alluvial deposits (U5) with coarse sediment marbles (1) and quartz grains, groundmass rich in micro-charcoals (2) and channels, which testify to intense bioturbation (3).

11Au cours de l’Holocène ancien et moyen, les sols bruns rubéfiés se développent sur les formations pléistocènes (U1) alors que les cours d’eau sont légèrement incisés dans le fond de la plaine. Le cours d’eau principal remanie une grave grossière en grande partie héritée (U2) alors qu’un contributeur secondaire de rive gauche est colmaté par des sables limoneux qui témoignent également d’apports sédimentaires modestes. Cette situation perdure pendant les trois millénaires suivants et la faiblesse de la sédimentation colluviale explique que les populations des époques classique et hellénistique aient pu réoccuper les niveaux d’habitat des populations préhistoriques. Par la suite, la sédimentation s’étend à l’ensemble de la plaine littorale (U3). La présence de nombreux charbons de bois dans ce remblaiement alluvial limono-sableux, atteste l’occurrence d’un ou de plusieurs incendies dans l’ensemble du bassin versant. Deux charbons de bois prélevés sur des coupes distantes de plus de 200 m ont été datés (1846 ± 35 ans BP : 80-250 cal. AD et 1803 ± 35 ans BP : 120-330 cal. AD) et permettent d’attribuer cette phase à l’époque romaine. Puis, le remplissage du chenal par des sables grossiers et des graviers (U4 ; fig. 4A) montre que les écoulements temporaires prennent une allure torrentielle. Une datation radiocarbone obtenue sur un charbon de bois (1244 ± 34 ans BP : 680-880 cal. AD) permet d’attribuer cet épisode à la fin de l’époque paléochrétienne ou au début de la période byzantine. Des formations colluvio-alluviales (U5) ont ensuite remblayé l’ensemble de la plaine alluviale sur un à deux mètres d’épaisseur et fossilisé des bâtiments de l’époque paléochrétienne. Elles se composent principalement de limons sableux bruns emballant des cailloutis, mais également de lentilles de galets et de graviers granoclassés comportant des fragments de céramique hellénistique et paléochrétienne. Ces lentilles correspondent à des paléochenaux, profonds et larges de 0,3 à 0,9 m et témoignent d’écoulements torrentiels répétés. Cette dynamique cesse au plus tard au XIXe siècle comme en témoignent la pédogenèse des formations colluvio-alluviales (décarbonatation et précipitations micritiques, illuviation argilo-limoneuse, structuration en agrégats pluri-centimétriques, fig. 4B) et les nombreux oliviers, au moins centenaires, plantés sur le remblaiement. Au cours des deux derniers siècles, la tendance est à nouveau à l’incision. Cette situation cesse à la suite d’incendies répétés au cours des dernières décennies comme le montre la construction de la basse terrasse U6.

12L’instabilité de la plaine d’Agios Ioannis est donc récente. L’impact des populations du Néolithique final (3 500 à 3 000 ans av. J-C. environ) sur le système fluvial a été très limité. La dégradation du milieu est à mettre au compte des sociétés antique et paléochrétienne dont la présence et les activités agricoles (oléiculture en particulier) sont attestées localement par de nombreux vestiges. Les sols nus sont sans doute devenus plus sensibles à l’érosion, mais celle-ci ne se nourrit d’abord que de dépôts fins qui viennent progressivement colmater les chenaux alluviaux. Malgré des épisodes d’incendies, les formes de mise en culture pourraient, dans un premier temps, avoir limité l’érosion des sols. L’accélération de l’alluvionnement date de l’époque byzantine. En l’absence d’informations historiques précises, il est difficile de déterminer localement l’utilisation du sol au cours de l’époque byzantine (VIIe-XIVe s. ap. J.-C.) et au début de l’époque ottomane (XIVe-XVIIIe s. ap. J.-C.). Cependant, les informations disponibles à l’échelle insulaire montrent une redistribution du peuplement au profit des espaces montagnards au cours de ces époques (Bonias et al., 1990). Les espaces littoraux furent alors caractérisés par le développement des activités pastorales au détriment des cultures. Par ailleurs, l’enrichissement du remblaiement colluvio-alluvial en particules charbonneuses (fig. 4B) indique que les incendies ont dû se répéter. Comme le montre la construction de la très basse terrasse à la suite des incendies des dix dernières années, ceux-ci ont dû favoriser les processus d’érosion des sols, de transfert puis de sédimentation dans la plaine littorale selon un modèle souvent vérifié ailleurs (Campo et al., 2006). Ainsi, dans un contexte climatique marqué par des crues méditerranéennes rares mais violentes, les processus d’érosion ont dû être exacerbés par la fréquence des incendies vraisemblablement associés au développement des pratiques pastorales. En revanche, au cours des deux derniers siècles, le développement de l’oliveraie sur des terrasses de culture taillées dans les versants a favorisé, à nouveau, la stabilité des piémonts et de la plaine littorale.

13Les résultats obtenus dans les bassins versants de l’acropole de Thasos et d’Agios Ioannis témoignent donc de l’hétérochronie des alluvionnements. Celle-ci est confirmée par l’observation du cône torrentiel de Rachoni qui indique une instabilité chronique depuis l’âge du bronze au moins et tout au long de l’Antiquité. La petite plaine littorale située au sud de Skala Sotiros témoigne également de l’accroissement des apports détritiques dès l’âge du bronze (post 3296 ± 154 ans BP : 2050-1100 ans cal. BC). Cette hétérochronie est la règle comme le montrent les résultats obtenus dans les bassins versants de petite dimension dans l’ensemble de la Macédoine orientale (fig. 5).

Fig. 5 – Chronologie de l’aggradation alluviale dans de petits basins versants de Macédoine orientale.
Fig. 5 – Chronology of alluvial aggradation in small river basins in Eastern Macedonia.

Fig. 5 – Chronologie de l’aggradation alluviale dans de petits basins versants de Macédoine orientale.Fig. 5 – Chronology of alluvial aggradation in small river basins in Eastern Macedonia.

La complexité des réponses géomorphologiques dans les systèmes fluviaux de dimension moyenne (40-300 km2)

14L’étude des bassins versants de taille moyenne ne peut être conduite exclusivement dans l’île de Thasos où seuls les torrents de Kastro-Liménaria, de Mariès et le Dipotamos de Théologos possèdent des bassins versants approchant les 50 km2, d’ordre supérieur à 3. Les investigations ont donc été élargies aux bassins versants de l’Angitis et du Xéropotamos, en partie étudiés (Lespez 2003) et dont l’histoire du peuplement et de la mise en valeur agricole est mieux connue (Lespez, 1999). Ces premiers résultats ont été complétés par de nouvelles observations, en particulier à l’aval de l’Angitis, qui permettent d’avoir une vision d’ensemble de ces systèmes fluviaux.

Le bassin versant de Kastro

15Ce bassin versant allongé (43 km2) s’encaisse principalement dans les marbres et les gneiss formant un relief culminant à 1208 m (fig. 1B). Il est drainé par le torrent de Kastro. D’étroites terrasses pléistocènes bordent la vallée principale et la petite plaine littorale de Liménaria, aujourd’hui couverte d’oliviers. À l’amont, la végétation étagée correspond à une formation basse buissonnante dégradée (phrygane) alors que le couvert forestier prend le relais au-dessus de 500 m (chênaie mixte à châtaigniers puis pinède sur les pentes les plus élevées).

Fig. 6 – Les terrasses alluviales anciennes dans le bassin versant de Kastro-Liménaria.
Fig. 6 – Old alluvial terraces in the Kastro-Limenaria river basin.

Fig. 6 – Les terrasses alluviales anciennes dans le bassin versant de Kastro-Liménaria. Fig. 6 – Old alluvial terraces in the Kastro-Limenaria river basin.

A : terrasse ancienne (T1) 1,5 m au-dessus du lit du torrent de Kastro, à l’amont. B : Détail des matériaux de la terrasse T1. C : Coupe simplifiée du remplissage alluvial dans la section aval des torrents de Kastro et de Kalyvia ; 1 : formations pléistocènes ; 2 : formation alluviale ancienne (limons sableux à lentilles sablo-graveleuses, équivalant à T1), fossilisée par les alluvions récentes (T2) ; 3 : dépôts grossiers (galets, graviers et sables) de la basse terrasse (T2) et des formations alluviales contemporaines ; 4 : limons sableux de débordement de la basse terrasse (T2).
A : Old alluvial terrace (T1) along the Kastro torrent. The alluvial terrace lies 1.5 m abover the channel. B : Detail of T1 material. C : Simplified cross-section of the alluvial fill downstream of the Kastro and Kalyvia torrents ; 1 : Pleistocene deposits ; 2 : old alluvial sediment (T1, sandy silt with sand and gravel layers) covered by recent alluvial deposits (T2) ; 3 : coarse deposits (pebbles, sand) of the lower terrace (T2) and of the current alluvial deposits ; 4 : overbank loamy sand of the lower terrace (T1).

16Dans ce contexte, les formations alluviales attribuables à l’Holocène possèdent une faible extension. Elles ne se trouvent que le long de la petite vallée de Kalyvia et de celle de Kastro à l’aval, où elles forment deux terrasses alluviales emboîtées (fig. 6). La terrasse la plus récente T2 est composée par des dépôts de chenaux grossiers à blocs et galets dans une matrice sablo-graveleuse alternant avec des formations limono-sableuses de débordement. Elle est faiblement incisée (0,8 à 1,5 m) par des écoulements récents et couverte de platanes, de jeunes plantations d’oliviers ou de friches parfois reconquises spontanément par les pins. Elle comporte vers le sommet des scories issues des activités métallurgiques développées à Liménaria à partir de 1903 (Grandjean et Salviat, 2000). Sa mise en place a sans aucun doute débuté plus tôt, mais nous ne disposons encore d’aucun élément de datation précis. La terrasse plus ancienne T1 dominant le lit actuel de 2 à 2,5 m, est observée régulièrement le long des deux vallées (fig. 6A, 6B). Vers l’aval, elle est fossilisée sous les dépôts alluviaux les plus récents (fig. 6C). Elle est constituée des sédiments alluviaux déposés dans un chenal et lors de débordements qui alternent avec des limons colluviaux rubéfiés comportant une charge grossière importante issue d’apports latéraux. Une fouille de sauvetage dans le village de Liménaria nous a permis d’établir un transect à travers la vallée et de préciser l’âge des formations (fig. 6C). Le premier niveau archéologique reconnu est archaïque (VIe s. av. J.-C.) et témoigne d’une occupation établie sur les formations pléistocènes alors que les deux derniers correspondent à un atelier de production d’amphores d’époque hellénistique (IVe s. ap. J.-C.). Les sédiments anciens (T1) interstratifiés dans les différents niveaux archéologiques attestent la récurrence de l’activité torrentielle du cours d’eau de Kastro entre les VIe et IVe s. av. J.-C. L’importance des apports colluviaux et les dépôts fins de débordement témoignent également d’apports latéraux issus de l’érosion des sols, qu’il faut mettre en relation avec le développement de la cité classique et la mise en valeur des plaines littorales et des sections aval des bassins versants (Bonias et al., 1990) et peut-être avec l’oscillation climatique plus humide contemporaine du début de cette période (Issar, 2003 ; Willis, 1992).

Les bassins versants de l’Angitis et du Xéropotamos

17L’Angitis et le Xéropotamos (fig. 1C) drainent, à l’amont des gorges de Stena Petras, des bassins versants de dimension comparable (respectivement 150 km2 et 250 km2 environ), mais qui possèdent des caractéristiques hydrologiques différentes. Le premier est un cours d’eau pérenne, alimenté par une exsurgence (5 m3/s) qui s’écoule dans le fond d’une vallée bien calibrée et caractérisée par un niveau de remblaiement principal dans lequel la rivière a incisé son lit. En revanche, le Xéropotamos est un cours d’eau temporaire avec des crues dont la fréquence est pluri-annuelle. Il a construit un système de terrasses emboîtées à l’amont et, vers l’aval, un cône alluvial qui occupe une grande partie du centre de la plaine de Philippes-Drama. À l’entrée des gorges de Sténa Petras, les eaux du Xéropotamos, de la rivière de Drama et du marais de Philippes viennent alimenter les débits de l’Angitis qui possède alors un module important (environ 30 m3/s avant les travaux d’aménagement des années 1930). Vers l’aval, l’Angitis se jette dans le Strymon (18 000 km2 et 80 m3/s) dans une vaste plaine alluviale qui fut occupée par un lac avant les grands travaux de drainage du début du XXe siècle.

18Au cours de l’Holocène moyen, les fonds de vallées et la plaine de Drama-Philippes sont caractérisés par le développement de sols limono-argileux noirs vertiques. La faiblesse des accumulations alluviales s’observe partout (Lespez 1999, 2003). À l’aval des gorges de Stena Petras, dans la vallée de l’Angitis, la sédimentation alluviale est plus dilatée (fig. 7). L’observation des dépôts (S. Angista, site 13, fig. 1C) montre un matériau fin sableux ou limoneux reflétant une aggradation alluviale progressive. Plus à l’aval, vers la confluence avec le Strymon, le carottage de Fidokoryphi (site 14, fig. 1C) montre une succession de sables alluviaux et de limons de débordement sableux déposés dans une plaine alluviale marécageuse. L’aggradation alluviale reste modeste, environ 0,3 mm/an à l’amont (coupe de Stathmos Angista) et 2 mm/an environ à l’aval (carottage de Fidokoryphi) où les apports de l’Angitis et du Strymon se cumulent sans doute. Il semble donc que, jusqu’au premier millénaire de notre ère, l’atonie des systèmes hydrosédimentaires caractérise la plaine de Philippes-Drama.

Fig. 7 – Diagramme âge-profondeur des remblaiement alluviaux holocènes et des incisions du torrent de Kastro, du Xéropotamos et de l’Angitis. Les flèches en pointillé indiquent la position des dépôts T1, T2 sous les dépôts plus récents T3.
Fig. 7 – Age-depth diagram for Holocene alluvial units and incision in the Kastro torrent, Xeropotamos and Angitis. Dotted arrows indicate position of deposits T1 and T2, which underlie T3.

Fig. 7 – Diagramme âge-profondeur des remblaiement alluviaux holocènes et des incisions du torrent de Kastro, du Xéropotamos et de l’Angitis. Les flèches en pointillé indiquent la position des dépôts T1, T2 sous les dépôts plus récents T3. Fig. 7 – Age-depth diagram for Holocene alluvial units and incision in the Kastro torrent, Xeropotamos and Angitis. Dotted arrows indicate position of deposits T1 and T2, which underlie T3.

1 : limons de débordement, environnement palustre ; 2 : marnes lacustres ; 3 : dépôts de chenaux (galets, graviers et sables) ; 4 : limons sableux de débordement. Contrôle chronologique d’après âges radiocarbone, vestiges archéologiques, cartes anciennes (C), archives historiques (AH).
1 : overbank deposits, marshy area ; 2 : lacustrine marls ; 3 : channel deposits (pebbles, gravels and sand) ; 4 : overbank loamy sand. Dating control from radiocarbon dating, archaeology (A), old maps (C), historical data (AH).

19À partir de l’âge du bronze, les formations alluviales se développent. Elles ont été observées localement dans quelques bassins versants de petites dimensions comme celui de Krénidès, mais également le long du Xéropotamos où la première nappe alluviale identifiée est datée de 3385 ± 50 BP : 1832-1534 cal. AD. À partir du milieu du premier millénaire avant notre ère, l’augmentation des rythmes de l’aggradation devient manifeste dans la vallée du Xéropotamos comme dans celle de l’Angitis (Lespez, 1999, 2003). Sur le cône alluvial du Xéropotamos, au cours des trois derniers millénaires, le rythme de l’aggradation alluviale double, de 0,3 à 0,6 mm/an (Lespez, 2003), alors que le long de la basse vallée de l’Angitis (S. Angistas), il est multiplié par trois à l’amont, de 0,3 à 1,1 mm/an (Lespez, 2003), et par 1,5 à l’aval, de 2 à 3 mm par/an (Fidokoryphi).

20Cette augmentation des rythmes de sédimentation peut être reliée à l’extension des surfaces cultivées sur l’ensemble des bassins versants de la plaine de Drama (Lespez, 1999, 2003). Elle correspond à deux périodes d’alluvionnement : de l’Antiquité au début de la période byzantine (Ve s. av. J.-C. au VIe s. ap. J.-C.) et lors de la période ottomane (XIVe-début du XXe s. ap. J.-C). Toutefois, les observations relevées dans les bassins versants de l’Angitis et du Xéropotamos montrent la complexité du fonctionnement des systèmes fluviaux au cours de ces périodes. La première de celles-ci demeure mal connue et apparaît particulièrement complexe. Le rôle joué par l’accentuation de la mise en valeur des sols dans le déclenchement de l’érosion peut être mis en évidence dans la basse vallée de l’Angitis où l’alluvionnement s’accélère au cours des époques hellénistique et romaine (Lespez, 1999). Dans le bassin versant du Xéropotamos, cette première période d’alluvionnement important intervient à la fin de la période impériale et au cours de l’époque paléochrétienne (IIIe-VIIe s. ap. J.-C.). Les sédiments proviennent principalement de l’érosion des sols bruns rubéfiés développés sur les formations détritiques pléistocènes du piémont qui ont connu une importante mise en valeur agricole (vignoble et céréaliculture) à partir de l’époque hellénistique (Lespez, 1999). Il existe ainsi un décalage de plusieurs siècles entre le début de l’érosion des sols et l’alluvionnement sur le cône alluvial.

21La seconde période d’alluvionnement se déroule au cours de l’époque ottomane (XIVe-début du XXe s. ap. J.-C.). Elle est enregistrée dans l’ensemble de la Macédoine orientale et dans des bassins versants de tous ordres. Elle correspond, à l’amont, à des dépôts alluviaux grossiers, emboîtés dans les terrasses plus anciennes, et se manifeste, vers l’aval, par une aggradation alluviale (dépôts de chenaux, de limons de débordement) et une mobilité latérale du chenal, comme sur le cône alluvial du Xéropotamos. Dans ce bassin versant, les dépôts, principalement d’origine montagnarde, proviennent de l’érosion des gneiss, des micaschistes et des marbres du Rhodope. Les montagnes qui encadrent le bassin de Drama étaient soumises au XVIIIe et au XIXe siècles à une très forte pression démographique et une intense mise en valeur agricole. En effet, l’essor des cultures commerciales, comme le tabac cultivé en terrasses sur les versants ou dans les fonds de vallées, et d’un important élevage extensif ovin et caprin, fait que les montagnes de Macédoine orientale sont à leur tour complètement mises en valeur. La mobilité du chenal et le calibre des galets abandonnés dans les lits témoignent d’écoulements de compétence élevée et de forts débits de crues (Lespez, 2003), dont les événements hydroclimatiques qui ont caractérisé le petit âge de glace pourraient rendre compte (Grove et Rackham, 2003). Ainsi, les montagnes du Rhodope ont été peuplées et défrichées à partir de l’époque byzantine et elles ont répondu à la crise du petit âge de glace par des apports grossiers vers l’aval.

Discussion : l’intégration scalaire et le rôle des différents forçages

22Les données collectées posent le problème du rôle du temps dans les processus de transferts hydrosédimentaires au cours de l’Holocène. Nous discuterons de deux questions majeures : le rôle de l’anthropisation dans l’accélération de l’aggradation alluviale et celui des interactions au sein des systèmes fluviaux.

Relations du peuplement avec les composantes environnementales à l’échelle régionale 

23Comment comprendre la faiblesse des impacts des oscillations climatiques dont les effets sont par ailleurs attestés dans le monde méditerranéen (Magny et al., 2002) et l’impact tardif des actions humaines sur les systèmes fluviaux dans un espace pourtant largement peuplé depuis le Néolithique récent ? Faute d’enregistrements locaux indépendants des actions humaines en Macédoine orientale, la chronologie adoptée des oscillations climatiques est celle qui a été établie pour l’ensemble de la Méditerranée orientale (Issar, 2003). En revanche, les données disponibles sur le peuplement et les marqueurs de l’action des sociétés dans les bassins versants permettent de poser précisément la question du rôle de l’anthropisation des bassins versants dès le Néolithique. De nombreux auteurs soulignent la complexité de cette question en particulier à l’échelle régionale et la nécessité de s’y attarder pour pouvoir évoquer véritablement le forçage anthropique (Leveau, 1998 ; Van der Leeuw et al., 2003 ; Provansal et Leveau, 2006 ; Leroyer et Allenet, 2006).

24Afin de comprendre l’organisation du peuplement au cours du Néolithique et de l’âge du bronze et ses liens avec les composantes environnementales à l’échelle régionale, une analyse de la distribution spatiale des habitats de la plaine de Drama-Philippes a été entreprise. Elle repose sur la prise en compte de trois variables environnementales définies dans un rayon de 2 km autour des sites archéologiques connus : la position topographique, le relief environnant et la nature des sols. La distribution des modalités des variables et des sites permet de dresser une typologie des sites. Elle confirme la diversité des potentialités environnementales des habitats préhistoriques qui se répartissent en quatre groupes distincts. Deux groupes principaux peuvent être observés. Il s’agit des sites (14) développés sur les sols calcimagnésiques, légers et relativement faciles à travailler, des plateaux marno-calcaires dominant la basse vallée de l’Angitis (fig. 1C). Bintliff (1977) pensait d’ailleurs que ces sols étaient, à l’échelle de la Grèce, vraisemblablement les plus recherchés. Il s’agit néanmoins de sols d’aptitude agricole moyenne, handicapés par leur faible épaisseur et leur modeste réserve hydrique. À l’opposé, on trouve un ensemble de quinze sites, développés sur les espaces plans ne possédant pas de qualité défensive manifeste, installés sur les sols argileux et lourds des piémonts et du centre de la plaine de Drama (fig. 1C). Les deux autres groupes sont nettement moins importants. L’un comprend cinq sites localisés au pied des versants montagneux ou dans des environnements topographiques très contrastés, ce qui indique leur qualité défensive. Enfin, le groupe le plus réduit comprend quatre sites qui ne présentent aucune caractéristique particulière. Cette étude souligne la grande diversité des milieux naturels occupés par les habitats de la région étudiée et montre l’impossibilité de dégager un modèle de peuplement unique quelle que soit la période. La répartition du peuplement témoigne des capacités d’adaptation des sociétés à des environnements variés au sein d’un même espace régional. Cette adaptation a peut-être consisté à développer les activités les plus favorables par rapport aux conditions de l’environnement local. Mais les petites communautés agricoles disposant d’un espace suffisant ont vraisemblablement utilisé indifféremment des sols de bonne qualité et des sols plus pauvres, car elle se souciaient plus du volume global des récoltes disponibles que des rendements, comme le suggère Fotiadis (1985) à l’occasion d’une étude du peuplement dans la basse vallée de l’Angitis.

25Les conséquences de cette organisation du peuplement sur l’évolution de la végétation méritent discussion. Dans la plaine de Philippes-Drama, les données sur l’histoire de la végétation sont assez nombreuses et précises grâce aux analyses palynologiques effectuées sur les matériaux extraits de sondages dans le centre de l’ancien marais de Philippes (Greig et Turner, 1974). Dès 8 000 ans BP, l’ensemble de la région est occupé par une chênaie mixte (les grains de pollen arboréens représentant 90 % des grains de pollen) qui n’est pas profondément modifiée avant 4 500-4 000 ans BP, c’est-à-dire la fin du bronze ancien (2 500 av. J.-C.). Il faut attendre la période de 1 900 à 1 300 av. J.-C. pour enregistrer les premiers signes incontestables d’une modification de la végétation par l’Homme. Au cours de l’âge du bronze récent et de l’âge du fer, le pourcentage encore élevé de grains de pollen arboréens témoigne d’un environnement largement couvert de forêt qui ne sera véritablement déstabilisé qu’à partir de l’Antiquité. Le recul forestier dans la plaine et sur les basses pentes est alors attesté par les données historiques et archéologiques disponibles (Lespez, 1999). Cette reconstitution de l’évolution régionale de la végétation peut sembler étonnante comparée aux données archéologiques qui montrent une occupation assez importante et la pratique des activités agro-pastorales dès le Néolithique récent, dans la plaine de Drama (Lespez, 1999). À ce titre, la confrontation avec les données obtenues à l’occasion des fouilles de Dikili Tash est significative (site 15, fig. 1C ; Treuil, 1997 ; Lespez et al., 2000). La pratique de la céréaliculture (orge, blé vêtu et blé nu) est attestée ainsi que la culture des légumineuses (lentilles, ers, gesses) et du lin. L’étude des faunes montre la prédominance des porcs et des bovins sur les moutons et les chèvres. Cette pression agricole est confortée par les analyses polliniques des sédiments remblayant la petite dépression marécageuse située au nord du site (Lespez et al., 2000). Pour l’âge du bronze, elles indiquent la présence de céréales, de chanvre, de plantes messicoles et rudérales et révèlent une végétation caractéristique d’un espace en partie cultivé et en partie en friches. La végétation forestière est réduite et se compose de chênes, de charmes, d’érables et de pins qui ont pu subsister sur les basses pentes environnantes, alors qu’une ripisylve, composée d’aulnes, de saules et de peupliers, occupe le fond du vallon. Les paysages largement ouverts autour du tell de Dikili Tash à l’âge du bronze (fig. 8) contrastent avec la végétation régionale encore globalement forestière que décrivent les analyses polliniques effectuées dans le marais de Philippes, à moins de 5 km du tell (Greig et Turner, 1974). Les défrichements du Néolithique et de l’âge du bronze sont vraisemblablement à l’origine de clairières, de taille importante sans doute, mais localisées, sans que la végétation régionale n’ait été profondément affectée. Cela explique le décalage de plusieurs millénaires entre le développement des premières communautés d’agriculteurs et l’évolution des paysages restituée par les analyses palynologiques comme dans l’ensemble de l’espace balkanique (Willis, 1994 ; Denèfle et al., 2000). Cela souligne également le rôle des effets d’échelle dans la transformation des milieux qui accompagne le développement de la « néolithisation » (Edwards et al., 1994) et s’accorde avec les résultats des recherches archéologiques menées dans le monde égéen (Halstead, 2000). En effet, celles-ci suggèrent souvent un modèle d’agriculture varié, intensif, combinant à proximité des habitats la culture des céréales, des légumineuses et un élevage diversifié (ovins, caprins, porcins et bovins) dont l’impact fut localement significatif mais qui n’a pu avoir qu’une faible incidence sur les paysages végétaux régionaux. Ainsi, le processus d’anthropisation est développé, mais ses effets sur l’environnement sont encore partiels, du fait du caractère aléatoire et discontinu de l’emprise humaine.

Fig. 8 – Essai de reconstitution des paysages autour du site de Dikili Tash à l'âge du bronze (site 15, fig. 1C).
Fig. 8 – Hypothetical reconstruction of the landscape around the site of Dikili Tash during the Bronze Age (site 15, fig. 1C).

Fig. 8 – Essai de reconstitution des paysages autour du site de Dikili Tash à l'âge du bronze (site 15, fig. 1C). Fig. 8 – Hypothetical reconstruction of the landscape around the site of Dikili Tash during the Bronze Age (site 15, fig. 1C).

1 : sols bruns caillouteux des basses pentes des montagnes de Lékani ; 2 : sols bruns rubéfiés plus ou moins caillouteux des cônes de piémont ; 3 : sols alluviaux et palustres hydromorphes des marges du marais de Philippes ; 4 : dépôts anthropogènes du tell de Dikili Tash ; 5 : habitations ; 6 : chêne à feuilles caduques, charme oriental ; 7 : pin ; 8 : arbres de la ripisyle (peupliers, aulnes, saules) ; 9 : prairies humides, landes et friches ; 10 : cultures (légumineuses, céréales).
1 : stony soils of the lower slope of the Lekani Mountains ; 2 : brown rubefied soils, somewhat stony on the piedmont fans ; 3 : alluvial and marshy hydromorphic soils around the edges of the Philippi marsh ; 4 : anthropogenic deposits of the tell of Dikili Tash ; 5 : village houses ; 6 : oak and hornbeam ; 7 : pine ; 8 : riparian trees (poplar, alder, willow) ; 9 : wet meadows, heath and fallow land ; 10 : cultivated land (cereals, leguminous plants).

L’étude nécessaire des interactions au sein des bassins versants

26Pendant plusieurs millénaires, l’atonie des systèmes hydrosédimentaires observé dans l’ensemble des bassins versants étudiés peut s’expliquer par le cadre géomorphologique  et bioclimatique peu favorable à l’expression des crises hydro-sédimentaires  et le caractère partiel de l’emprise humaine (Allée et Lespez, 2006). La couverture végétale forestière et les ripisylves furent suffisamment importantes pour empêcher les transferts sédimentaires abondants et grossiers au sein des espaces de piémont et plus encore entre les fonds de vallées et ces espaces, atténuant vraisemblablement la portée des oscillations hydroclimatiques enregistrées ailleurs (Magny et al., 2002). Au cours de l’âge du bronze, dans quelques bassins versants de l’île de Thasos et de la plaine de Drama-Philippes, la croissance des défrichements, en particulier sur les piémonts et les basses pentes montagnardes, a pu mettre à mal la résilience des environnements et des systèmes fluviaux expliquant le développement de la sédimentation alluviale (fig. 7). Le continuum fluvial devint localement efficace d’un point vue sédimentaire permettant d’enregistrer vers l’aval les effets de l’érosion se produisant à l’amont. Ensuite, l’expansion des systèmes agro-pastoraux et le développement des activités artisanales, à mettre, principalement, au compte des sociétés de l’Antiquité grecque, puis romaine sont responsables de l’harmonisation des rythmes de la mise en valeur et de l’utilisation du sol comme le montre l’étude de l’île de Thasos. Dans le contexte climatique méditerranéen, la réduction de la résilience du milieu devint alors un fait majeur. Comme le montrent les recherches conduites dans les petits bassins versants thasiens et continentaux, les systèmes fluviaux devinrent particulièrement réactifs et les conséquences directes ou indirectes des incendies et des aléas hydroclimatiques, matérialisés par des dépôts de crues grossiers, furent beaucoup plus importantes. Même si tous les bassins versants élémentaires ne contribuèrent pas de la même manière ni au même moment au transfert de matériaux, la croissance du nombre de contributeurs augmenta les volumes sédimentaires transitant dans les organismes collecteurs de plus grande dimension. Ainsi, à Thasos, il semble que l’arrivée des Pariens et l’affirmation du contrôle territorial par la cité classique (Bonias et al., 1990 ; Sintès et Brunet, 2003) aient joué un rôle primordial dans la généralisation de l’alluvionnement au milieu du premier millénaire avant notre ère et dans l’uniformisation des rythmes sédimentaires enregistrée par les système fluviaux d’ordre médian, comme celui du torrent de Kastro, peut-être en relation avec l’oscillation climatique contemporaine, au début du premier millénaire avant J.-C. (Issar, 2003 ; Willis, 1994).

27En revanche, l’interaction complexe des chronologies bio-climatiques et sociales explique que chaque petit bassin versant conserve une histoire propre et que l’hétérochronie des remplissages alluviaux des petits cours d’eau se maintienne à l’échelle régionale (fig. 5). Dans la plaine de Philippes-Drama, la disparité des réponses de l’Angitis et du Xéropotamos concerne également les systèmes fluviaux de dimension moyenne et souligne la complexité de leur fonctionnement. La sédimentation progressive observée le long de l’Angitis a dû être favorisée par la pérennité de l’écoulement et des transferts hydrologiques, liée au contexte géologique du bassin versant. Au contraire, la réponse décalée de plusieurs siècles du Xéropotamos par rapport aux premières phases de mise en valeur du bassin versant suggère un fonctionnement plus complexe du système fluvial (fig. 9). La production sédimentaire est vraisemblablement calée sur l’histoire de la mise en valeur et s’affirme à partir de l’époque hellénistique (fig. 9A), mais le destockage sédimentaire et l’alluvionnement vers l’aval sont plus tardifs, datant de la fin de l’Empire romain et de l’époque paléochrétienne (fig. 9B). Les épais dépôts de débordement suggèrent l’impact de crues exceptionnelles dont les débits liquides étaient suffisants pour prendre en charge les volumes sédimentaires stockés sur les basses pentes et dans le fond de vallée. La première crise alluviale enregistrée dans le bassin versant du Xéropotamos serait ainsi le résultat d’un forçage climatique dont les conséquences morphologiques auraient été amplifiées par la mise en valeur préalable des finages. L’étude du bassin versant d’Agios Ioannis, montre à une échelle plus grande le même type de dynamique accentuée par un changement des pratiques d’utilisation du sol.

Fig. 9 – Essai de reconstitution du fonctionnement du système fluvial du Xéropotamos.
Fig. 9 – Hypothetical reconstruction of the Xeropotamos fluvial system.

Fig. 9 – Essai de reconstitution du fonctionnement du système fluvial du Xéropotamos. Fig. 9 – Hypothetical reconstruction of the Xeropotamos fluvial system.

1 : couplage versant-chenal ; 2 : connexion longitudinale.
1 : slope–channel coupling ; 2 : longitudinal connectivity.

28Ces résultats confirment que, dans les systèmes fluviaux méditerranéens, le poids des événements extrêmes (Fouache et Gaki-Papanastassiou, 1997 ; Calvet, 2006) favorise les phénomènes d’« hysteresis pluricentennale » (Allée, 2003). Par comparaison, l’aggradation alluviale enregistrée pendant l’époque ottomane correspond à un fonctionnement plus simple (fig. 9C). La conjonction entre une mise en valeur complète par les activités agro-pastorales des bassins versants de tous ordres et les années humides du petit âge de glace a dû favoriser le fonctionnement de la cascade sédimentaire de l’amont vers l’aval. La disparition des ripisylves, en particulier sous l’action du pastoralisme, et l’absence de gestion hydrologique contraignante (Lespez, 1999) assurent des connections sans entrave au sein des plaines alluviales en favorisant les reprises en charge et les déstockages des sédiments. À cela s’ajoute l’extension des finages vers l’amont des bassins versants, ce qui augmente notablement les coefficients d’écoulement et donc l’énergie du système fluvial sous l’effet de la domination des pentes montagnardes (Neboit et Lespez, 2006). Le XIXe et le début du XXe s. constituent de ce point de vue les périodes où les connections au sein des systèmes fluviaux auront été les plus favorables au fonctionnement de la cascade hydrosédimentaire (fig. 9C) à l’image de ce qui a pu être observé dans de nombreuses autres régions périméditerranéennes (Liébault, 2003 ; Jacob, 2003).

Conclusion

29Les recherches présentées fournissent une étape importante dans la perspective d’une synthèse régionale comme cela a pu être réalisé ailleurs (Allée, 2003 ; Berger, 2003). Elles montrent déjà l’ambivalence du double forçage anthropique et climatique et confirment l’intérêt d’une approche géographique systémique des systèmes fluviaux sur le temps long (Neboit et Lespez, 2006). En effet, les bassins hydrographiques constituent des mosaïques complexes contrôlées par des dynamiques environnementales et des pratiques sociales qui interviennent à différentes échelles spatiales et temporelles. Dans l’espace étudié, les petits bassins versants sont apparus particulièrement sensibles aux effets des pratiques culturales et des événements hydrologiques exceptionnels (fig. 10) alors que les systèmes de plus grande dimension comme la basse vallée de l’Angitis, contrôlés par des relations hydrosédimentaires avec les espaces d’amont, seraient plus sensibles aux phénomènes d’ampleur régionale ou globale comme les grandes oscillations climatiques. Cette dépendance relative des niveaux scalaires à certains facteurs de contrôle plutôt qu’à d’autres explique la difficulté des études comparatives entre les systèmes fluviaux d’ordre différents mais également entre ceux de même ordre, mais situés dans des espaces régionaux différents. Dans ce contexte, les recherches menées en Macédoine orientale montrent l’intérêt d’étudier des cours d’eau d’ordre médian (3-5) drainant des bassins versants de dimension moyenne. Ces cours d’eau offrent en effet l’opportunité d’analyser les deux grands types de contrôle d’origine externe sur le système fluvial. Néanmoins, l’étude des connexions doit être développée en essayant de mesurer, pour chaque époque et chaque niveau scalaire, l’efficacité du couplage entre les versants et les chenaux et entre les chenaux de différents ordres afin de reconstituer plus précisément l’histoire de la cascade sédimentaire qui s’établit sur le long terme. Il sera ainsi possible de dépasser les études de cas aux significations limitées et de comprendre plus généralement l’emboîtement scalaire des systèmes environnementaux (Brierley et al., 2006).

Fig. 10 – Taille des systèmes fluviaux et échelles spatio-temporelles des contrôles climatiques et sociaux au cours de l'Holocène en Macédoine orientale.
Fig. 10 – Temporal and spatial patterns of climate and social controls on Holocene fluvial systems in eastern Macedonia.

Fig. 10 – Taille des systèmes fluviaux et échelles spatio-temporelles des contrôles climatiques et sociaux au cours de l'Holocène en Macédoine orientale. Fig. 10 – Temporal and spatial patterns of climate and social controls on Holocene fluvial systems in eastern Macedonia.

1 : contrôle social ; 2 : contrôle climatique ; 3. événements météorologiques et sociaux.
1 : social control ; 2 : climatic control ; 3 : meteorological and social events.

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Bibliographie

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Les terrains d'étude. Fig. 1 – Study areas.
Légende A : Carte de localisation. B : Carte géologique simplifiée de l’île de Thasos ; 1 : socle métamorphique du Rhodope ; 2 : formations quaternaires ; 3 : terrains néogènes (conglomérat) ; 4 : écoulement temporaire ; 5 : côte rocheuse ; 6 : localisation des bassins versants étudiés. C : Carte géologique simplifiée de la Macédoine orientale continentale ; 1 : socle métamorphique du Rhodope ; 2 : terrains néogènes (principalement marnes et conglomérats) ; 3 : cônes de déjection pléistocènes ; 4 : formations alluviales du Pléistocène inférieur et moyen ; 5 : formations alluviales holocènes ; 6 : dépôts palustres holocènes ; 7 : tourbe (ancien marais de Philippes) ; 8 : faille (attestée, probable) ; 9 : écoulement pérenne ; 10 : écoulement temporaire ; 11 : localisation des petits bassins versants étudiés.A : Location map. B : Simplified geological map of Thasos island ; 1 : metamorphic rocks of the Rhodope ;  2 : Quaternary deposits ; 3 : Neogene deposits (mainly marls and conglomerates) ; 4 : ephemeral stream ; 5 : rocky coast ; 6 : location of studied river basin. C : Simplified geological map of continental eastern Macedonia ; 1 : metamorphic rocks of the Rhodope ; 2 : Neogene marine, lacustrine or continental deposits (mainly marls and conglomerates) ; 3 : Pleistocene alluvial fan ; 4 : Lower and Middle Pleistocene terra rossa and alluvial deposits ; 5 : Holocene alluvial deposit ; 6 : Holocene marshy deposit ; 7 : peat (Old Marshes of Philippi) ; 8 : fault (proven, probable) ; 9 : perennial stream ; 10 : ephemeral stream ; 11 : location of small river basins studied.
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Titre Tableau 1 – Datations radiocarbone.Table 1 – Radiocarbon dates.
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Titre Fig. 2 – Bassin versant de l’acropole de Thasos. Fig. 2 – Catchment of Thasos Acropolis.
Légende A : Carte de localisation ; 1 : bassin versant ; 2 : écoulements temporaires. B : Coupe schématique du sondage Kokkinos 2002. C : Base du sondage (paroi sud). Chaque carré repéré fait 1 m de côté. D : Lame mince (LPNA) de la couche W1 montrant un assemblage détritique assez homométriques ; grains de quartz (2) et de mica ayant conservé un micro-litage d’origine sédimentaire et une forte teneur en charbons (1). E : Base du sondage (paroi nord). Chaque carré repéré fait 1 m de côté ; F : Lame mince (LPNA) montrant le matériel hétérométrique tassé de la couche Y. On peut noter la forte charge en charbons (1) en bioclastes de grande taille (3) et l’imprégnation complète de la matrice fine par des microparticules charbonneuses (2).A : Location map ; 1 : river basin ; 2 : ephemeral stream. B : Simplified cross-section of the excavation of Kokkinos 2002. C : Bottom of the excavation (southern side). Each square has sides of 1 m. D : Thin section (NPL) of layer W1. Fines layers of detritic and homometric sediment : grains of quartz (2) and mica with abundant charcoals (1). E : Bottom of the excavation (northern side). Each square has sides of 1 m. F : Thin section (NPL). Heterometric and packed sediment of layer Y. We observe charcoals (1), bioclasts (3) and impure groundmass rich in micro-charcoals (2).
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Titre Fig. 3 – Carte du bassin versant d’Agios Ioannis. Fig. 3 – Map of the Agios Ioannis river basin.
Légende A : Carte de localisation (équidistance des courbes de niveau : 4 m) ; 1 : écoulement intermittent ; 2 : talus, escarpement ; 3 : sols d’érosion sur les marbres et les gneiss ; 4 : sols colluviaux sur les formations pléistocènes ; 5 : formations alluviales holocènes ; 6 : cordon littoral ; 7 : site d’Agios Ioannis ; 8 : vestiges archéologiques classiques et hellénistiques ; 9 : vestiges archéologiques paléochrétiens ; 10 : vestiges archéologiques byzantins ; 11 : transect étudié (fig. 4). B : Photographie de la plaine littorale. C : Incision récente d’une profondeur de 1,2 m dans le remblaiement alluvial.A : Location map (equidistance of contour line : 4 m) ; 1 : ephemeral stream ; 2 : scarp ; 3 : eroded soils on marbles and gneiss ; 4 : colluvial soils on Pleistocene deposits ; 5 : Holocene deposits ; 6 : beach ridge ; 7 : archaeological site of Agios Ioannis ; 8 : archaeological remains of Classic and Hellenistic periods ; 9 : archaeological remains of Proto-byzantine period ; 10. archaeological remains of Byzantine period ; 11 : cross-section studied (fig. 4) ; B : Picture of the coastal plain. C : Recent 1.2 m-deep incision into the alluvial fill.
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Titre Fig. 4 – Coupe d’Agios Ioannis. Fig. 4 – Cross-section of Agios Ioannis.
Légende A : Coupe d’ensemble ; 1 : limons sableux caillouteux ; 2 : site archéologique ; 3 : sables, graviers et galets ; 4 : sables ; 5 : sables et graviers ; 6 : limons sableux à graviers et cailloutis ; 7 : sables limoneux ; 8 : sables limoneux avec lits très riches en charbons et en cendres. B : Lame mince des formations colluvio-alluviales (U5) montrant la charge grossière, marbres (1) et quartz, l’imprégnation de la matrice par des particules charbonneuses (2) et des chenaux attestant d’une forte bioturbation (3).A : General cross-section ; 1 : loamy sand with gravel ; b : archaeological site ; 3 : sand, pebbles and cobbles ; 4 : sand ; 5 : sand and gravel ; 6 : sandy loam with gravels and cobbles ; 7 : loamy sand ; 8 : loamy sand with layers rich in charcoals and ashes. B : Thin section of the colluvio-alluvial deposits (U5) with coarse sediment marbles (1) and quartz grains, groundmass rich in micro-charcoals (2) and channels, which testify to intense bioturbation (3).
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Titre Fig. 5 – Chronologie de l’aggradation alluviale dans de petits basins versants de Macédoine orientale.Fig. 5 – Chronology of alluvial aggradation in small river basins in Eastern Macedonia.
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Titre Fig. 6 – Les terrasses alluviales anciennes dans le bassin versant de Kastro-Liménaria. Fig. 6 – Old alluvial terraces in the Kastro-Limenaria river basin.
Légende A : terrasse ancienne (T1) 1,5 m au-dessus du lit du torrent de Kastro, à l’amont. B : Détail des matériaux de la terrasse T1. C : Coupe simplifiée du remplissage alluvial dans la section aval des torrents de Kastro et de Kalyvia ; 1 : formations pléistocènes ; 2 : formation alluviale ancienne (limons sableux à lentilles sablo-graveleuses, équivalant à T1), fossilisée par les alluvions récentes (T2) ; 3 : dépôts grossiers (galets, graviers et sables) de la basse terrasse (T2) et des formations alluviales contemporaines ; 4 : limons sableux de débordement de la basse terrasse (T2).A : Old alluvial terrace (T1) along the Kastro torrent. The alluvial terrace lies 1.5 m abover the channel. B : Detail of T1 material. C : Simplified cross-section of the alluvial fill downstream of the Kastro and Kalyvia torrents ; 1 : Pleistocene deposits ; 2 : old alluvial sediment (T1, sandy silt with sand and gravel layers) covered by recent alluvial deposits (T2) ; 3 : coarse deposits (pebbles, sand) of the lower terrace (T2) and of the current alluvial deposits ; 4 : overbank loamy sand of the lower terrace (T1).
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Titre Fig. 7 – Diagramme âge-profondeur des remblaiement alluviaux holocènes et des incisions du torrent de Kastro, du Xéropotamos et de l’Angitis. Les flèches en pointillé indiquent la position des dépôts T1, T2 sous les dépôts plus récents T3. Fig. 7 – Age-depth diagram for Holocene alluvial units and incision in the Kastro torrent, Xeropotamos and Angitis. Dotted arrows indicate position of deposits T1 and T2, which underlie T3.
Légende 1 : limons de débordement, environnement palustre ; 2 : marnes lacustres ; 3 : dépôts de chenaux (galets, graviers et sables) ; 4 : limons sableux de débordement. Contrôle chronologique d’après âges radiocarbone, vestiges archéologiques, cartes anciennes (C), archives historiques (AH).1 : overbank deposits, marshy area ; 2 : lacustrine marls ; 3 : channel deposits (pebbles, gravels and sand) ; 4 : overbank loamy sand. Dating control from radiocarbon dating, archaeology (A), old maps (C), historical data (AH).
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Titre Fig. 8 – Essai de reconstitution des paysages autour du site de Dikili Tash à l'âge du bronze (site 15, fig. 1C). Fig. 8 – Hypothetical reconstruction of the landscape around the site of Dikili Tash during the Bronze Age (site 15, fig. 1C).
Légende 1 : sols bruns caillouteux des basses pentes des montagnes de Lékani ; 2 : sols bruns rubéfiés plus ou moins caillouteux des cônes de piémont ; 3 : sols alluviaux et palustres hydromorphes des marges du marais de Philippes ; 4 : dépôts anthropogènes du tell de Dikili Tash ; 5 : habitations ; 6 : chêne à feuilles caduques, charme oriental ; 7 : pin ; 8 : arbres de la ripisyle (peupliers, aulnes, saules) ; 9 : prairies humides, landes et friches ; 10 : cultures (légumineuses, céréales).1 : stony soils of the lower slope of the Lekani Mountains ; 2 : brown rubefied soils, somewhat stony on the piedmont fans ; 3 : alluvial and marshy hydromorphic soils around the edges of the Philippi marsh ; 4 : anthropogenic deposits of the tell of Dikili Tash ; 5 : village houses ; 6 : oak and hornbeam ; 7 : pine ; 8 : riparian trees (poplar, alder, willow) ; 9 : wet meadows, heath and fallow land ; 10 : cultivated land (cereals, leguminous plants).
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Titre Fig. 9 – Essai de reconstitution du fonctionnement du système fluvial du Xéropotamos. Fig. 9 – Hypothetical reconstruction of the Xeropotamos fluvial system.
Légende 1 : couplage versant-chenal ; 2 : connexion longitudinale.1 : slope–channel coupling ; 2 : longitudinal connectivity.
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Titre Fig. 10 – Taille des systèmes fluviaux et échelles spatio-temporelles des contrôles climatiques et sociaux au cours de l'Holocène en Macédoine orientale. Fig. 10 – Temporal and spatial patterns of climate and social controls on Holocene fluvial systems in eastern Macedonia.
Légende 1 : contrôle social ; 2 : contrôle climatique ; 3. événements météorologiques et sociaux.1 : social control ; 2 : climatic control ; 3 : meteorological and social events.
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Pour citer cet article

Référence électronique

Laurent Lespez, « Dynamiques holocènes de systèmes fluviaux en Grèce du Nord : une approche comparative et multi-scalaire des interactions entre Nature et Société », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 13 - n° 1 | 2007, mis en ligne le 01 avril 2009, consulté le 22 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/669 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.669

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