Introduction

1Dans ce chapitre sont croisés les résultats de trois types d’investigations menées sur la côte sud‑est de Chypre au cours des deux dernières décennies, autour du site archéologique de Kition‑Bamboula et à l’intérieur du site lui‑même (fig. 1). La stratigraphie des coupes littorales entre Famagouste et Mazotos (au sud‑ouest du cap Kiti) révèle trois événements majeurs et distincts, trois hauts niveaux marins (relatifs) qui, du IV^e millénaire à la fin du Moyen Âge, s’échelonnent entre 2 m, pour le plus ancien, et 0,60 m pour le plus récent, au‑dessus du niveau 0 actuel. Les carottages réalisés dans l’environnement proche du site fournissent des renseignements d’un autre type : l’espace portuaire de Kition‑Bamboula est un espace protégé par un cordon de galets migrant vers le nord. Les données archéologiques confirment la présence d’une occupation humaine à Bamboula dès le xiii^e s. av. J.‑C., la vocation portuaire du site étant ensuite clairement attestée par la construction de rampes de halage vers le début du iv^e s. av. J.‑C. Ces trois approches associées – analyse géomorphologique à l’échelle régionale et à l’échelle locale, fouille archéologique – permettent une étude de géoarchéologie complexe. L’ensemble donne une idée assez complète de l’évolution du paysage littoral entre le IV^e millénaire et la fin du Moyen Âge, ainsi que des moteurs de cette évolution.

Fig. 1 – Localisation du site archéologique de Kition-Bamboula (Larnaca) dans son environnement géologique (d’après Morhange et al. 2000, fig. 1, DAO P. Pentsch).

2La côte méridionale de Chypre, dans laquelle il faut inclure la partie sud de la façade orientale, a une tendance générale à la surrection1. Cela ne veut pas dire qu’il s’agit là d’un mouvement unidirectionnel, mais le Tyrrhénien à strombes est repérable jusqu’à une dizaine de mètres d’altitude, dans toute cette région. Pour ce qui est de l’Holocène, les moteurs des variations de la ligne de rivage sont à examiner dans une démonstration très serrée. L’évolution du paysage littoral dans la région de Kition‑Bamboula est restituée par l’étude des carottes sédimentaires. Mais ces dernières fournissent surtout des renseignements concernant la juxtaposition horizontale des milieux margino‑littoraux et non les mouvements verticaux du niveau marin. L’eustatisme peut être à l’origine des modifications littorales, mais nous avons cependant une préférence pour une explication tectonique qui rapprocherait le comportement de cette partie de Chypre de celui de la côte libano‑syrienne2. Toutefois, cela n’exclurait nullement l’intervention d’une pulsation climatique humide et celle des hommes, à l’origine de la libération d’une grande quantité de sédiments fluviatiles (matrice rouge et galets) redistribués ensuite le long des côtes.

3Afin que l’apport de la géomorphologie s’intègre au mieux dans la réflexion archéologique, dans une conception commune de ce qu’est la discipline et pour une lecture plus aisée de la part des archéologues, nous avons décidé de développer l’exposé des spécificités de notre approche, d’en fixer pas à pas les repères et les méthodes, de relever les difficultés d’interprétation, dans un souci de pédagogie. Cela aboutit parfois à une certaine abondance de détails, mais c’est à ce prix que le renvoi aux événements étudiés par l’archéologie, dont les observations sont plus précises durant certaines des époques considérées, devient efficace.

Méthodologie

4L’existence de rampes à bateaux à Kition‑Bamboula à l’époque classique établit sans réfutation possible un fonctionnement portuaire, supposant un accès à la mer assez important pour que des bateaux (de la dimension de trières) y accèdent. Mais, bien évidemment, cela n’offre pas de renseignements sur les périodes précédentes ni sur les périodes postérieures d’activité, de déclin et de disparition. Comme dans la majorité des cas, un site archéologique ne peut pas fournir à lui seul la totalité des renseignements relatifs à une chronologie complète des événements environnementaux.

5Notre but est de reconstituer les modifications qui ont pu survenir dans l’environnement de Kition‑Bamboula. Comme le site est un port, ou du moins l’a été durant une certaine période, les modifications de son environnement auxquelles nous devons nous intéresser en priorité sont celles qui tiennent aux variations de la ligne de rivage, qu’il s’agisse de variations horizontales (variations en plan du trait de côte) ou verticales (variations eustatiques, tectoniques ou pluricausales, les deux pouvant être liées). Les modifications correspondant à ces phénomènes, survenues dans l’environnement, doivent être recensées surtout hors du site archéologique lui‑même, plus ou moins loin, plus ou moins profondément. Les formes littorales holocènes (stratigraphie, formes d’érosion et de corrosion, etc.) se trouvent ici, sur la portion de côte chypriote étudiée3, dans une tranche altitudinale de 3 ou 4 m au‑dessus du 0 actuel.

6Une analyse de ces formes sur de longues distances est nécessaire, de part et d’autre du site archéologique, pour qu’une chronologie la plus complète possible des événements naturels apparaisse4. Dans un premier temps, il s’agit d’établir une chronologie relative (succession des événements, durée relative). Dans un second temps, il faut aboutir à une chronologie absolue, à partir de marqueurs‑dateurs de qualité : trottoirs de biocorrosion associés à des vermets5, plages fossiles (dont les beachrocks) avec leur cortège faunistique. Cette étude a été réalisée en prenant uniquement en considération la macrofaune et en retenant surtout les gastéropodes, meilleurs dateurs à cause de la présence d’aragonite en plus fort pourcentage que chez les bivalves, par exemple. Mais il faut rester prudent : la mise en place des plages s’effectue sous une forte énergie qui est capable d’opérer des prélèvements très polluants dans les affleurements du Pléistocène encaissant, à faune souvent identique, et, d’autre part, le très fort brassage ne rend que très difficilement compte d’un niveau de référence, sauf lorsque des beachrocks sont présents, et notamment lorsque ces derniers présentent des keystone vugs6 (voir infra). C’est ainsi que deux secteurs privilégiés ont été retenus : le sud et l’ouest du cap Kiti, où les plages fossiles sont nombreuses et parfois emboîtées, la baie de Larnaca au nord et plus particulièrement le secteur de Dekeleia où la cimentation des plages en beachrock a pu s’effectuer. Un seul trottoir, différent de l’actuel, a été repéré à +2 m (voir infra). Cela peut s’expliquer par la tendreté des roches susceptibles d’enregistrer ces façonnements passés : les calcaires récifaux miocènes du cap Pyla comme du cap Greco, par exemple.

7Cette investigation de surface sur de longs segments littoraux devait être complétée et précisée par des carottages, qui offrent une stratigraphie verticale plus appropriée, en mode plus calme parce que sous‑marin, et cela en encadrant mieux et au plus près le site archéologique lui‑même. C’est pourquoi nous avons opté pour une campagne de carottages, dans le site et autour du site (plus précisément, entre le site et la mer), vers l’est notamment, puisque ce dernier, dans l’autre direction (vers l’ouest), est adossé à un abrupt qui a été mis en évidence dans la partie nord‑ouest, dans le sondage L‑N 13, où la fouille a atteint le substrat7. Les carottes produisent une stratigraphie qui complète, vers le bas et en position immergée, la stratigraphie de surface déjà évoquée. La difficulté est de mettre en relation les différents épisodes (horizons) de cette stratigraphie puisque cette dernière n’est acquise, à chaque fois, que pour des emplacements bien délimités aux dimensions très réduites (10 cm de diamètre).

8Le tout doit aboutir à une synthèse, par croisement des différentes techniques et approches. Ce sont les carottages qui demandent le plus d’explications, probablement parce que le laboratoire est beaucoup plus sollicité que dans d’autres méthodes.

L’analyse des paléoenvironnements par l’utilisation d’un carottier

9Le traitement des carottes requiert un certain nombre de techniques de laboratoire qui, certes, ne sont pas nécessairement originales, mais qui sont exigées par une lecture plus analytique que globale des conditions de mise en place des sédiments (fig. 2).

Fig. 2 – Méthodologie développée, du terrain au laboratoire (DAO H. Tronchère).

10Les carottages ont été réalisés avec le soutien technique des services du Cyprus Geological Survey, que nous remercions vivement. Tous ont été calés altimétriquement par rapport au 0 marin biologique représenté par la limite supérieure des biocénoses de l’étage infralittoral en milieu abrité8.

11Le carottier utilisé est de type rotatif avec un diamètre de trousse coupante de 10 cm. Les carottes recueillies sont divisées en plusieurs unités stratigraphiques homogènes qui tiennent compte de la couleur du sédiment (code Munsell), de la texture générale, de la granulométrie et du contenu faunistique (gastéropodes, pélécypodes, etc.). Les datations ont été réalisées au laboratoire du radiocarbone de Lyon. Les dates ont été recalibrées d’après la courbe marine de 20139.

12On aboutit ainsi au prélèvement de colonnes sédimentaires dont l’échantillonnage et l’analyse permettent une meilleure connaissance des paléoenvironnements, des processus d’installation et d’évolution10. Ces dépôts fossiles sont comparés à un référentiel sédimentologique dans l’actuel qui prendra en considération la diversité des milieux de sédimentation11.

Analyses sédimentologiques et granulométriques

13Le protocole de travail commence par un tamisage humide préliminaire permettant de séparer le sédiment en trois fractions : les éléments grossiers (> 2 mm), les sables (2 mm à 63 µm), et les limons et argiles (< 63 µm). Pour la fraction limono‑argileuse, un microgranulomètre laser, de type Malvern, permet de réaliser des mesures granulométriques en voie humide, en considérant chaque particule comme une sphère. Quelques gouttes de défloculant sont ajoutées dans la solution afin d’éviter l’utilisation des ultrasons. Pour la fraction sableuse et grossière, les analyses granulométriques sont réalisées en voie sèche par tamisage mécanique. Les poids obtenus à partir des refus de tamis permettent de tracer des histogrammes et des courbes cumulatives.

14Plusieurs indices statistiques ont été utilisés afin de comparer les fractions sableuses des échantillons :

• Le calcul du grain moyen apporte une information sur l’hydrodynamisme du milieu. Les résultats sont peu significatifs si la distribution granulométrique est polymodale.
• L’indice de tri de Folk et Ward (1957) permet de prendre en considération les portions extrêmes et moyennes des échantillons.

• L’indice d’asymétrie fait apparaître la répartition relative des particules, en indiquant la prépondérance d’une moitié de la distribution par rapport à l’autre12. Ainsi, une asymétrie positive indique un enrichissement en éléments grossiers, et inversement.

L’intérêt de la macrofaune dans la reconstitution des paléoenvironnements

15Cette section se limite à présenter les bases méthodologiques de l’utilisation des organismes à tests carbonatés comme indicateurs d’environnements marins fossiles. Les limites interprétatives de ces biotraceurs seront abordées, ainsi que les domaines d’incertitude.

16La démarche actualiste consiste à émettre l’hypothèse que l’écologie des faunes étudiées n’a pas changé au cours de l’Holocène. En appliquant ce principe, on peut utiliser la macrofaune marine, comme la microfaune de foraminifères et d’ostracodes, pour la reconstitution des paléoenvironnements.

17Les déterminations de la macrofaune marine, essentiellement représentée par les gastéropodes et les pélécypodes (bivalves), ont été réalisées par M. Bourcier de la Station marine d’Endoume (Centre d’océanologie de Marseille, université de la Méditerranée) et K. Espic (chercheuse associée à l’UMR 5133). La méthodologie utilisée repose sur l’analyse comparée des assemblages macrofaunistiques fossiles antiques et des assemblages actuels13. Du haut de l’étage infralittoral jusqu’à environ 2,50 m de profondeur, se développe la biocénose des sables fins de hauts niveaux (SFHN). Le sédiment sableux rassemble deux stocks de coquillages : l’un en place, l’autre composé de coquilles mortes issues de divers biotopes et en transit sur le fond. Dans ce contexte, nous avons séparé la biocénose en place du stock remanié. Au‑dessous de ces hauts niveaux et jusqu’à 20 m de profondeur, on rencontre la biocénose des sables fins bien calibrés (SFBC). Elle est associée à un sédiment sableux granulométriquement bien classé. Ces fonds marins sont limités vers le bas par la biocénose des herbiers de posidonies (HP), celle des fonds détritiques côtiers (DC) ou celle des sables grossiers et fins graviers sous l’influence des courants de fond (SGCF). L’herbier de posidonies doit être considéré comme un substrat dur14. Les mattes constituent un frein naturel à l’influence des houles à l’approche de la côte. La biocénose des sables grossiers et fins graviers sous l’influence des courants de fond peut débuter vers le milieu de l’étage infralittoral et s’étendre jusqu’au circalittoral. Enfin, le bas de l’infralittoral et le sommet du circalittoral correspondent à la biocénose du détritique côtier. Le sédiment est essentiellement constitué de graviers organogènes résultant de la destruction des tests calcaires des organismes et accumulés par le jeu des courants.

L’intérêt de la microfaune dans la reconstitution des paléoenvironnements

Les ostracodes : présentation et utilisation comme indicateur écologique d’un milieu au cours de l’Antiquité

18Les ostracodes sont des métazoaires, phylum des arthropodes, classe des crustacés, sous‑classe des ostracodes. Le corps de l’ostracode est enfermé dans une carapace bivalve articulée dorsalement par une charnière15. La carapace – dite test – est constituée de carbonates. La plupart d’entre eux sont benthiques. Certains vivent sur les plantes aquatiques ou des algues, d’autres vivent dans les premiers millimètres du sédiment. Leur croissance s’effectue en 7 à 9 mues. À chaque mue, l’animal reforme une nouvelle carapace en un ou deux jours environ16.

19Les données écologiques montrent que chaque espèce vit dans un milieu relativement homogène et stable. L’interdépendance de ces organismes et des paramètres écologiques est un atout majeur pour la reconstitution des environnements holocènes17. Certaines espèces bénéficient, au contraire, d’une large valence écologique qui leur permet de survivre lors de changements environnementaux. Ces espèces peuvent par exemple être euryhalines et eurythermes. Ces espèces au large spectre d’adaptation sont les plus aptes à coloniser de nouveaux milieux (par exemple Cyprideis torosa). Leur abondance soudaine traduit ainsi un bouleversement dans la stabilité d’un environnement.

20Le mode de vie des différents ostracodes est conditionné par des facteurs primordiaux et des facteurs secondaires18. Les facteurs primordiaux regroupent la salinité et la température des eaux. Les facteurs secondaires correspondent au substratum, à la végétation, à la profondeur et au régime hydrodynamique.

21Les tests, assez fragiles, sont rapidement brisés lors d’un transport sur une distance trop importante après la mort de l’animal. Cela permet de reconnaître les faunes en place.

22La densité faunique et la diversité spécifique apportent également des renseignements sur les caractères du milieu19. Une forte diversité spécifique pourra indiquer un milieu plus ouvert. Un monospécifisme, avec un nombre élevé d’individus, pourra signaler un environnement perturbé où seule l’espèce la plus résistante a continué à pulluler en l’absence de concurrence interspécifique.

23Plusieurs assemblages sont présents dans les milieux côtiers et portuaires :

• Assemblage lagunaire : il s’agit d’espèces se développant dans un milieu protégé. Ce milieu se caractérise par le maintien d’une communication avec la mer. Les principaux représentants sont : Xestoleberis rond, Xestoleberis long, Loxoconcha sp. div.
• Assemblage saumâtre : par exemple, à Kition, seul Cyprideis torosa apparaît dans cet assemblage. Le milieu peut se définir comme euryhalin, probablement polyhalin.
• Assemblage phytal côtier : il comprend les faunes épiphytes vivant sur les algues, les herbiers sous‑marins ou les sédiments au pied des mattes de posidonies (Urocythereis, Heterocythereis halbomaculata, Aurila convexa, Aurila woodwardii, etc.).
• Assemblage phytal marin : il s’agit d’espèces toujours associées aux prairies sous‑marines mais situées plus loin du rivage que l’assemblage précédent et toujours immergées. L’assemblage comprend notamment : Callistocythere sp., Falsocythere, Caudites, Semicytherura sp. div.
• Assemblage marin : il se développe plus au large, sous l’influence directe de la haute mer. Cet assemblage rassemble uniquement des faunes benthiques vivant en domaine infralittoral interne (de ‑10 m à ‑40 m) dans des eaux plus froides (Jugosocythereis, Triebelina, etc.).

24L’ostracofaune des sites à partir desquels les assemblages typiques ont été caractérisés a été déterminée sous la direction de P. Carbonel (UMR 5805 – Environnements et paléoenvironnements océaniques, université des Sciences et Technologies de Bordeaux).

Les foraminifères : présentation et utilisation comme indicateur écologique d’un milieu au cours de l’Antiquité

25Les foraminifères sont des protozoaires, phyllum des rhizopodes, classe des granuloréticulosés, ordre des foraminiféridés. Ce sont des organismes unicellulaires entourés d’une coquille appelée test. Les tests sont cloisonnés en chambres qui se multiplient au fur et à mesure de la croissance de l’animal. Selon les espèces, les tests sont en calcite ou en aragonite. L’océan mondial regroupe aujourd’hui 4 000 espèces différentes, dont seulement 40 sont planctoniques. Les espèces planctoniques ou pélagiques se trouvent au large et sont caractéristiques de la haute mer où elles vivent en « suspension » dans l’eau. À l’inverse, les foraminifères benthiques vivent sur les fonds marins, près des côtes. Certains foraminifères sont ubiquistes, alors que d’autres ne vivent que dans des milieux écologiques particuliers : sables, vases, substrats rocheux, algues, herbiers, coraux, lagunes. Ces populations inféodées à un biotope constituent d’excellents outils dans les recherches paléoenvironnementales20. Cependant, de grandes incertitudes demeurent encore aujourd’hui au sujet de l’écologie précise de certains individus, si bien que la présence de telle ou telle espèce dans des carottes n’apporte pas toujours une information précise sur le type de milieu. Les mêmes incertitudes persistent sur les durées de vie et les vitesses de déplacement des foraminifères dans l’eau, sur les fonds marins et au sein même du sédiment.

26Les foraminifères associés aux environnements portuaires antiques de Kition‑Bamboula ont été déterminés par J. Le Campion (Centre d’océanologie de Marseille, université Aix‑Marseille II). Dans ce travail, les assemblages de foraminifères présents dans les carottes ont permis de reconstituer l’évolution des paléoenvironnements et de souligner des ruptures environnementales dans le fonctionnement du bassin portuaire au cours de la période antique.

Méthode de datation utilisée : le radiocarbone

27La présence de tessons de céramique dans les carottes est assez rare et les quelques tessons retrouvés restent souvent difficiles à déterminer. Dans cette étude, nous avons utilisé la technique de datation au radiocarbone dont nous rappelons brièvement le principe.

Historique et principe

28La découverte de la radioactivité, à la fin du xix^e s., permet d’envisager, vers le milieu du xx^e s., la possibilité de dater des échantillons à partir des déclins naturels d’éléments radioactifs que sont les isotopes. Les isotopes d’un élément radioactif présentent tous le même nombre de protons (généralement égal au nombre d’électrons) mais un nombre de neutrons différent. Ainsi, les noyaux des isotopes ont des charges positives identiques mais des masses différentes en fonction de leur nombre de neutrons.

29Le carbone 14 est un cosmonucléide : sa formation est liée aux bombardements dans la haute atmosphère de noyaux d’azote par des neutrons issus des rayons cosmiques. Le ¹⁴C va ensuite s’oxyder en gaz carbonique et se répandre sur l’ensemble de la planète sous forme de ¹⁴CO₂. Le ¹⁴C se retrouve alors stocké dans les organismes vivants lors de leur photosynthèse, de leur respiration et/ou de leur nutrition. Le ¹⁴C passe dans les océans par le biais des échanges isotopiques (érosion, apports fluviaux, mélanges d’interface, dissolution du CO₂ atmosphérique dans l’eau de mer, etc.) et se retrouve assimilé par les organismes marins.

30Bien que la production de radiocarbone soit continuelle, comme l’est depuis des millénaires le rayonnement cosmique, il n’y a pas accumulation de ¹⁴C parce que cet isotope est radioactif. Cela veut dire que tous les atomes de radiocarbone se désintègrent spontanément au bout d’un certain temps en émettant un électron et en redonnant un atome de ¹⁴N. Ainsi la formation et la désintégration du ¹⁴C se produisent simultanément.

31La méthode de datation au carbone 14 a été mise au point en 1947 par W.F. Libby de l’université de Chicago. Libby s’aperçut que l’isotope radioactif du carbone « marque » l’ensemble des organismes vivants de la planète et leur donne une radioactivité naturelle de 13,6 dpmg (désintégration par minute et par gramme).

32Lorsqu’un organisme meurt, ses échanges avec l’atmosphère cessent et sa teneur en ¹⁴C va immédiatement commencer à décroître et continuera à le faire régulièrement jusqu’à la disparition totale des isotopes radioactifs qui ne sont plus renouvelés. La quantité de ¹⁴C qu’il renferme diminue de moitié tous les 5 570 ans : c’est la période de désintégration conventionnelle également appelée la demi‑vie du ¹⁴C. La teneur en radiocarbone sera d’autant plus basse qu’il se sera écoulé plus de temps depuis l’interruption de l’échange avec la source de radiocarbone, c’est‑à‑dire depuis la mort de l’organisme vivant, support de la datation.

33La période de désintégration est théoriquement de 5 730 ans, mais à la suite des conventions internationales de la communauté scientifique du radiocarbone, et pour éviter toute confusion, la période utilisée est celle calculée dès 1951 par Libby : 5 570 ans. Ainsi, en mesurant la radioactivité d’un échantillon carboné (bois, charbon, ossement ou coquillage), il devient possible d’estimer le temps qui s’est écoulé entre cette mesure et la mort de l’organisme carboné.

L’année « zéro » de référence ou le 0 BP (Before Present)

34Comme la valeur de la radioactivité d’un échantillon ancien est comparée à celle qui existe actuellement dans la matière carbonée vivante, les âges ¹⁴C sont donnés par rapport au temps présent. Les dates au radiocarbone sont donc exprimées en années BP (Before Present), c’est‑à‑dire avant 1950, année « zéro » de référence du calendrier ¹⁴C.

35Mais l’action humaine a récemment perturbé de deux façons l’équilibre de la nature :

• Depuis le début de l’ère industrielle, la combustion de matières carbonées fossiles, telles que le charbon ou le pétrole, a introduit dans l’atmosphère une très grande quantité de CO₂ dépourvu de ¹⁴C (au bout de 40 000 ans, le radiocarbone d’un échantillon n’est plus détectable et les gisements géologiques exploités sont beaucoup plus anciens). Pour cette raison, on a mesuré qu’en 100 ans, la teneur en ¹⁴C des organismes vivants avait baissé de 2 %. C’est ce qu’on appelle l’effet SUESS21.

• Les explosions nucléaires qui se sont produites à l’air libre ont dégagé une telle quantité de ¹⁴C artificiel que la teneur normale a presque doublé en 1964. Mais depuis l’arrêt des explosions atomiques aériennes en 1964‑1965, les teneurs diminuent progressivement car l’excès est absorbé par les océans.

36Dans ces conditions, la comparaison des échantillons anciens avec les échantillons actuels perd évidemment toute signification pour la datation, car aucun matériau organique récent ne peut être utilisé comme standard de référence. Pour pallier cet inconvénient, il a fallu avoir recours à un échantillon étalon international préparé au National Bureau of Standards de Washington (États‑Unis).

Dates corrigées

37La désintégration du carbone en son isotope radioactif a été considérée au début comme mathématiquement stable. Mais ce n’est pas le cas et des paramètres extérieurs perturbent les calculs. La preuve en a été donnée par l’étude des microbulles de gaz carbonique piégées dans les glaces antarctiques. Le phénomène aléatoire de la désintégration fait que l’on donne les résultats ¹⁴C avec une marge d’incertitude.

38Les dates doivent également être corrigées en fonction d’un second paramètre : celui de l’irrégularité de la production ¹⁴C dans la haute atmosphère. En remontant dans le temps (avant notre ère), on constate un écart croissant entre les âges ¹⁴C et les âges en années solaires. Ainsi, les dates ¹⁴C s’ajustent mal au calendrier historique de l’Ancien Empire égyptien.

39La raison essentielle de ce décalage entre les dates ¹⁴C et l’âge réel est une irrégularité dans la production du radiocarbone dans la haute atmosphère. Le rayonnement cosmique et la production de ¹⁴C induite n’ont pas été constants au cours du temps. Cette fluctuation de la teneur en ¹⁴C de l’atmosphère est liée à deux facteurs :

• La variabilité de l’activité du soleil : lorsque cette dernière est faible (taches peu nombreuses à sa surface), les rayons cosmiques atteignent sans difficulté la haute atmosphère. La production de ¹⁴C est relativement forte. Inversement, lorsque l’activité du soleil est plus importante (nombreuses taches à sa surface), le vent solaire se renforce et tend à dévier les rayons cosmiques : la production de ¹⁴C s’affaiblit.
• La variabilité du champ magnétique terrestre : plus l’intensité du champ géomagnétique terrestre est forte, plus il fait écran aux particules des rayons cosmiques. Cette tendance entraîne une diminution de la production de ¹⁴C dans la haute atmosphère.

40Afin d’établir une courbe de correction, il a fallu dater des échantillons de matériel carboné d’âge connu. Les laboratoires ont alors utilisé la dendrochronologie. Ils ont daté au ¹⁴C les cernes et, parallèlement, la croissance des arbres. Ils ont employé pour cela des arbres vivants très vieux, puis ont eu recours aux paléobotanistes qui leur ont fourni des arbres fossiles. Un arbre fait par définition un cerne par an et il est donc possible de connaître son âge en comptant ses cernes. Les teneurs en ¹⁴C ont été obtenues sur des paquets de 5 à 10 cernes. En 1993, la revue Radiocarbon a publié une courbe de correction22 qui remonte jusqu’au début de l’Holocène, à l’année calendaire 9439 av. J.‑C. qui correspond à une date ¹⁴C autour de 10 050 ans BP.

41Pour remonter au‑delà de ce seuil, une campagne de mesures réalisées sur des carottes prélevées dans des récifs de coraux23 a permis d’étendre la courbe de correction jusqu’à 20 000 ans BP en datant le carbone corallien par le radiocarbone et l’uranium/thorium.

42La comparaison des données obtenues indique que, plus on remonte dans le temps, plus le fossé se creuse entre les âges ¹⁴C et calendaires. Ces résultats ont conduit à la révision de la calibration des âges ¹⁴C24.

Dates calibrées : le problème de l’effet réservoir de la mer

43Une autre condition fondamentale de la méthode de datation par ¹⁴C est que le radiocarbone a toujours été uniformément réparti sur l’ensemble du globe. Nos connaissances sur les mouvements des masses d’air et le cycle aérien du carbone montrent que le mélange se fait en une année. En 1964, il a été possible de vérifier cette condition : les explosions atomiques ont fait doubler la teneur naturelle en ¹⁴C (25 dpmg). Ce pic de ¹⁴C a immédiatement été identique sur l’ensemble des organismes continentaux.

44Si le mélange du carbone dans l’air est très rapide, les bicarbonates dissous dans l’eau de mer n’ont pas partout la même teneur en ¹⁴C. Les teneurs en ¹⁴C atmosphérique mettent environ 400 ans à « passer » en domaine océanique. Si l’on date, par exemple, une coquille marine des années 1930 (avant l’influence des bombes atomiques), sa teneur en ¹⁴C sera d’environ de 12,9 dpmg et non de 13,56 dpmg par rapport à une coquille terrestre : ce qui lui donne un « âge apparent » vieilli d’environ 400 ans. Mais cet « effet réservoir » de 400 ans n’est pas ubiquiste, il varie en fonction du site de prélèvement25. Les teneurs en ¹⁴C sont en effet modifiées par des paramètres locaux, en raison d’apports de carbonates plus vieux ou plus jeunes (remontée d’eaux profondes, changement des courants marins, variations climatiques, échanges air/mer, apports fluviaux, etc.).

45Le problème est ici présenté de manière simplifiée. En effet, si en de nombreux endroits de la mer Méditerranée (et ailleurs dans le monde, bien entendu) les remontées d’eaux océaniques profondes (upwelling) affectent l’âge des eaux de surface, ces mêmes eaux de surface sont également affectées par les âges des eaux fluviales dont le parcours a traversé des zones terrestres plus ou moins carbonatées. L’exemple le plus récent et le plus marquant que nous avons rencontré est fourni par la Turquie méridionale, dans la région d’Antalya, où les travertins miocènes libèrent carbonates et bicarbonates, vieillissant considérablement tout âge réservoir moyen que l’on pouvait attribuer a priori dans cette région à l’eau de mer. C’est aussi le cas des secteurs de plongées des eaux (cascading) qui laissent la place aux apports de surface pour des raisons thermiques ou bien parce que, dans certaines mers fermées mais bien alimentées en eaux douces, les effets de la salinité des eaux entrantes font plonger les eaux marines de surface au bénéfice des eaux douces littorales. C’est le cas de la rive septentrionale de la mer Adriatique, par exemple. On le voit, la mesure de l’âge d’un support quelconque (marqueur) ne peut s’effectuer par le radiocarbone qu’en respectant un cortège de précautions concernant aussi bien ce qui est actuel que ce qui est ancien (paramètres correcteurs). Par ailleurs, parce que le protocole n’en est pas encore fixé de manière probante, elle doit être interprétée avec la plus grande circonspection. La prise en considération d’un âge mémoire moyen pour l’eau de mer (effet réservoir) de 400 ans et, par voie de conséquence, le rajeunissement de la date brute est un pis‑aller : il faudrait en réalité plus de précision pour passer de la chronologie relative à la chronologie absolue. Que dire enfin, dans le domaine continental cette fois, des nappes phréatiques fossiles qui, affleurant en certains endroits, fournissent en carbonates les espèces actuelles vivant en surface (gastéropodes par exemple) au point que ces dernières affichent un âge de plus de 10 000 ans ?

46Par conséquent, en l’absence d’un référentiel local, l’interprétation des datations au ¹⁴C sur des coquilles marines est imprécise. Par exemple, la datation d’un site archéologique proche de la mer peut être affectée par cet effet. Le travail de mesure de l’âge réservoir des eaux de surface de la mer Méditerranée est novateur mais il reste encore incomplet. Des études permettent cependant de faire progresser nos connaissances dans certains secteurs de Méditerranée26. Lorsque, pour un site, l’effet réservoir n’est pas connu, les dates sont corrigées d’un âge réservoir standard de 400 ans. C’est cette valeur standard d’effet réservoir que nous appliquons aux datations ¹⁴C utilisées pour cette étude. À terme, il serait nécessaire de déterminer l’âge de l’eau de mer à Kition. Pour cela il faudrait trouver un coquillage, dans les collections de référence des musées, prélevé avant les explosions nucléaires des années 1960.

État de la question

Les données de l’archéologie et de l’histoire

47Dans la région de Larnaca, occupée dès le Néolithique, se développe, dès le début du Bronze récent, une ville portuaire à Hala Sultan Tekke, au bord d’une ancienne baie, l’actuel lac salé. Vers la fin du xiv^e ‑ début du xiii^e s. av. J.‑C., une nouvelle ville est fondée plus au nord, à l’emplacement de la ville actuelle de Larnaca. Hala Sultan Tekke continue d’être florissante, avant de subir deux phases de destruction puis d’être abandonnée vers le milieu du xii^e s., peut‑être aussi en raison de l’ensablement de son port27.

48Occupée sans solution de continuité depuis le Bronze récent, la ville de Kition manifeste un spectaculaire renouveau d’activité au cours des ix^e et viii^e s. av. J.‑C. Le grand temple de Kathari est alors reconstruit et un nouveau lieu de culte s’installe à Bamboula. Le royaume chypro‑phénicien d’époque classique est bien connu grâce aux sources, littéraires, épigraphiques et archéologiques. C’est de cette époque que date le port de guerre découvert au pied de la butte actuelle de Bamboula, avec ses neosoikoi qui permettaient de tirer au sec et d’abriter des trières28.

49À la fin du iv^e s. av. J.‑C., comme les autres royaumes chypriotes, Kition tombe dans l’empire des nouveaux rois d’Égypte, successeurs d’Alexandre, les Ptolémées, mais garde localement une certaine importance. Kition reste, au cours de l’époque impériale, une des principales places de transit pour les marchandises entre l’île et l’Orient. Mais il est probable que le port de Bamboula s’est très vite ensablé, et qu’il est devenu inutilisable. L’accès à la mer s’est progressivement fait plus au sud, dans la zone de la future Scala, près de l’église de Saint‑Lazare.

Les variations de la ligne de rivage sur le littoral méridional de Chypre

50Entre Amathonte et Famagouste, la côte méridionale de Chypre a conservé de nombreux témoins de différentes lignes de rivage : ce sont pour l’essentiel des grèves ou des plages qui montrent un certain emboîtement/étagement des séquences29.

51Le premier haut niveau marin relatif holocène a taillé ici et là, dans le substratum carbonaté comme dans les dépôts marins tyrrhéniens30 à strombes (Strombus bubonius Lmk), des éléments de pieds de falaise vers +2 m, qui se trouvent aujourd’hui souvent en arrière du trait de côte. Les dépôts marins (PH 1 = plage holocène n° 1) de cet âge (entre 3329 av. J.‑C. et 3014 av. J.‑C.31) sont en général constitués de galets baignant dans une matrice argilo‑sableuse très rubéfiée et peu consolidée, présentant un très maigre cortège faunistique, souvent emprunté aux formations du Pléistocène supérieur (fig. 3‑4). C’est la situation qui prévaut sur toute la côte sud de l’île, entre Amathonte et le cap Kiti. Mais, à Dekeleia, au nord de la baie de Larnaca, dans une succession de coupes réunissant l’ensemble des événements marins de l’Holocène récent, ce haut niveau marin est attesté par un replat‑encoche taillé dans le substratum à +2 m et souligné de trous de lithophages. Il semble donc que la cote de +2 m puisse être attribuée sans discussion au plus haut niveau holocène marin local et qu’il n’y ait pas eu de comportement différent, de quelque nature que ce soit, sur l’ensemble du littoral étudié.

Fig. 3 – A : Littoral Mazotos-Kiti, plage holocène et tombes de l’âge du Bronze. B : Perivolia-Mazotos est. C : Littoral Mazotos-Kiti (d’après Dalongeville et al. 2000, fig. 2, 3 et 4, modifiées par S. Colin).

Fig. 4 – Profil de Dekeleia. L’ensemble I correspond au Pléistocene (Tyrrhénien) ; l’ensemble II regroupe les trois épisodes PH 1, PH 2 et PH 3 (d’après Dalongeville et al. 2000, fig. 7, modifiée par S. Colin).

52Le deuxième haut niveau marin relatif holocène local (PH 2) s’établit vers +1 m. Il a été daté de 1169 av. J.‑C. à 235 ap. J.‑C.32. La physionomie générale des coupes observées entre Mazotos et le cap Kiti (fig. 3) est la même que celle offerte par PH 1 : galets liés par une matrice argilo‑sableuse, rubéfiée dans la plupart des cas, nombreuses lentilles de galets, rares coquilles. Mais un élément d’importance est à signaler : à Dekeleia, cette plage a évolué en beachrock (BR 2 de PH 2) de même, d’ailleurs, que la plage de l’épisode ultérieur (PH 3, voir infra). D’une part, la présence de sables alvéolaires et de structures en clé de voûte (keystone vugs33) permet de vérifier la cote de +1 m pour l’étage médiolittoral au sein duquel s’est effectuée l’induration typique du beachrock. D’autre part, la présence d’un beachrock est la traduction d’un enchaînement de faits littoraux d’une durée non négligeable que l’on peut résumer de la manière suivante : plage progradante qui s’élargit grâce à une alimentation abondante en sédiments, cimentation (induration) dans la masse de la plage dans l’espace altitudinal du médiolittoral (gestation du beachrock), retour agressif de la mer qui mange la plage ancienne et met au jour le beachrock.

53Le troisième haut niveau marin relatif holocène est calé à +0,60 m et daté de 1402‑1530 ap. J.‑C.34. C’est le plus discret des trois événements recensés à l’Holocène récent sur le littoral méridional de Chypre, mais il n’en est pas moins riche d’enseignements et de repères : plages et grèves (PH 3) dont les éléments sont liés par une matrice argilo‑sableuse peu abondante et peu rubéfiée, trottoir de corrosion façonné dans le substratum rocheux, beachrock (BR 3) en discordance sur l’épisode précédent (PH 2‑BR 2).

54Parce qu’il précède de peu le passage au 0 actuel, ce dernier haut niveau (relatif) a laissé des témoins plus frais de son passage, fournissant en même temps les moyens de reconstituer les étapes de la chronologie relative des événements morphodynamiques. Ainsi, à Dekeleia, la mer contemporaine de la plage PH 3 (correspondant à BR 3) a démaigri PH 2 et elle a installé ses sédiments en discordance sur BR 2, dont elle a fossilisé les cavités.

55Ces cavités sont parfois naturelles et du type mare‑cuvette (forme ventrue), ce qui implique une évolution antérieure dans l’horizon inférieur de l’étage supralittoral35, à un niveau plus haut, avant d’être envahies par les sédiments d’une mer revenant un peu plus bas et recoupant les formes préexistantes. Ces cavités peuvent aussi être d’origine humaine et correspondre à des extractions de blocs, dont il est certes difficile de fixer la date mais qu’il faut situer après la mise au jour du BR 2 par l’épisode PH 3, donc après le passage plus ou moins rapide du niveau marin relatif PH 2 au niveau marin relatif PH 3. Et peut‑être bien longtemps après car les lèvres des traces d’enlèvement de blocs ont évolué, comme toutes les parois des cavités implantées dans ce type de matériau rocheux : elles présentent des encoches et des encorbellements au‑dessus d’un fond plat, profil en Z qui est fossilisé par les sédiments de PH 3. Tout cela implique une chaîne dynamique d’événements connue et d’une durée non négligeable car les agents qui interviennent, notamment la biocorrosion, n’agissent pas dans l’instant.

56Ailleurs, sur la façade orientale de Chypre36, la mer du dernier haut épisode marin (PH 3) a taillé un trottoir dans le substratum, mais également dans le beachrock (BR 2) de l’épisode précédent (PH 2). Ce fait est assez rare – nous n’en connaissons que trois autres en Méditerranée : en Turquie, en Syrie et au Liban – pour que cela soit signalé. Et cela est d’autant plus pédagogique que le façonnement d’un trottoir (de corrosion) et la mise en place d’une plage ne peuvent être concomitants, au même endroit, le premier nécessitant une eau non turbide et la deuxième étant nécessairement turbide. Il s’inscrit donc dans l’analyse des éléments une notion de durée, de stabilité des niveaux marins, afin que, pour chaque étape, la chaîne dynamique dépôt-cimentation-démaigrissement-mise au jour du beachrock-évolution par corrosion puisse s’effectuer avant qu’une nouvelle série morpho‑sédimentaire (en fait, une nouvelle ligne de rivage avec un nouveau niveau) vienne s’appuyer sur celle qui l’avait précédée.

57Dans un contexte d’instabilité tectonique, les niveaux marins que nous prenons en compte sont à considérer comme des surrections successives telles que PH 3 + PH 2 + PH 1 = 2 m, PH 3 + PH 2 = 1 m et PH 3 = 0,60 m.

L’évolution des paysages littoraux dans le secteur de Kition‑Bamboula

58Dans le cadre des fouilles du port de Kition‑Bamboula, dirigées par M. Yon, plusieurs sondages ont été réalisés dans la zone portuaire afin de comprendre l’évolution paléoenvironnementale du site. Cependant, malgré l’utilisation de pompes, la nappe phréatique limitait la lecture des couches stratigraphiques les plus basses37.

59Afin d’obtenir une séquence chronologique complète, nous avons eu recours à des carottages. Ils ont été réalisés avec le soutien technique du Cyprus Geological Survey. Au total, on en a implanté 17, 11 sur le site de Kition‑Bamboula et 6 à une échelle plus régionale (fig. 5). Tous ont été calés altimétriquement par rapport au 0 marin biologique obtenu par la limite supérieure des biocénoses de l’étage infralittoral38.

Fig. 5 – Localisation des carottages, Kition‑Bamboula (source carte de l’Amirauté, Larnaca, Hydrographic office, n° 848, 1992, DAO P. Pentsch).

Analyse des carottages réalisés dans le port de Kition‑Bamboula

60Tous les carottages réalisés dans le port intérieur montrent la même stratigraphie, composée de 5 unités sédimentaires distinctes. Nous présentons brièvement les résultats obtenus sur la carotte C VI (fig. 6)39.

Fig. 6 – Carotte VI, bassin portuaire de Kition-Bamboula (DAO P. Pentsch).

Unité sédimentaire A

61Cette unité basale se compose d’une alternance de passées de posidonies et de vases. Les macrorestes végétaux associent des fibres et des rhizomes issus des herbiers de Posidonia oceanica qui se développent dans l’infralittoral de Méditerranée. Ces passées se mettent en place en hiver lors de la défloraison des herbiers40. Les datations au radiocarbone réalisées sur ces phanérogames indiquent pour le niveau inférieur 3015 ± 50 BP soit 960 à 754 av. J.‑C. (Ly‑7986) et pour le niveau supérieur 2135 ± 60 BP soit 85 à 387 ap. J.‑C. (Ly‑7987). La fraction sédimentaire grossière regroupe ces macrorestes végétaux et quelques tessons de céramique non roulés qui attestent une occupation humaine. La fraction sableuse présente des courbes granulométriques concaves qui indiquent une zone de décantation. L’indice de Skewness (‑0,4) montre un enrichissement en sables fins41. La fraction limono‑argileuse représente plus de 75 % du poids total à sec du sédiment.

62La macrofaune se compose de trois assemblages principaux42. L’assemblage le plus représenté se développe sur des fonds marins vaso‑sableux (Abra tenuis, Venerupis aureus). Le deuxième correspond à l’herbier de posidonies (Bittium reticulatum). Le dernier rassemble des espèces euryhalines et eurythermes proches des environnements lagunaires (Cerastoderma glaucum, C. lamarkii). Ces associations traduisent un milieu marin ouvert évoluant progressivement vers un milieu plus protégé, voire confiné.

Unité sédimentaire B

63Le changement de faciès est brutal. Aux vases organiques noires à passées de posidonies succèdent des sables coquilliers riches en microfaune. La fraction limono‑argileuse, toujours abondante, indique un mode de sédimentation calme. Les tessons de céramique sont toujours présents mais de taille trop réduite pour être déterminés. Cette unité sédimentaire se positionne stratigraphiquement entre la période des i^er‑iv^e s. ap. J.‑C. et la fin du vii^e s.

64L’assemblage macrofaunistique en place caractérise un milieu lagunaire (Cyclope sp., Diplodonta rotundata). Le second assemblage regroupe des coquillages juvéniles issus du domaine marin (B. reticulatum). Ces espèces marines n’ont pas pu se développer dans un milieu strictement lagunaire. Leur présence signale que les communications avec la mer sont toujours possibles. L’ostracofaune se compose à 98 % de Cyprideis torosa, ce qui traduit le confinement du milieu.

Unité sédimentaire C

65L’unité C montre une concentration importante de cristaux de gypse. À la base, on obtient une date de 1620 ± 40 BP soit 680 à 874 ap. J.‑C. (Ly‑745 OxA). L’excellent état de conservation des rosettes de gypse suggère une cristallisation in situ sous une faible tranche d’eau. Le stock macrofaunistique est absent, en revanche l’ostracofaune offre le même monospécifisme, observé dans l’unité inférieure, avec 94 % de Cyprideis torosa. Il s’agit d’une espèce euryhaline et eurytherme, tolérante aux changements écologiques du milieu.

Unité sédimentaire D

66Il s’agit d’un faciès sablo‑vaseux riche en tessons de céramique (non déterminables). La granulométrie de la fraction sableuse montre des courbes cumulatives linéaires, typiques des dépôts peu triés. L’indice de Skewness (‑0,4) indique un enrichissement en sables fins.

67La macrofaune regroupe deux espèces : l’une est caractéristique des eaux saumâtres (Hydrobia ventrosa), l’autre, remaniée, provient des herbiers de posidonies (B. reticulatum). L’ostracofaune est représentée principalement par C. torosa (70 %) et A. woodwardii (11 %). Ces derniers indiquent une communication épisodique avec la mer. La présence de charophytes signale des apports d’eau douce. Le milieu lagunaire semble soumis à deux types d’influences, l’une marine et l’autre continentale.

Unité sédimentaire E

68L’unité se compose de vases sableuses dont l’analyse granulométrique donne un tri médiocre (1,5), des courbes cumulatives linéaires ou concaves et des enrichissements en sables fins typiques des processus de décantation.

69La macrofaune marine est absente. Des gastéropodes pulmonés font leur apparition. Cette macrofaune continentale se compose de Helicellinae, Theba pisana, Cochlicella acuta, caractéristique de la strate herbacée littorale de la mer Méditerranée. Les ostracodes d’eau douce représentent 40 % des assemblages (4 % pour C. torosa et 9 % pour A. woodwardii et Urocythereis sp.). Les charophytes sont très abondants.

70La partie supérieure de la carotte correspond à des remblais issus des opérations de bonification des marécages côtiers par l’administration britannique à la fin du xix^e s.

Principaux résultats obtenus à partir des carottages réalisés en dehors de la zone portuaire de Bamboula

71Les carottages réalisés en dehors de la zone portuaire de Bamboula ont permis de restituer la configuration et l’évolution des formes du paysage à une échelle plus régionale43, en incluant les lacs salés de Larnaca (carottage LS 2)44.

72Concernant le nord de la ville (secteurs de Bamboula et de Kathari), deux éléments principaux du paléopaysage ont été révélés. Tout d’abord, un cordon de galets large et épais se situe immédiatement à l’est du site de Kition‑Bamboula (fig. 7). Il repose sur des niveaux de posidonies datés de 2655 ± 60 BP soit 601 à 202 av. J.‑C. (Ly‑8607). Par ailleurs, au nord de Kition‑Bamboula et à proximité de Kathari, une vaste baie marine s’ouvre vers le nord‑est. La présence d’un domaine marin dans cette zone est antérieure ou contemporaine à 4320 ± 50 BP soit 2652 à 2343 av. J.‑C. (Ly‑8608). Ce milieu se transforme progressivement en un milieu lagunaire à mesure que le cordon de galets poursuit sa progression vers le nord. Ce dernier protège, de fait, la zone de Kathari des influences marines du large. Le terme ultime du comblement sédimentaire correspond à des marécages côtiers d’eau douce. L’environnement dulcicole s’explique par la déconnexion qui s’est opérée avec le domaine marin. L’éloignement de la ligne de rivage est provoqué par l’apport de matériel sédimentaire, mais aussi par les soulèvements tectoniques successifs affectant la côte sud‑est de Chypre. Cela diminue les possibilités de mélanges entre le biseau salé (c’est‑à‑dire la nappe marine souterraine) et la nappe phréatique. Il peut alors se développer un marécage alimenté principalement par l’eau phréatique continentale.

Fig. 7 – Transect chronostratigraphique parallèle à la ligne de rivage (d’après Bony et al. 2016, fig. 5, modifiée par S. Colin).

73Au sud de la ville, taillée dans un sillon pliocène, la dépression qui abrite aujourd’hui les lacs salés de Larnaca est, depuis au moins la fin du VII^e millénaire av. J.‑C. (T1 7882A), un domaine ouvert sur la mer oscillant entre baie marine et lagune ouverte. La communication avec le domaine marin connaît une obturation progressive, notamment en raison d’apports sédimentaires d’origine alluviale (sans omettre de très probables soulèvements tectoniques). Ce processus de fermeture commence au II^e millénaire av. J.‑C., après 3569 ± 153 BP (T1 7884A), c’est‑à‑dire après 1611 ± 163 av. J.‑C. C’est à peu près pendant cette période, entre environ 1600 et 1175 av. J.‑C. que se développe, autour de ce qui est alors une lagune ouverte, la ville de Hala Sultan Tekke. Cette occupation, dont les relations commerciales tant avec le monde égéen qu’avec le Proche‑Orient sont bien documentées par l’archéologie, est intimement liée aux possibilités de débarquement, depuis la mer, en rive ouest de la baie lagunaire45. Le colmatage de la lagune d’une part, et d’autre part le développement d’une baie marine protégée plus au nord, à Bamboula et à Kathari, sont des éléments qui peuvent permettre de mieux appréhender le déclin de la ville au début du xii^e s. av. J.‑C. et son abandon progressif au profit du secteur de Kition.

74L’envasement par dépôts fluviaux successifs a donc dessiné le paysage actuel de lac salé ou sebkha littorale, et il a également suscité de nouvelles stratégies d’interactions homme‑milieu‑climat. En effet ce bassin, une fois isolé de la mer, a pu être exploité sous la forme de salines au cours des périodes suivantes (fig. 8). Attestée depuis l’Antiquité, l’exploitation a perduré jusqu’à la fin du xx^e s. et elle a constitué une ressource commerciale majeure de Kition/Larnaca46.

Fig. 8 – « Sallina » : l’exploitation des salines (lacs salés de Larnaca) et l’église Saint-Lazare, miniature de K. Grünemberg, 1486 (d’après Yon 2011, p. 25, fig. 2).

Essai de reconstitution des paléopaysages

75Nous nous intéresserons ici en détail au secteur de Kition, au nord des lacs salés de Larnaca, car c’est sur ce dernier que nous possédons le plus de données (fig. 9). L’évolution comparée des deux secteurs est présentée fig. 10.1‑9.

76Les résultats permettent de distinguer trois étapes principales dans l’évolution des paléoenvironnements côtiers.

Fig. 9 – En pointillés orange, les secteurs, dans leur environnement actuel et à leur échelle respective, représentés sur la fig. 10. Au nord, les secteurs de Kition-Kathari et Kition-Bamboula sont densément urbanisés ; au sud, les lacs salés de Larnaca sont entourés de cultures et d’un tissu urbain plus lâche au sein duquel l’aéroport de Larnaca est implanté (DAO J.‑Ph. Goiran, S. Colin).

Fig. 10a – Évolution des paysages côtiers à Kition-Bamboula du II^e millénaire av. J.‑C. à la fin de l’époque hellénistique (DAO J.‑Ph. Goiran, S. Colin).

Fig. 10b – Évolution des paysages côtiers à Kition-Bamboula de l’époque romaine à aujourd’hui (DAO J.‑Ph. Goiran, S. Colin).

Première étape : du III^e millénaire à la fin du II^e millénaire av. J.‑C.

77Au cours de cette période, des sédiments fins, riches en passées de posidonies, se déposent le long du littoral et dans un fond de baie orienté nord, nord‑ouest (futur secteur de Kathari). La présence d’un vaste herbier de posidonies limite l’influence des houles et des courants (fig. 10.1). Au II^e millénaire, un cordon de galets progresse en direction du nord grâce au jeu des courants marins et de la dérive littorale (fig. 10.2). L’origine de ces galets est encore discutée. Il reste difficile de savoir s’il s’agit d’un stock pléistocène fossile en cours de remaniement ou d’un stock plus récemment apporté sur la côte. Il pourrait s’agir d’un volume sédimentaire apporté par le fleuve Trémithos situé plus au sud.

78L’étude géoarchéologique de la basse vallée du Trémithos47 révèle une aridification du climat au cours du IV^e millénaire atteignant son paroxysme entre 3300 et 3100 av. J.‑C. (observation également valable à l’échelle de la Méditerranée orientale48). Ces conditions climatiques plus arides ont eu trois effets sur la morphodynamique du Trémithos. Tout d’abord, il y a eu le passage d’un système méandriforme (qui se développe sous climat plus humide) à un système en tresse. Puis on constate une augmentation de la capacité de transport de la charge solide et, enfin, une augmentation du taux d’accrétion sédimentaire. Ainsi, le stock sédimentaire accumulé au cours de cette période plus aride a pu être évacué par la suite et notamment lors d’épisodes d’inondations pendant le III^e millénaire à la faveur d’un retour à des conditions climatiques plus humides. Cependant, les auteurs soulignent le manque de matériel datant pour la seconde moitié de l’Holocène dans les profils stratigraphiques observés49. Nous manquons donc, à ce jour, de données permettant de relier l’histoire fluviale du Trémithos et l’évolution du paléo‑trait de côte à Kition.

79À la fin du II^e millénaire, le cordon arrive au large à la hauteur du site de Bamboula (fig. 10.3). Le site est désormais mieux abrité. Les premiers niveaux d’occupation du site datent de cette époque, ils signalent peut‑être un début d’utilisation portuaire50.

Deuxième étape : du début du I^er millénaire av. J.‑C. aux ii^e‑iv^e s. ap. J.‑C.

80Le cordon de galets continue sa progression vers le nord. Le secteur littoral de Bamboula correspond à un abri côtier naturel, bien protégé, où on peut établir un port (fig. 10.4). La communication avec la mer se fait au nord par un passage. À l’époque classique, des rampes de halage sont construites et le site se transforme en port de guerre.

81Pendant l’époque romaine, du i^er au iv^e s. ap. J.‑C., le cordon de galet continue sa migration vers le nord et comble progressivement le chenal d’accès. L’environnement devient lagunaire. Les faunes indiquent le début d’un confinement progressif du milieu51. La connexion avec le domaine marin subsiste mais l’influence marine est beaucoup moins forte (fig. 10.5).

Troisième étape : fin du I^er millénaire ap. J.‑C.

82À partir des vii^e‑ix^e s. ap. J.‑C. (période byzantine), le paysage change radicalement. La lagune s’est transformée en sebkha littorale où prédominent les précipitations de gypse (fig. 10.6). Ce milieu est déconnecté du domaine marin. Les apports d’eau occasionnels sont causés par les pluies, les oueds ou la mer lors d’épisodes de tempête. Le paysage de cette époque devait être semblable à celui du lac salé à Hala Sultan Tekke aujourd’hui, ou de certaines lagunes sursalées du sud de la Sicile52.

83Deux hypothèses explicatives peuvent être envisagées. Selon l’hypothèse sédimentaire, le chenal d’accès a été comblé par migration ou engraissement du cordon de galets. L’hypothèse tectonique suggère une surrection du secteur et un assèchement de la lagune. De fait, de nombreux travaux indiquent une série de soulèvements de l’ensemble de cette région53.

Quatrième étape : de l’époque médiévale au paysage actuel

84L’époque médiévale se caractérise par une inversion de la tendance évolutive précédente. Le secteur est de nouveau en connexion avec la mer, mais de façon plus épisodique (fig. 10.7). Cette lagune reçoit à la fois des apports d’eau marine et d’eau douce continentale. La remise en eau du système reste difficile à expliquer. La recrudescence de tempêtes peut apporter d’importants volumes d’eau ou même provoquer une brèche dans le cordon littoral. Mais l’influence continentale s’amplifie et les faunes sont d’eau douce (fig. 10.8). Progressivement, la lagune se colmate et se transforme en marécage côtier jusqu’à la bonification récente (fig. 10.9).

Commentaire

85Les différentes étapes de l’évolution du milieu ont pu être reconstituées grâce aux chronologies relatives et absolues de la stratigraphie, au‑dessus et au‑dessous du niveau marin actuel, et également grâce aux analyses des carottes (bioéléments).

86Il se dégage un certain nombre d’indices permettant de déterminer la durée des épisodes. Mais le problème essentiel est celui du moteur de ces modifications : mouvements tectoniques, eustatisme, intervention humaine, modification climatique, etc. On peut aussi envisager la combinaison de plusieurs facteurs. Les données locales sont insuffisantes pour qu’une réponse claire et sûre soit apportée ; aussi, des comparaisons avec ce que l’on sait des comportements de littoraux proches (Cyclades, Turquie, Syrie, Liban, par exemple), durant la même fourchette chronologique, sont‑elles précieuses.

87Les Cyclades centrales (Délos, Rhénée, Mykonos, entre autres îles), où le Tyrrhénien marin est très bas au‑dessus du niveau actuel54, portent les témoins immergés de lignes de rivage récentes puisque des beachrocks ont été repérés à ‑3,80 m, ‑2,50 m et ‑0,60 m, et datés respectivement (et schématiquement) de 1800 av. J.‑C., 100 av. à 100 ap. J.‑C., et 1000 ap. J.‑C.55. Ce secteur étant réputé tectoniquement neutre, ces témoins de lignes de rivage traduiraient donc une remontée eustatique, réelle, de 3,80 m en 3 800 ans. Mais les dernières interprétations concluent plutôt à une association de mouvements tectoniques rapides au sein d’une remontée eustatique56.

88La Turquie méridionale, où le Tyrrhénien marin est également à peine visible, présente, elle aussi, un grand nombre de beachrocks immergés à des profondeurs à peu près semblables, notamment dans le secteur de Sidé. Les premières datations ont été effectuées, mais nous rencontrons de grandes difficultés dues en grande partie à une pollution de l’âge mémoire de l’eau de mer par la dissolution des carbonates des travertins locaux (voir supra). Cependant, la similitude des cotes bathymétriques des beachrocks immergés des Cyclades et de la Turquie pourrait indiquer une concomitance des événements, ce qui va de soi s’il s’agit bien d’eustatisme. À l’est de Gazipaşa (province d’Antalya), et surtout dans le Hatay (région d’Antakya), les beachrocks sont, en revanche, en position émergée « normale », c’est‑à‑dire en équilibre avec l’hydrodynamisme de l’étage médiolittoral, comme un peu partout en mer Méditerranée, y compris dans les Cyclades. La région d’Incekum, entre Antalya et Alanya, montre même un trottoir de corrosion « soulevé » (+0,60 m) accompagné de vermets et daté de 19 av. J.‑C. à 200 ap. J.‑C. Ce sont là d’autres raisons de penser que la néotectonique est pour beaucoup dans la compréhension des mouvements de la ligne de rivage.

89Les côtes du Liban et de Syrie offrent des témoins repères différents car la plupart d’entre eux sont des formes de biocorrosion (trottoirs) et de construction organogène (bourrelets, consoles) qui ont le mérite de fixer de manière plus précise que le beachrock les cotes des niveaux marins (relatifs) les ayant façonnés57. Le plus ancien est un niveau repéré au Liban à +1,30 m, le Zennadien58. Les vermets qui l’accompagnent ont fourni l’âge de 3090 ± 80 BP (1220 à 1060 av. J.‑C.), mais d’autres repères chronologiques font entrer le façonnement de ce trottoir dans une fourchette plus large (1500 à 1000 av. J.‑C.). Des placages de vermets ont aussi été repérés à la cote de +2,20 m et ont fourni un âge identique. P. Sanlaville croit à un stationnement très bref à +2,20 m et il se peut que l’âge des vermets soit rajeuni par la diagenèse qui s’opère au sein des tubes des vermets et des sédiments d’obturation, parfois très longtemps après la mort du gastéropode. On retrouve le trottoir de corrosion à +1,20 m sur la côte de Syrie, à Jablé et à Guverdjine Kaya, où il a été daté de 4232 à 3812 av. J.‑C.

90Le niveau le plus récent, qui est aussi le mieux attesté sur la côte levantine, a été appelé Tabarjien au Liban59, où il est quasiment omniprésent. Il est bien marqué entre +0,60 m et +0,80 m et daté (dans une fourchette large) de 185 à 530 ap. J.‑C. En Syrie, ce niveau est tantôt représenté par un trottoir de corrosion, tantôt par des bourrelets de vermets installés sur des beachrocks, à des cotes moyennes et pour des âges moyens proches de ceux mesurés plus au sud, au Liban : 442 à 644 ap. J.‑C. pour des vermets soulignant un trottoir de corrosion à Guverdjine Kaya, à +0,60 m.

91Ces exemples, qui reposent sur l’analyse des beachrocks, peuvent être rapprochés de celui de Chypre. Comme le stipule la définition du beachrock, établie de manière collégiale au cours d’un colloque, la « marque de fabrique » de ce dernier est une organisation en dalles avec un recouvrement partiel vers la mer, la plus ancienne dalle étant la plus interne et la plus récente la dalle la plus externe60. La présence de lignes de beachrock à certaines cotes est donc l’illustration de phases de stabilité altitudinale de la ligne de rivage qui s’accompagnent d’une progradation des plages au sein desquelles va s’effectuer la gestation‑cimentation (induration) des sédiments, à l’étage médiolittoral. Dans une fourchette de temps donnée, les intervalles (de temps) entre les phases de stabilité sont d’autant plus courts que ces dernières sont marquées. Cela ne milite pas en faveur d’une interprétation eustatique, mais plutôt tectonique. C’est ce qui nous semble être le cas à Chypre, notamment pour le deuxième haut niveau (relatif), illustré par un beachrock large d’une dizaine de dalles, positionnées les unes par rapport aux autres de la manière la plus commune qui soit, c’est‑à‑dire dans un même plan horizontal recoupant leur point d’équilibre ; il n’y a pas d’organisation suivant une pente concave entre la dalle située le plus en arrière et celle située le plus en avant, ce qui pourrait être le cas si la mise en place s’était effectuée ou cours d’une légère surrection (ou d’une légère régression), encore moins une organisation en sens inverse qui, cette fois, suggérerait une mise en place au cours d’une légère subsidence (ou d’une légère transgression)61. La ligne de rivage de ce deuxième épisode, le plus long semble‑t‑il, n’a pas subi de modifications altitudinales durant la période de progradation.

92Le premier épisode à signaler dans la fourchette chronologique prise en considération est un mouvement tectonique positif d’une amplitude de 1 m. Il est difficile de le dater précisément, mais on sait que c’est au cours du IV^e millénaire, au plus tard. Le niveau marin correspondant, qui se trouve aujourd’hui à +2 m et dont les sédiments sont identifiés par PH 1, est parfaitement visible dans les secteurs de Mazotos‑Kiti, de Perivolia et de Dekeleia où un pied de falaise a été repéré, parfois taillé dans les dépôts pléistocènes, parfois dans le substratum carbonaté62. Les beachrocks y sont rares, probablement parce que la matrice des dépôts est trop argileuse et emballe surtout des galets, mais les exemples d’une bonne cohésion de la plage et même d’une induration non négligeable sont nombreux.

93Le deuxième mouvement tectonique positif enregistré est bien moins important (0,40 m). Il a dû se produire à la fin du III^e millénaire. La mer taille dans la formation précédente consolidée (PH 1) une microfalaise, contre laquelle viennent s’appuyer ses dépôts (PH 2). Ces derniers passent même parfois par‑dessus PH 1, là où la microfalaise est moins haute, dans les avancées des caps bas par exemple. C’est dans le secteur de Dekeleia que la présence de trous de lithophages et de beachrocks à sables alvéolaires permet d’identifier sûrement ce niveau (aujourd’hui porté à +1 m), mais on en trouve également des témoins vers Mazotos‑Kiti (PH 2).

94Le troisième et dernier mouvement tectonique positif a une amplitude de 0,60 m, ce qui porte le niveau du précédent (PH 2) à +1 m et le niveau du premier (PH 1) à +2 m. Il peut être placé au cours de la première moitié du I^er millénaire ap. J.‑C., car c’est lui que l’on peut suspecter d’avoir entraîné la fermeture complète de la lagune d’Hala Sultan Tekke et son évolution en sebkha. Les témoins en sont de petits replats (trottoirs de corrosion), à Paralimni et au cap Greco, des éléments de plage près de Mazotos‑Kiti et des dalles d’une nouvelle génération de beachrock en discordance sur la précédente à Dekeleia.

95Chaque pulsation de surrection est d’ampleur peu importante et probablement non susceptible de réveiller une érosion linéaire fluviatile. Ce n’est toutefois pas certain car les alluvions deltaïques de ce secteur sont très instables. La matière argileuse, abondante, flue facilement et libère les éléments plus grossiers (sables et galets), mais leur succession et leur addition au cours des six derniers millénaires, en fait depuis que le niveau marin mondial est parvenu, à peu de chose près, au 0 actuel, a entraîné des modifications non négligeables le long du trait de côte. C’est surtout vrai dans un secteur, la baie de Larnaca, où la pente bathymétrique et donc les profondeurs sont très faibles, à proximité du rivage. C’est la partie sud de la ville de Larnaca et plus particulièrement les environs d’Hala Sultan Tekke et de la Kition antique qui illustrent le mieux cette évolution morphodynamique, dans un transect ouest‑est.

96Une première manifestation est la constitution d’une flèche à pointe libre migrant vers le nord, dont la racine doit se trouver au droit du débouché du Trémithos et qui doit, dans un premier temps, avant le premier mouvement tectonique positif s’entend, se trouver collée au trait de côte ancien, matérialisé par la falaise morte taillée dans les formations pléistocènes au pied de la colline de Kition‑Bamboula (voir supra). Le milieu marin du secteur est alors ouvert.

97Le premier mouvement tectonique éloigne ce cordon vers l’est puisque le niveau marin relatif s’abaisse et que l’extrémité du delta du Trémithos se positionne, elle aussi, plus à l’est. C’est à ce moment‑là que, sur le transect ouest‑est tracé à la latitude de Kition, on voit apparaître un cordon de galets (cela doit être la base grossière d’un édifice côtier plus hétérométrique) qui commence à isoler une baie, de manière nette dans la partie méridionale, de manière beaucoup plus incomplète au nord, là où la pointe de ce cordon d’avant‑côte est libre.