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Changements environnementaux du Tardiglaciaire à l’Holocène moyen dans le Velay oriental : la séquence sédimentaire de la Narce du Béage en Ardèche (Massif Central, France)

Environmental changes from the Late Glacial to the Mid-Holocene in the Eastern Velay: the sedimentary sequence of La Narce du Béage in Ardèche (Massif Central, France)
André-Marie Dendievel, Hervé Cubizolle, Benjamin Dietre, Vincent Gaertner, Frédéric Gallice, Gwénolé Jouannic et Jean Nicolas Haas
p. 263-275

Résumés

L’intérêt renouvelé porté aux hauts plateaux volcaniques du Velay oriental (Massif Central, France) a permis de mettre en évidence une nouvelle séquence sédimentaire issue de la tourbière de La Narce du Béage, en Ardèche. Plusieurs carottages ont été menés afin de réaliser une étude pluridisciplinaire à haute résolution. Cet article présente les données sédimentologiques (lithologie, estimation du taux de matière organique, granulométrie, susceptibilité magnétique) obtenues sur la séquence D (357 cm de profondeur), extraite près de l’exutoire de la zone humide. Ces résultats s’appuient sur une série de dix datations radiocarbone AMS. Cette étude constitue une première étape du travail de reconstitution de l’évolution de l’environnement local depuis la charnière Pléniglaciaire supérieur / Tardiglaciaire.
L’enregistrement sédimentaire montre un atterrissement progressif de l’étendue lacustre datant du Tardiglaciaire (après 18 000 ans cal. BP) et l’augmentation graduelle de la teneur en matière organique dès 14 700 ans cal. BP. Le développement d’une tourbière a lieu au cours de l’Holocène ancien, à partir de 10 800 ans cal. BP. Les analyses permettent de mettre en évidence les changements bioclimatiques majeurs du Tardiglaciaire et de l’Holocène ancien aux échelles locale et régionale. Ces évènements sont marqués par un rythme élevé du taux d’accumulation des sédiments non-organiques (TANO) : au cours du Dryas ancien, à partir de la transition Bølling/Allerød et du Dryas récent. Au cours du Préboréal et du Boréal, quatre principaux épisodes d’accumulation minérale sont situés entre (1) 11 200 - 10 800 ans cal. BP, (2) 10 400 - 10 300 ans cal. BP, (3) 9 900 - 9 150 ans cal. BP et (4) 9 000 - 8 200 ans cal. BP. Le pic majeur de TANO du dernier épisode (4), daté postérieurement à 8 650 - 8 400 ans cal. BP, pourrait correspondre à l’évènement climatique de 8 200 ans cal. BP. A partir de l’Holocène moyen, à la fin de l’Atlantique ancien (au cours du Néolithique), se produit un ralentissement de la turfigenèse et de l’accumulation des sédiments. Dès lors, seules des évolutions locales de l’environnement, en relation avec l’évolution du couvert végétal d’origine climatique et/ou anthropique, sont retranscrites. Enfin, les perturbations liées à l’accroissement récent de la pression anthropique sur la zone humide (XIXe et XXe siècles) ne permettent plus de saisir distinctement les changements paléoenvironnementaux au cours de l’Holocène récent.

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Texte intégral

Les recherches menées dans le Massif du Mézenc sont financées par l’Etablissement Public Loire et la Zone Atelier Loire par le biais du programme AGES (Ancient Geomorphological EvolutionS), co-financé par l’Union Européenne et dirigé par C. Castanet & H. Cubizolle. Nous tenons à remercier spécialement A. Tourman et l’ensemble de nos collègues travaillant sur le massif du Mézenc pour la qualité des échanges et leurs remarques pertinentes (programme WRACC : E. Defive ; J.-F. Berger ; PCR en archéologie : F. Delrieu ; J.-P. Raynal). Merci également aux équipes du laboratoire Chrono-Environnement de l’Université de Franche-Comté pour leur appui, notamment à M. Magny pour son aide dans notre réflexion sur le choix des indicateurs paléoclimatiques utilisés. Enfin, nous remercions les relecteurs de cet article, J.-P. Degeai et L. Lespez, pour leurs commentaires et leurs remarques attentives.

1 - Introduction

1Depuis les premières recherches conduites dans les années 1970 et 1980 sur les grandes phases de changement climatique et l’alternance des cycles glaciaires/interglaciaires (par exemple : Martinson et al., 1987), notre connaissance de l’évolution des paléoenvironnements tardiglaciaires et postglaciaires de l’Europe occidentale a fortement progressé (de Beaulieu et al., 2006 ; Magny et al., 2006 ; Ammann et al., 2007 ; Millet et al., 2012 ; van Raden et al., 2013). Mais dans certaines régions, comme le Massif Central français, les données sont encore limitées. Au cours des dix dernières années, l’émergence d’études interdisciplinaires basées sur les archives sédimentaires stockées dans les tourbières de moyenne montagne a permis le renouvellement des connaissances dans cette région (Miras, 2004 ; Argant & Cubizolle, 2005 ; Miras & Surmely, 2006 ; Surmely et al., 2009 ; Faure, 2012 ; Cubizolle et al., 2013 ; Jouffroy-Bapicot et al., 2013 ; Cubizolle et al., 2014). Niché au cœur du Massif Central, le massif du Mézenc et ses abords (fig. 1) ont la particularité d’avoir fait l’objet de plusieurs études paléoenvironnementales pour l’intervalle de temps situé entre la fin de la dernière période glaciaire et l’Holocène moyen (Lémée, 1953 ; de Beaulieu et al., 1984 ; Coûteaux, 1984 ; Bonifay, 1987 ; Reille & de Beaulieu, 1988 ; Bonifay, 1991 ; Thouveny et al., 1994 ; Sifeddine et al., 1996). Depuis ces travaux, le recours systématique à la datation par le radiocarbone, l’amélioration des courbes de calibration ainsi que l’utilisation fréquente de la spectrométrie de masse par accélérateur (AMS) ont permis d’améliorer la précision des calages chronologiques.

Fig. 1 : Localisation de la tourbière de La Narce du Béage dans le massif du Mézenc (Massif central, France).

Fig. 1 : Localisation de la tourbière de La Narce du Béage dans le massif du Mézenc (Massif central, France).

2Cet article présente les résultats de l’étude menée à haute résolution sur la séquence D de la tourbière de La Narce du Béage, située dans le Velay oriental, en haute Ardèche. Les analyses combinent à la fois l’étude de la susceptibilité magnétique et l’estimation de la teneur en matière organique de cette séquence (357 cm de profondeur) ainsi que la granulométrie des faciès les plus profonds (entre 200 et 357 cm de profondeur). A l’aide d’une chronologie s’appuyant sur dix datations par le radiocarbone (AMS), ces analyses apportent de nouveaux éléments de discussion sur les évolutions climatiques et paléoenvironnementales locales et régionales depuis le début du Tardiglaciaire jusqu’à l’Holocène moyen.

2 - La tourbière de La Narce du Béage et son environnement

2.1 - Cadre géographique et géologique

3La tourbière de La Narce du Béage est située en haute Ardèche, au cœur du massif du Mézenc, sur la bordure sud-est du Massif Central (fig. 1). Ce massif volcanique se présente sous la forme d’un ensemble de plateaux compris entre 800 et 1 400 m d’altitude et est issu des épanchements basaltiques du Velay oriental au cours du Miocène supérieur, entre 11 et 7,5 Ma (Mergoil & Boivin, 1993). Les hautes terres du massif du Mézenc sont dominées par une série de sucs et de dômes, correspondant à des protrusions de phonolite plus récentes (datées entre 7 et 5,7 Ma). Enfin, d’autres structures liées au volcanisme récent ardéchois se sont développées au cours du Pléistocène supérieur, tels le maar du Lac d’Issarlès et le Suc de Cherchemus (Bambier et al., 1985 ; Bonifay & Truze, 1987 ; Defive et al., 2013). La zone d’étude est drainée par des cours d’eau généralement fortement encaissés, comme la Loire qui prend sa source au pied du Mont Gerbier de Jonc (fig. 1). Le socle granitique du Velay est sous-jacent et apparaît principalement dans les thalwegs. Enfin, la morphogenèse périglaciaire durant les périodes froides du Pléistocène a conduit au démantèlement des formations volcaniques sous la forme de chaos de blocs, de « rivières de pierres » ou encore de formations gélifluées à blocs (Valadas, 1984 ; Defive et al., 2013).

4La tourbière de La Narce se trouve à l’interface entre ces différents modelés, à une altitude moyenne de 1 220 m (fig. 2). La zone humide se situe dans une dépression limitée au sud par le Suc de Cherchemus, dont la genèse remonte à environ 80 000 ans (Guérin & Gillot, 2007), et au nord et à l’est par une coulée basaltique datée vers 8,2 ±1,2 Ma (datation K/Ar : Defive et al., 2013). Deux formations à blocs de type tablier d’éboulis encadrent la zone humide au nord et au sud, formant probablement aussi une partie du fond de la dépression accueillant la tourbière (fig. 3 & 4). Les données géologiques locales (Defive et al., 2013) signalent que le socle de granite à cordiérite est présent au nord-est ainsi que plus à l’ouest, dans la vallée de la rivière Veyradeyre (fig. 1). Enfin des banquettes d’érosion agricole ainsi que des structures empierrées sont présentes au bord de la zone humide et près de l’exutoire. Elles témoignent de la forte pression anthropique exercée au moins depuis le Moyen Age et au cours du XIXe siècle (Léogier, 1995 ; Dendievel, 2013).

2.2 - Climat et végétation

5Globalement sous l’influence d’un climat océanique à dégradation montagnarde, la région affiche une température annuelle moyenne comprise entre 4 et 7°C. Les précipitations sont, quant à elles, relativement constantes avec environ 1 200 mm/an (Defive & Vidal, 1997). Le début de l’automne correspond à la période la plus humide, les précipitations se concentrant alors en épisodes pluvieux de type méditerranéen ou cévenol (Moulin, 2007). Entre le mois d’octobre et le mois d’avril, ces apports hydriques se présentent régulièrement sous forme solide : l’enneigement peut atteindre 5 m par an en valeurs cumulées (Defive & Vidal, 1997). Le vent est également l’une des constantes de ces hauts plateaux où l’on comptabilise seulement 3 % de jours sans vent. Enfin, le massif bénéficie d’un ensoleillement important avec environ 2 200 h/an (Defive & Vidal, 1997). Il s’agit donc d’une région présentant de forts contrastes saisonniers.

6La zone humide de La Narce est alimentée en eau par un bassin versant de 13 ha. Il recueille les eaux de pluie et de fonte des neiges puis les dirige vers l’exutoire de la zone humide, situé à l’ouest. Une petite source est présente à l’est. Les versants sont couverts à 54 % de terrains pâturés et ponctués d’anciennes banquettes d’érosion agricole (fig. 3). Des bois de feuillus se trouvent près de la zone humide (une hêtraie – Fagus sylvatica – au sud et à l’est ainsi qu’un bosquet de noisetiers – Corylus avellana – au nord). Ils sont implantés sur des vestiges de parcellaire du XIXe siècle (Dendievel, 2013). La zone humide proprement dite ne représente que 0,9 ha. Sa végétation se répartit en trois secteurs (fig. 3 & 4) :

7- en périphérie se trouve une mégaphorbiaie composée entre autres de Populage des marais (Caltha palustris), de Jonc à fleurs aiguës (Juncus acutiflorus), de Cirse des marais (Cirsium palustre), de Pin à crochets (Pinus uncinata) et de Molinie bleue (Molinia caerulea). Sa limite externe est matérialisée par la présence de Gentiane jaune (Gentiana lutea) et de jonquilles (Narcissus pseudonarcissus) ;

8- le centre de la tourbière minérotrophe est occupé exclusivement par la Molinie bleue ;

9- l’exutoire offre une végétation diversifiée de Laiche à utricules renflés (Carex vesicaria), de Prêle des marais (Equisetum palustre), de Potentille des marais (Comarum palustre), de petites buttes de Sphaigne (Sphagnum sp.) et de Molinie bleue.

Fig. 2 : Vue générale de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France) avec modélisation 3D de la dépression et de son remplissage sédimentaire (Photographie : A.-M. Dendievel ; Modèle Numérique de Terrain vu du sud : A. Tourman)

Fig. 2 : Vue générale de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France) avec modélisation 3D de la dépression et de son remplissage sédimentaire (Photographie : A.-M. Dendievel ; Modèle Numérique de Terrain vu du sud : A. Tourman)

Les profils 1 et 2 (en pointillés) renvoient respectivement aux figures 3 et 4. Equidistance des courbes de niveau = 2 m ; altitude exprimée en mètres NGF.

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Fig. 3: Profil topo-stratigraphique nord-ouest – sud-est (n°1) de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France).

Fig. 3: Profil topo-stratigraphique nord-ouest – sud-est (n°1) de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France).

La flèche est une projection de la carotte D. Légende : 1/ Granite d’anatexie, plus ou moins altéré, Paléozoïque (≈300 Ma) ; 2/ Basalte du Velay oriental, Miocène supérieur (8,2 ±1,2 Ma) ; 3/ Formations à blocs, Pléniglaciaire ; 4/ Faciès lacustre argilo-sableux, Tardiglaciaire ; 5/ Gyttja : boue lacustre organo-minérale, Tardiglaciaire / Holocène ancien ; 6/ Tourbe, Holocène ; 7/ Anthroposol, Holocène récent.

Fig. 4 : Profil topo-stratigraphique est-ouest (n°2) de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France).

Fig. 4 : Profil topo-stratigraphique est-ouest (n°2) de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France).

1/ Basalte du Velay oriental, Miocène supérieur (8,2 ±1,2 Ma) ; 2/ Formations à blocs, Pléniglaciaire ; 3/ Faciès lacustre argilo-sableux, Tardiglaciaire ; 4/ Gyttja : boue lacustre organo-minérale, Tardiglaciaire / Holocène ancien ; 5/ Tourbe, Holocène ; 6/ Anthroposol, Holocène récent.

3 - Méthodes

3.1 - Carottages et sondages

11Depuis septembre 2012, plusieurs séries d’investigations ont été menées afin d’appréhender la géométrie du remplissage de La Narce du Béage. Des profils topo-stratigraphiques ont été obtenus au moyen d’une station totale Leica 403 L combinée avec un GPS Trimble GeoXT. Ces profils ont été associés, tous les 2 m en moyenne, à des sondages à la barre visant à estimer les épaisseurs des sédiments tourbeux et lacustres (fig. 3 & 4). Des carottages manuels au carottier russe (diamètre : 5,5 cm, longueur de tronçon : 60 cm pour les séquences D et E ; diamètre : 8 cm, longueur de tronçon : 50 cm pour la séquence A) ont ensuite permis de vérifier ces observations et d’extraire plusieurs carottes sédimentaires. Trois d’entre elles ont été conservées : la séquence A (550 cm de profondeur), la séquence E (carottage partiel entre 500 et 622 cm de profondeur) et la séquence D (357 cm de profondeur). La séquence D, qui a fait l’objet des analyses développées dans cet article, est localisée près de l’exutoire de la zone humide (44°49'53" N ; 4°05'55" E). D’autres analyses paléoenvironnementales (palynologie et étude des macro-restes végétaux) sont en cours sur la carotte A (Dendievel et al., 2014). La séquence stratigraphique a été décrite sur le terrain à l’aide du code Munsell Soil Color Charts (Munsell Color, 1994) et en estimant le degré de décomposition des sédiments organiques grâce au test de L. von Post (Payette & Rochefort, 2001 ; Cubizolle, 2009).

3.2 – Echantillonnage, analyses et traitement des données

12La mesure non-destructive de la susceptibilité magnétique a été effectuée directement sur la carotte D avant l’échantillonnage. La susceptibilité magnétique volumique (κ) a été mesurée à un intervalle de 1 cm, avec un susceptibilimètre Bartington Instruments muni d’une sonde portative MS2E (surface scanning sensor). Les données ont été traitées à l’aide du logiciel Multisus (version 2.4) en appliquant une correction de la dérive pour chaque mesure. Les valeurs adimensionnelles de susceptibilité magnétique volumique sont exprimées dans le système centimètre-gramme-seconde (CGS). Des échantillons, d’un volume compris entre 7 et 20 cm3, ont ensuite été prélevés tous les 2 cm afin de réaliser les analyses sédimentologiques.

13L’estimation de la teneur en matière organique a été réalisée sur l’ensemble de la séquence D, soit 178 échantillons, par la méthode de la perte au feu. Après séchage en étuve à 105°C pendant 72 h, les échantillons ont subi une combustion à 550°C pendant 2 h dans un four à moufle. Le taux de matière organique obtenu par Perte Au Feu (PAF), exprimé en pourcentage, est estimé à partir de la masse m des échantillons à l’aide de la formule proposée par Heiri et al. (2001) : PAF = 100 - mrésidus/minitiale x 100. Malgré les variations liées à la texture sédimentaire et aux différents paramètres expérimentaux, la teneur en matière organique PAF peut être considérée, en milieu non carbonaté, comme une estimation assez précise du taux de carbone total contenu dans l’échantillon (Heiri et al., 2001 ; Veres, 2002 ; Santisteban et al., 2004).

14Après élimination des éventuelles traces de calcite par un traitement à l’acide chlorhydrique (HCl, 10 à 30 % à froid puis à chaud), puis de la matière organique par un traitement à l’eau oxygénée (H2O2, 130 vol., 60°C), 80 échantillons ont fait l’objet d’une étude granulométrique. Cette étude a été réalisée en utilisant un granulomètre laser Malvern Mastersizer 2000, qui permet de mesurer la distribution granulométrique des sédiments selon 100 classes, comprises entre 10 nm et 10 mm. La limite entre les différentes fractions granulométriques a été définie selon les normes de Blott et Pye (2001, 2012) : argiles (< 2 μm), limons (entre 2 et 63 μm), sables et éléments grossiers (> 63 μm). Exprimées en pourcentages, ces mesures ont été obtenues uniquement sur les faciès situés entre 200 et 357 cm de profondeur (argiles minérales lacustres et gyttja).

15A partir de ces données, de grandes Phases de Changement Environnemental (PCE) ont été définies grâce à un traitement statistique à l’aide du logiciel R (R Core Team, 2013) et du package rioja (Juggins, 2013). Ce traitement a été réalisé à une résolution de 2 cm, avec utilisation d’une moyenne mobile d’ordre 3 pour obtenir un lissage des données de susceptibilité magnétique proche de cette résolution. Afin de ne pas surévaluer le poids des données liées à la teneur en matière organique, le Taux d’Accumulation de matière Non-Organique (TANO), calculé à partir de cette dernière (cf. partie 3.3), n’a pas été utilisé. La limite entre chaque phase a été définie par classification hiérarchique stratigraphiquement contrainte, basée sur une méthode d’agglomération des distances entre les niveaux sédimentaires, en utilisant les concentrations. Les données sédimentologiques au sein d’une même phase sont alors plus proches entre elles qu’avec celles appartenant à d’autres phases. Les valeurs de chaque variable sédimentaire ont été transformées par leurs racines carrées pour obtenir une matrice de distances de Cavalli-Sforza. Cette procédure correspond au CONISS (CONstrained Incremental Sum of Squares), qui permet un regroupement des données en fonction de la stratigraphie (Grimm, 1987). Le nombre de phases à considérer a été défini par le modèle du « bâton brisé » (Bennett, 1996 ; MacArthur, 1957), à partir de la classification précédente. La variation totale observée dans les données est assimilée à un bâton présentant le maximum de brisures possibles tant que celle-ci est supérieure à la variation théorique aléatoire, sans hiérarchie (Ricklefs & Miller, 2000).

3.3 - Datation par le radiocarbone et taux d’accumulation

16Dix échantillons de sédiments organiques indifférenciés (et de tourbe) issus de la séquence D ont été datés par le radiocarbone, en utilisant la spectrométrie de masse par accélérateur (AMS ; tab. 1). Les niveaux à dater ont été choisis en fonction des changements de faciès et des variations de la teneur en matière organique. Les âges mesurés (BP : Before Present) ont été calibrés avec un intervalle de confiance de 95 % (2σ, cal. BP) en utilisant le programme CALIB (Rev 7.0.0) et la courbe de calibration « IntCal13 » (Stuiver & Reimer, 1993 ; Reimer et al., 2013).

17Un modèle âge-profondeur a été obtenu à partir de ces datations (fig. 5), à l’aide du programme clam (Blaauw et al., 2010 ; version 2.2) dans le logiciel R (R Core Team, 2013). Le nombre important de datations a permis d’utiliser la fonction smooth spline (degré de lissage = 0,3) afin de générer un taux d’accumulation à haute résolution, pour chaque centimètre de la séquence D. L’échantillon D3 (gyttja) a été écarté en raison d’une incompatibilité d’âge, trop jeune par rapport à l’ensemble du modèle chronologique (tab. 1). Nous avons ensuite calculé le Taux d’Accumulation de matière Non-Organique (TANO) à partir de l’estimation de la teneur en matière organique (PAF) et du taux d’accumulation selon la formule suivante : TANO = Taux d’accumulation pour 20 mm de sédiment x (100 - PAF). Cet indicateur, exprimé en mm/an, peut être utilisé pour estimer l’apport de matière minérale dans la zone humide et représente ainsi un proxy de l’activité des processus érosifs sur le bassin versant (Gaillard & Birks, 2007).

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Fig. 5 : Modèle d’âge et lithologie simplifiée de la séquence D de La Narce du Béage (Massif central, France).

Fig. 5 : Modèle d’âge et lithologie simplifiée de la séquence D de La Narce du Béage (Massif central, France).

A l’inverse des densités de probabilités figurées en bleu, la datation représentée en rouge (échantillon D3) n’a pas été retenue (voir tab. 1). La zone grisée correspond à la marge d’erreur du modèle (2σ - 95 %). Lithologie : 1/ Argiles minérales lacustres; 2/ Gyttja ; 3/ Tourbe mésique à saprique ; 4/ Tourbe fibrique ; 5/ Tourbe minéralisée.

4 - Résultats

4.1 - Stratigraphie sédimentaire et chronologie

19La séquence D de la tourbière de La Narce du Béage est longue de 357 cm (fig. 5). La base présente tout d’abord, entre 357 et 314 cm, un faciès sédimentaire argileux de couleur grise (Gley 1, 6/N), comprenant des sables grossiers, auquel succède un faciès sédimentaire de gyttja de couleur gris-vert (Gley 1, 5/1 10Y) riche en matière organique et comprenant des sables fins entre 314 et 205 cm de profondeur. La transition entre la gyttja et l’horizon supérieur composé de tourbe, globalement de couleur brun très foncé (10 YR 3/3 à 10 YR 2/1), a lieu entre 205 et 191 cm de profondeur. Plusieurs types de tourbe sont identifiables jusqu’à la surface : un faciès assez décomposé entre 191 et 143 cm de profondeur (tourbe saprique à mésique), un faciès faiblement décomposé entre 143 et 110 cm (tourbe fibrique), un faciès modérément décomposé entre 110 et 32 cm (tourbe saprique à mésique) puis un horizon de tourbe minéralisée jusqu’à la surface.

20La relation âge-profondeur proposée est presque linéaire depuis le début du Tardiglaciaire (vers 18 000 ans cal. BP) jusqu’à environ 6 000 ans cal. BP (fig. 5). L’échantillon daté le plus récent (D10) est situé entre 50 et 48 cm (tab. 1). La confrontation directe avec la stratigraphie montre une séquence chronologique continue jusqu’à la fin de l’Holocène moyen vers 4 300-4 200 ans cal. BP, à 32 cm de profondeur. Par la suite, la présence de tourbe minéralisée – qui correspond à un horizon de type Kultureller Trockenhorizont (KTH ; Sjögren et al., 2007) lié au pâturage et au drainage de la zone humide – ne permet pas de proposer de chronologie certaine pour les derniers centimètres de la séquence D.

Tab. 1 : Dates radiocarbone de sédiments organiques de la tourbière de La Narce du Béage, dans le massif du Mézenc (Massif central, France).

Tab. 1 : Dates radiocarbone de sédiments organiques de la tourbière de La Narce du Béage, dans le massif du Mézenc (Massif central, France).

La date rejetée (échantillon D3) est mise en évidence en gris et en italique. Mesures effectuées par le « Centre de Datation par le RadioCarbone » de l’Université Claude Bernard (Lyon, France), en collaboration avec l’Université de Groningen (Pays-Bas).

4.2 - Analyses

4.2.1 - Les phases de changement environnemental

21Au total, quatre Phases de Changement Environnemental (PCE) ont été identifiées pour la séquence D, en fonction des résultats des analyses sédimentologiques. Plusieurs sous-phases, non mises en évidence par le modèle statistique, ont pu être individualisées visuellement en se basant sur la lithologie (fig. 6).

22La phase PCE 1 correspond à la base de l’accumulation sédimentaire, entre 357 et 316 cm (18 000 - 15 800 ans cal. BP). Les argiles minérales d’origine lacustre déposées lors de la PCE 1 présentent des valeurs de susceptibilité magnétique (κ) très élevées, comprises entre 285 et 63 x 10-6 CGS. Ces valeurs se succèdent sous la forme d’une courbe décroissante depuis la base de la séquence. La teneur de matière organique est très faible et constante (médiane = 5,04 % ; étendue = 2,2 %). Le taux de sables de la PCE 1 est le plus important de la partie basale (médiane proche de 27 %) avec un pic de particules grossières à 326 cm de profondeur (46 % de sables). Les taux de limons et d’argiles sont stables avec respectivement 64 % et 10 % de la granulométrie totale.

23Le passage vers la PCE 2 correspond à la transition entre les argiles minérales et la gyttja, qui forme la suite de la séquence D. La PCE 2 s’étend de 316 à 256 cm de profondeur (15 800 - 13 800 ans cal. BP). Cette zone montre des valeurs plus faibles de susceptibilité magnétique mais toujours largement positives, comprises entre 140 et 12 x 10-6 CGS. La répartition des valeurs se présente également sous une forme décroissante. Durant cette phase, la teneur en matière organique augmente progressivement (médiane = 8,06 % ; étendue = 12,8 %). Les teneurs en limons et en argiles deviennent plus importantes (respectivement 67 % et 12 %), tandis que celle des sables diminue (21 %). Ces résultats mettent en avant une rupture : la phase PCE 2 est plus organique et limoneuse que la phase précédente (PCE 1).

24La phase PCE 3 peut être subdivisée en deux sous-phases, de 256 à 222 cm (PCE 3.1 ; 13 800 - 12 200 ans cal. BP) puis de 222 à 198 cm de profondeur (PCE 3.2 ; 12 200 - 10 800 ans cal. BP). Les valeurs de κ associées à la PCE 3.1 sont faiblement positives, entre 16 et 1 x 10-6 CGS, tandis que la teneur en matière organique est croissante (médiane = 23,19 % ; étendue = 21,4 %). La tendance à l’augmentation de la part de limons (71 %) et d’argiles (13 %) est très marquée. La sous-phase PCE 3.2 présente des valeurs de susceptibilité magnétique négatives ainsi qu’une baisse continue du taux de sables (10 %) face à l’augmentation des taux de limons (77 %). De façon simultanée, la proportion de matière organique chute lors de cette phase (médiane = 15,74 % ; étendue = 18,1 %).

Fig. 6 : Diagramme synthétique des analyses multi-proxy réalisées sur la séquence D de La Narce du Béage (Massif central, France).

Fig. 6 : Diagramme synthétique des analyses multi-proxy réalisées sur la séquence D de La Narce du Béage (Massif central, France).

Les carrés noirs de la colonne « lithologie » représentent les échantillons datés par AMS (voir tab. 1). Les dates associées sont indiquées dans la colonne « Dates (cal. BP) » et la date rejetée (échantillon D3) est mise en évidence en gris et en italique. Lithologie : 1/ Argiles minérales lacustres ; 2/ Gyttja ; 3/ Tourbe mésique à saprique ; 4/ Tourbe fibrique ; 5/ Tourbe minéralisée.

25La dernière phase PCE 4 correspond à la partie supérieure de la séquence D, où seules la Perte Au Feu et la mesure de κ ont été réalisées. La PCE 4 peut être partagée en quatre sous-phases successives. La PCE 4.1 (10 800 - 9 000 ans cal. BP ; 198 - 140 cm de profondeur) est caractérisée par l’augmentation rapide du taux de matière organique, supérieur à 30 % au-delà de cette profondeur (médiane = 51,7 % ; étendue = 63,2 %) et par des valeurs de κ majoritairement négatives (mode = -2 x 10-6 CGS ; étendue = 4 x 10-6 CGS). Lors de la sous-phase suivante PCE 4.2 (140 - 110 cm ; 9 000 - 8 400 ans cal. BP), l’estimation du taux de matière organique dépasse 90 % (médiane = 94,4 % ; étendue = 12,9 %). L’ensemble des valeurs de κ est négatif avec un maximum de -1 x 10-6 CGS. Le constat est similaire pour la PCE 4.3 (110 - 32 cm ; 8 600 - 4 300 ans cal. BP) où la teneur en matière organique atteint jusqu’à 99,9 % (médiane = 96,5 % ; étendue = 15,4 %) et la susceptibilité magnétique reste majoritairement négative (mode = -2 x 10-6 CGS ; étendue = 23 x 10-6 CGS). Plusieurs pics peuvent être signalés à 81 et 49 cm de profondeur. Enfin, la proportion de matière organique chute jusqu’à 63 % dans la PCE 4.4 (de 32 cm à la surface). Cette baisse coïncide avec une augmentation de la susceptibilité magnétique (mode = 1 x 10-6 CGS ; étendue = 10 x 10-6 CGS). La phase PCE 4.4 est à relier avec le développement d’un horizon KTH (Kultureller Trockenhorizont).

4.2.2 - Le taux d’accumulation non-organique (TANO)

26Le Taux d’Accumulation de matière Non-Organique (TANO) est lié à l’estimation de la teneur en matière organique par Perte Au Feu (PAF) et à la vitesse d’accumulation sédimentaire. Son évolution permet de décrire les processus érosifs enregistrés durant les PCE (fig. 6).

27Au cours de la PCE 1, le TANO augmente légèrement, passant de 0,18 mm/an à 0,23 mm/an. Cette tendance se stabilise durant la PCE 2 où le TANO atteint une valeur maximale de 0,28 mm/an. Le TANO diminue ensuite progressivement pour atteindre 0,14 mm/an au cours de la PCE 3, malgré une accélération importante de la sédimentation non-organique à 248 cm de profondeur (0,23 mm/an). Le TANO évolue irrégulièrement durant la PCE 4, notamment au cours de la PCE 4.1 où on perçoit deux pics importants à 182 et vers 158 - 152 cm. Le TANO s’affaiblit durant la PCE 4.2 (0,04 mm/an) mais la phase se termine par un pic à 110 cm de profondeur (0,12 mm/an). Le taux d’accumulation de matière minérale diminue encore durant la PCE 4.3 avec une moyenne de 0,01 mm/an. De légères variations peuvent être mises en évidence à 102 - 104 cm, 88 - 82 cm, 78 cm, 64 - 58 cm et 50 cm de profondeur (fig. 6). Le TANO croît progressivement à la charnière entre les PCE 4.3 et 4.4 à 0,03 mm/an vers 22 cm de profondeur puis décline finalement jusqu’à atteindre 0,01 mm/an (fig. 6).

5 - Discussion

28Les analyses réalisées sur la séquence D de La Narce du Béage nous permettent de discuter de l’évolution de cette zone humide et de son bassin versant depuis le Tardiglaciaire jusqu’à l’Holocène moyen (fig. 7). Compte-tenu de l’incertitude chronologique au sommet de la séquence (32 derniers centimètres), seuls les résultats obtenus pour les zones PCE 1 à 4.3 sont abordés ici. Afin de mettre en évidence des changements environnementaux et de les replacer dans un contexte plus large, les résultats de La Narce du Béage ont été croisés avec des enregistrements de variations climatiques et environnementales (fig. 8) à l’échelle régionale (Magny, 2004 ; Degeai & Pastre, 2009) ou globale (Andersen et al., 2004). Ces résultats permettent aussi d’établir des comparaisons avec les fluctuations de l’activité solaire et des rayonnements cosmiques primaires au cours des derniers millénaires (Finkel & Nishiizumi, 1997 ; Steinhilber et al., 2012 ; Magny, 2013 ; Reimer et al., 2013).

5.1 - Evolution lacustre tardiglaciaire

29Les analyses et les datations réalisées mettent en évidence un démarrage de la sédimentation lacustre dès le début du Tardiglaciaire (tab. 1 ; fig. 5). Il convient toutefois de noter que les datations radiocarbone ont été réalisées sur de la matière organique indifférenciée, issue des sédiments lacustres. Le démarrage de la sédimentation vers 18 000 ans cal. BP implique la présence d’une pièce d’eau pérenne et la fermeture de la dépression à l’aval (fig. 7A & 7B). La datation de la base de la sédimentation lacustre correspond ainsi à un âge limite (terminus ante quem) avant lequel s’est produit le phénomène géomorphologique à l’origine du bassin de sédimentation. Les conditions géomorphologiques locales permettent de proposer les hypothèses suivantes : la fermeture de la dépression pourrait résulter (a) d’un évènement de type glissement de terrain, (b) d’une évolution plus lente du modelé par des « processus périglaciaires » de cryoclastie puis de solifluxion avec mise en place d’éboulis assistés (Valadas, 1984) voire (c) d’une combinaison de ces facteurs. Finalement, ce barrage naturel a permis l’installation d’une étendue lacustre puis son comblement progressif (fig. 7).

30Durant le Dryas ancien (18 000 - 15 075 ans cal. BP ; fig. 8), l’augmentation importante du Taux d’Accumulation de matière Non-Organique (TANO) signale des processus d’ablation et de transport efficaces sur les versants en relation avec une couverture végétale discontinue. Au niveau local et régional, les données issues du Lac du Bouchet en Haute-Loire (Velay occidental) montrent également des taux d’érosion très importants (Degeai & Pastre, 2009). Le synchronisme entre cette accumulation importante, à cheval sur les PCE 1 et 2 à La Narce, et le faible rapport du fractionnement isotopique de l’oxygène (δ18O) durant le Tardiglaciaire dans les glaces groenlandaises (Andersen et al., 2004) est remarquable (fig. 8F). De façon similaire, les concentrations élevées de nucléides cosmogéniques enregistrées dans les glaces, comme le Béryllium 10 (10Be ; Finkel & Nishiizumi, 1997 ; fig. 8D), traduisent une activité solaire plus faible. Le comblement du bassin de La Narce du Béage apparaît très cohérent et réactif avec les évolutions climatiques connues à l’échelle de l’Hémisphère nord. Localement, un lac occupe la dépression durant une période de climat froid et relativement humide, avec une couverture végétale faible.

Fig. 7 : Proposition de restitution schématique de l’évolution de la zone humide de La Narce du Béage (Massif central, France) et de son bassin versant au cours des 18 000 dernières années.

Fig. 7 : Proposition de restitution schématique de l’évolution de la zone humide de La Narce du Béage (Massif central, France) et de son bassin versant au cours des 18 000 dernières années.

A/ Le bassin versant à la charnière Pléniglaciaire supérieur / Tardiglaciaire (avant 18 000 ans cal. BP) ; B/ Progression du tablier d’éboulis et mise en place de la sédimentation lacustre au début du Tardiglaciaire ; C/ Comblement progressif de l’étendue lacustre au cours du Tardiglaciaire et de l’Holo­cène ancien (18 000 - 10 800 ans cal. BP) ; D/ Développement d’une tourbière par atterrissement durant l’Holocène (depuis 10 800 ans cal. BP).

Fig. 8 : Comparaison entre les Phases de Changement Environnemental (PCE) à La Narce du Béage (Massif central, France) et les données paléoclimatiques globales.

Fig. 8 : Comparaison entre les Phases de Changement Environnemental (PCE) à La Narce du Béage (Massif central, France) et les données paléoclimatiques globales.

A/ Taux d’accumulation de matière non-organique (TANO) à La Narce du Béage (cet article) ; B/ Episodes de transgression lacustre du Jura (Magny, 2004 ; 2013) ; C/ taux de carbone 14 résiduel dans l’atmosphère (Reimer et al., 2013) ; D/ Concentration en béryllium 10 dans les glaces du Groenland (Finkel & Nishiizumi, 1997) ; E/ Concentration en béryllium 10 dans les glaces polaires de l’Antarctique (Steinhilber et al., 2012) ; F/ Variations du rapport δ18O dans les glaces du Groenland (Andersen et al., 2004) ; G/ Taux d’érosion au Lac du Bouchet, dans le Velay occidental (Degeai & Pastre, 2009). Les numéros (1), (2), (3) et (4) font référence aux épisodes d’apport minéral observés lors des chronozones du Préboréal et du Boréal.

31Les processus d’ablation et de transport des sédiments s’atténuent progressivement durant le Bølling entre 15 075 et 13 900 ans cal. BP. Ce ralentissement est marqué par un enrichissement en limons et argiles ainsi que par une augmentation de la teneur en matière organique : la fin de la PCE 2 montre un effondrement du TANO (fig. 8). L’atterrissement de l’étendue lacustre de La Narce se déroule progressivement avec la mise en place d’une sédimentation de type gyttja (fig. 6 & 7C). D’après les données paléoécologiques, la couverture végétale clairsemée d’Armoise (Artemisia) et de Chénopodiacées commence à être remplacée par des arbres pionniers comme le Bouleau (Betula) et le Genévrier (Juniperus), signes d’une amélioration climatique (Reille & de Beaulieu, 1988 ; Reille, 1990 ; de Beaulieu et al., 2006). La stabilisation des versants et la formation de sols indiquées par un affaiblissement du TANO ainsi que l’enrichissement de la stratigraphie en limons, en argiles et en matière organique semblent former une réponse locale au réchauffement climatique tardiglaciaire (fig. 8D & F).

32La transition Bølling - Allerød (13 900 - 13 600 ans cal. BP) marque la séparation entre les PCE 2 et 3.1. Cet intervalle, qui correspond au Dryas moyen (van Raden et al., 2013), voit une légère baisse du taux de matière organique mais aucune variation locale du TANO n’est enregistrée (fig. 8A).

33L’Allerød (13 600 - 12 700 ans cal. BP ; fig. 8) concorde ensuite avec la majeure partie de la PCE 3.1. Cette phase conjugue une augmentation de la teneur en matière organique et une décroissance des valeurs de susceptibilité magnétique. Ces variables sont liées par une corrélation négative hautement significative (coefficient de Kendall :ι= -0,7). Cette relation souligne un affaiblissement de la susceptibilité magnétique en raison de l’augmentation de la part de matière organique dans les sédiments. En revanche, aucune corrélation n’a pu être mise en évidence entre la distribution des fractions granulométriques et la susceptibilité magnétique. La proportion grandissante de limons et d’argiles témoigne d’une stabilisation des versants et du développement de sols en relation avec l’amélioration du climat qui se poursuit au cours de l’Allerød. Le TANO continue de décroître, mais un pic important est observé vers 13 460 ans cal. BP (248 cm). Les valeurs de susceptibilité magnétique associées sont comprises entre 12 et 13 x 10-6 CGS. Ce pic est plutôt difficile à interpréter car il n’est pas clairement mis en évidence dans les études paléoclimatiques régionales ou en Europe occidentale (épisode détritique local ? dépôt éolien ou volcanique ?). Finalement, cette période est une phase de réchauffement marquée par la stabilisation progressive des versants autour de l’étendue lacustre, favorisée par la présence d’une couverture végétale plus importante.

34Le Dryas récent (12 700 - 11 490 ans cal. BP ; fig. 8) coïncide avec la fin de la PCE 3.1 et la première moitié de la PCE 3.2. Les résultats obtenus montrent une réduction du couvert végétal (diminution du taux de matière organique) et une réactivation des processus morphogéniques, toutefois moins efficaces que durant le Dryas ancien (TANO stable, accroissement du taux de limons et d’argiles). Ces éléments indiquent un climat froid et peu humide. Les premiers résultats des analyses paléoécologiques sur la séquence A montrent la présence de Renoncules (Ranunculus subgenus Batrachium) et d’Isoètes des lacs (Isoetes lacustris) au bord de l’étendue lacustre en cours de comblement (Dendievel et al., 2014). La comparaison de ces résultats avec les données paléoclimatiques globales suggère que les dynamiques qui affectent la sédimentation de la Narce du Béage et son bassin versant constituent un excellent marqueur des variations bioclimatiques (fig. 8).

5.2 - Holocène ancien

35C’est durant le Préboréal (11 490 - 10 090 ans cal. BP ; fin de la PCE 3.2 - début de la PCE 4.1) que se déroule l’atterrissement final de l’étendue lacustre de La Narce, avec la mise en place d’un histosol vers 10 800 ans cal. BP (fig. 7D). Le seuil de 30 % de matière organique, déterminant la présence de tourbe, est également dépassé (Cubizolle, 2007). La transition entre le Tardiglaciaire et le début de l’Holocène correspond au passage vers des valeurs de κ négatives, liées à une production de matière organique plus importante (Thouveny et al., 1994). A La Narce, quelques pics positifs semblent toutefois montrer la persistance de processus érosifs. A l’aide du TANO, nous pouvons proposer plusieurs phases d’apports détritiques au cours de cette période : (1) entre 11 200 et 10 800 ans cal. BP puis (2) entre 10 400 et 10 300 ans cal. BP. Plus à l’Est, les données sédimentaires des lacs du Jura offrent des séquences similaires avec les épisodes de transgression lacustre 15 et 14 (fig. 8B ; Magny, 2004, 2013) et le bassin versant de La Narce du Béage semble ainsi répondre assez efficacement aux facteurs externes déterminant le climat (fig. 8C, 8D & 8-F). Cette sensibilité du système semble étroitement liée à sa situation de moyenne montagne, aux limites des influences d’origine océanique et méditerranéenne.

36Le Boréal (10 090 - 8 835 ans cal. BP ; fig. 8) est souligné par une accélération du TANO en plusieurs épisodes : (3) entre 9 900 et 9 150 ans cal. BP, puis (4) entre 9 000 et 8 200 ans cal. BP. La première accélération (3), dont les valeurs maximales de TANO se concentrent surtout entre 9 400 et 9 150 ans cal. BP, paraît synchrone de l’épisode 13 de transgression lacustre dans le Jura (Magny, 2004), de la dégradation climatique CE-2 en Europe centrale (Haas et al., 1998) et de variations du taux de 14C atmosphérique (Reimer et al., 2013). Plus localement, au moins deux phases d’accumulation minérale ont été reconnues au cours du Boréal dans les horizons tourbeux de la forêt domaniale de Mazan-l’Abbaye (Ardèche), mais aucune datation précise n’avait alors été formulée (Coûteaux, 1978). Cette période semble donc marquée par des conditions environnementales très humides. La seconde phase d’accélération du TANO (4) est plus discrète (fig. 8) et les données paléoenvironnementales régionales montrent un milieu forestier dense (Reille & de Beaulieu, 1988). La teneur en matière organique dépasse parfois 95 % dans ces niveaux de tourbe fibrique, riche en Sphaigne - Sphagnum sp. (Dendievel et al., 2014). Ce faisceau d’indices indique un milieu au sein duquel les processus morphogéniques ont du mal à s’exprimer. En effet, le volume occupé par la tourbe dans la géométrie du remplissage peut constituer un obstacle « filtrant » les apports détritiques avant qu’ils n’atteignent le point de carottage D. Toutefois, la mise en place de la tourbière révèle aussi « une réponse de la végétation à un stimulus externe » d’ordre climatique, hydrologique et/ou géomorphologique. Cette réponse correspond à une stabilisation des versants autour de la tourbière et s’accompagne d’une réduction des processus d’ablation au sein du bassin versant (Payette & Rochefort, 2001 ; Cubizolle & Thébaud, 2014).

37L’accélération du TANO (4) se poursuit au début de l’Atlantique (8 835 - 8 200 ans cal. BP ; 134 - 86 cm) et présente un pic important daté postérieurement à 8 640 - 8 450 ans cal. BP (échantillon D9 ; tab. 1). Cet évènement semble illustrer une réaction locale face au changement climatique rapide qui se déroule à l’échelle de l’Hémisphère nord il y a environ 8 200 ans (Bond et al., 1997 ; Haas et al., 1998 ; Andersen et al., 2004 ; Mayewski et al., 2004 ; Magny, 2013). Ce bref épisode (fig. 8-E) s’inclut également au sein d’une période d’activité solaire réduite (Steinhilber et al., 2012). Il s’agit de la dernière accélération majeure du TANO. Par la suite, les processus d’ablation et de transport de la matière minérale apparaissent modérés.

5.3 - Holocène moyen

38Le passage vers l’Holocène moyen est situé après le « 8.2 ka event », au cours de l’Atlantique (Walker et al., 2012). Cette période correspond à la PCE 4.3 de La Narce du Béage. A partir de cette transition, le taux d’accumulation de matière non-organique ne se rapporte plus aux épisodes lacustres connus en Europe centrale et occidentale ou aux variations isotopiques (fig. 8). Les processus érosifs actifs sur le bassin versant répondent à une autre logique. Une chute spectaculaire du TANO a lieu au cours de l’Atlantique, durant l’optimum climatique et signale des processus d’ablation très modérés (fig. 8). Le développement régional d’une chênaie mixte dense pourrait être à l’origine des changements observés localement à la Narce (Coûteaux, 1984 ; Reille & de Beaulieu, 1988 ; de Beaulieu et al., 2006). Malgré des ordres de grandeur différents concernant la vitesse d’érosion, une évolution similaire a été mise en évidence au Lac du Bouchet. Elle est aussi attribuée au « retour durable à un climax forestier lié au réchauffement post-glaciaire » (Degeai & Pastre, 2009). De faibles augmentations du TANO se situent ensuite autour de 7 500, 7 300 et 6 350 ans cal. BP. L’analyse paléoécologique de la carotte A de La Narce du Béage et plusieurs niveaux successifs de charbon de bois impliquent qu’elles seraient pour partie liées à des incendies locaux ou micro-régionaux (Dendievel et al., 2014). Le pic de TANO situé vers 6 350 ans cal. BP est le seul qui correspond à un pic de susceptibilité magnétique (fig. 6). La mise au jour d’échardes de verre volcaniques entre 48 et 50 cm de profondeur pousse à considérer cette augmentation du TANO comme un probable téphra (analyse : G. Jouannic). Son origine est inconnue mais ce niveau est synchrone du téphra MF1 mis en évidence 90 km plus au nord, dans les Monts du Forez (6 339 ± 61 ans cal BP ; Jouannic et al., 2014).

39Le début du Subboréal, à partir de 5 450 ans cal. BP (fin de la PCE 4.3), est également documenté dans la séquence D de La Narce du Béage. Cette période se différencie de la précédente par une augmentation du TANO. Elle coïncide avec un changement climatique rapide (Mayewski et al., 2004), une phase de transgression lacustre dans le Jura (Magny, 2013 : épisode 7) et un changement lithologique important (tourbe minéralisée ; fig. 5 et 8). Une phase d’humidité accrue, également reconnue au Lac du Bouchet avec une réactivation locale des processus d’ablation et de transport sur les versants, est indiquée par ses données (Reille & de Beaulieu, 1988 ; Degeai & Pastre, 2009). La réponse du TANO demeure toutefois modérée et semble contrôlée par des facteurs locaux (couvert forestier ? influences anthropiques ?). Finalement, la présence d’un horizon de tourbe minéralisée et les incertitudes chronologiques des 32 derniers centimètres de la carotte D ne nous permettent pas de discuter les données pour la fin du Subboréal (avant 4 300 ans cal. BP) et le Subatlantique.

6 - Conclusions

40Les analyses sédimentologiques et les datations de la séquence D de La Narce du Béage ont permis une première reconstitution des environnements locaux depuis le Tardiglaciaire. Les changements observés montrent l’atterrissement progressif de l’étendue lacustre tardiglaciaire et l’enrichissement de la séquence sédimentaire en matière organique. L’installation de la tourbière actuelle se déroule au cours du Préboréal (vers 10 800 ans cal. BP). L’étude de la séquence D retranscrit les évolutions climatiques de l’hémisphère nord au cours du Tardiglaciaire et pour une grande partie de l’Holocène. Le taux d’accumulation de matière non-organique (TANO) présente plusieurs accélérations au cours du Dryas ancien, de la transition Bølling - Allerød et au Dryas récent puis au cours du Préboréal et du Boréal. La Narce du Béage fait ainsi partie des rares sites du Velay oriental ayant livré une stratigraphie sédimentaire continue depuis le Tardiglaciaire, permettant la réalisation d’analyses à haute résolution. A partir de l’Holocène moyen, seules des évolutions environnementales locales ou régionales peuvent être individualisées. Elles ne présentent plus de synchronisme systématique avec les données paléoclimatiques de l’Hémisphère nord. L’ensemble des analyses sédimentologiques réalisées permet de saisir les grandes lignes de l’évolution de l’environnement local et les études paléoécologiques, actuellement en cours, apporteront sans doute d’autres informations concernant le développement des sociétés agropastorales et leurs éventuels impacts dans la région du massif du Mézenc.

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Bibliographie

AMMANN B., BIRKS H.H., WALANUS A. & WASYLIKOWA K., 2007 - Late Glacial Multidisciplinary Studies. In S.A. Elias (dir.), Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, 2475-2486.

ANDERSEN K.K., AZUMA N., BARNOLA J.-M., BIGLER M., BISCAYE P., CAILLON N., CHAPPELLAZ J., CLAUSEN H.B., DAHL-JENSEN D., FISCHER H., FLÜCKIGER J., FRITZSHE D., FUJII Y., GOTO-AZUMA K., GRØNVOLD K., GUNDESTRUP N.S., HANSSON M., HUBER C., HVIDBERG C.S., JOHNSEN S.J., JONSELL U., JOUZEL J., KIPSTUHL J., LANDAIS A., LEUENBERGER M., LORRAIN R., MASSON-DELMOTTE V., MILLER H., MOTOYAMA H., NARITA H., POPP T., RASMUSSEN S.O., RAYNAUD D., ROTHLISBERGER R., RUTH U., SAMYN D., SCHWANDER J., SHOJI H., SIGGARD-ANDERSEN M.-L., STEFFENSEN J.P., STOCKER T., SVEINBJÖRNSDÓTTIR A.E., SVENSSON A., TAKATA M., TISON J.-L, THORSTEINSSON TH., WATANABE O., WILHELMS F. & WHITE J.W.C., 2004 - High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period. Nature, 431 (7005), 147-151.

ARGANT J. & CUBIZOLLE H., 2005 - L'évolution holocène de la végétation des Monts de la Madeleine, du Forez, du Livradois et du Pilat (Massif Central oriental, France) : l'apport d'une nouvelle série d'analyses palynologiques. Quaternaire, 16 (2), 119-142.

BAMBIER A., BERGER E.-T., MERGOIL J., VALADAS B., VEYRET Y. & WEISBROD A., 1985 - Carte géologique de la France à 1/50 000 (n° 840), Burzet : Des sources de l’Ardèche aux sources de la Loire. Carte et notice explicative. Bureau de Recherches Géologiques et Minières, Orléans, 47 p.

BENNETT K.D., 1996 - Determination of the number of zones in a biostratigraphic sequence. New Phytologist, 132, 155-170.

BLAAUW M., 2010 - Methods and code for ‘classical’ age-modelling of radiocarbon sequences. Quaternary Geochronology, 5 (5), 512-518.

BLOTT S.J. & PYE K., 2001 - GRADISTAT: a grain size distribution and statistics package for the analysis of unconsolidated sediments. Earth Surface Processes and Landforms, 26 (11), 1237-1248.

BLOTT S.J. & PYE K., 2012 - Particle size scales and classification of sediment types based on particle size distributions: Review and recommended procedures. Sedimentology, 59 (7), 2071-2096.

BOND G., SHOWERS W., CHESEBY M., LOTTI R., ALMASI P., DEMENOCAL P., PRIORE P., CULLEN H., HAJDAS I. & BONANI G., 1997 - A Pervasive Millennial-Scale Cycle in North Atlantic Holocene and Glacial Climates. Science, 278 (5341), 1257-1266.

BONIFAY E. (ed.), 1987 - Travaux français en Paléolimnologie : Actes du Colloque du Puy en Velay, 4, 5, et 6 octobre 1985. Documents du CERLAT. Mémoire, 1. Le Centre, Le Puy-en-Velay, 275 p.

BONIFAY E. (ed.), 1991 - Le Lac du Bouchet (I) : environnement naturel et étude des sédiments du dernier cycle climatique (depuis 120000 ans B.P.). Documents du CERLAT. Mémoire, 2. CERLAT, Le Puy-en-Velay, 393 p.

BONIFAY E. & TRUZE E., 1987 - Dynamique sédimentaire et évolution des lacs de maar : l’exemple du Velay. In E. Bonifay (ed.), Travaux français en Paléolimnologie : Actes du Colloque du Puy en Velay, 4, 5, et 6 octobre 1985. Documents du CERLAT. Mémoire, 1. Le Centre, Le Puy-en-Velay, 29-60.

COÛTEAUX M., 1978 - Analyses polliniques à Peyrebeille, Mézilhac et Mazan (Ardèche). Evolution holocène de la végétation et genèse des sols podzoliques à horizon noir profond. Pollen et Spores, 20 (4), 485-495.

COÛTEAUX M., 1984 - Bilan des recherches pollenanalytiques en Ardèche (France). Bulletin de la Société Royale de Botanique de Belgique, 117, 181-217.

CUBIZOLLE H., 2007 - Origine, fonctionnement et conservation des tourbières : Actes du Colloque du Château de Goutelas, 5-7 octobre 2005. Publications de l’Université de Saint-Etienne, Saint-Etienne, 381 p.

CUBIZOLLE H., 2009 - Paléo-environnements. Collection U. Géographie. Armand Colin, Paris, 271 p.

CUBIZOLLE H. & THÉBAUD G., 2014 - A geographical model for the altitudinal zonation of mire types in the uplands of western Europe: the example of Les Monts du Forez in eastern France. Mires and Peat, 15 (2), 1-16.

CUBIZOLLE H., HAAS J.N., BIELOWSKI W., DIETRE B., ARGANT J., LATOUR-ARGANT C., CHATELARD S., PORTERET J. & LEFÈVRE J.-C., 2013 - Palaeo-paludification, environmental change and human impact during the Mid- and Late Holocene in Western Europe: the example of the La Prenarde-Pifoy mire in the French Massif Central. Quaternaire, 24 (4), 419-442.

CUBIZOLLE H., ARGANT J., FASSION F., LATOUR-ARGANT C., DENG-AMIOT Y. & DIETRE B., 2014 - L’histoire de la végétation depuis la fin du Tardiglaciaire et l’évolution de l’emprise humain à partir du milieu de l’Holocène dans le Massif Central oriental (France). Quaternaire, 25 (3), 209-235.

DE BEAULIEU J.-L., PONS A. & REILLE M., 1984 - Recherches pollenanalytiques sur l'histoire de la végétation des monts du Velay, Massif Central, France. Dissertationes Botanicae, 72, 45-70.

DE BEAULIEU J.-L., ANDRIEU-PONEL V., CHEDDADI R., GUITER F., RAVAZZI C., REILLE M. & ROSSI S., 2006 - Apport des longues séquences lacustres à la connaissance des variations des climats et des paysages pléistocènes. Comptes Rendus Palevol, 5 (1-2), 65-72.

DEFIVE É. & VIDAL H., 1997 - Temps et climat du Mézenc. Les Cahiers du Mézenc, 9, 82-94.

DEFIVE É., COURRIOUX G., LEDRU P., POIRAUD A. & PROGNON C., 2013 - Carte géologique de la France au 1/50 000e (n° 816), Le Monastier-sur-Gazeille. Notice explicative par E. Defive, Y. Meinard, G. Courrioux, P. Ledru, A. Poiraud, C. Prognon & C. Bertin. BRGM, Orléans, 196 p.

DEGEAI J.-P. & PASTRE J.-F., 2009 - Impacts environnementaux sur l’érosion des sols au Pléistocène supérieur et à l’Holocène dans le cratère de maar du Lac du Bouchet (Massif central, France). Quaternaire, 20 (2), 149-159.

DENDIÉVEL A.-M., 2013 - Etude géoarchéologique de la zone humide de La Narce du Béage en Ardèche (Est du Massif Central, France). Mémoire de Master 2, Université de Bourgogne, Dijon, 70 p.

DENDIÉVEL A.-M., HAAS J.N., DELRIEU F. & CUBIZOLLE H., 2014 - Nouvelles données paléoenvironnementales et archéologiques sur le plateau du Béage. La tourbière de La Narce et ses environs, premiers résultats. Ardèche Archéologie, 31, 27-33.

FAURE É., 2012 - ˮHautes terresˮ : l’anthropisation des monts d’Aubrac et du Lévezou (Massif Central, France) durant l’Holocène : approche palynologique des dynamiques socio-environnementales en moyenne montagne. Thèse de Doctorat, Université Toulouse 2 Le Mirail, Toulouse, 308 p.

FINKEL R.C. & NISHIIZUMI K., 1997 - Beryllium 10 concentrations in the Greenland Ice Sheet Project 2 ice core from 3–40 ka. Journal of Geophysical Research. Oceans, 102 (C12), 26699-26706.

GAILLARD M.-J. & BIRKS H.H., 2007 - Paleolimnological Applications. In S.A. Elias (ed.), Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, Amsterdam, 2337-2356.

GRIMM E.C., 1987 - CONISS: a FORTRAN 77 program for stratigraphically constrained cluster analysis by the method of incremental sum of squares. Computers & Geosciences, 13 (1), 13-35.

GUÉRIN G. & GILLOT P.-Y., 2007 - Nouveaux éléments de chronologie du volcanisme Pléistocène du bas Vivarais (Ardèche, France) par thermoluminescence. Comptes Rendus Geoscience, 339 (1), 40-49.

HAAS J.N., RICHOZ I., TINNER W. & WICK L., 1998 - Synchronous Holocene climatic oscillations recorded on the Swiss Plateau and at timberline in the Alps. The Holocene, 8 (3), 301-309.

HEIRI O., LOTTER A.F. & LEMCKE G., 2001 - Loss on ignition as a method for estimating organic and carbonate content in sediments: reproducibility and comparison of results. Journal of Paleolimnology, 25 (1), 101-110.

JOUANNIC G., WALTER-SIMONNET A.-V., BOSSUET G., CUBIZOLLE H., BOIVIN P., DEVIDAL J.-L. & OBERLIN C., 2014 - Occurrence of an unknown Atlantic eruption in the Chaîne des Puys volcanic field (Massif Central, France). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 283, 94-100.

JOUFFROY-BAPICOT I., VANNIÈRE B., GAUTHIER É., RICHARD H., MONNA F. & PETIT C., 2013 - 7000 years of vegetation history and land-use changes in the Morvan Mountains (France): A regional synthesis. The Holocene, 23 (12), 1888-1902.

JUGGINS S., 2013 - Package ʻriojaʼ: Analysis of Quaternary Science Data. Version 0.8-5. URL : http://cran.r-project.org/web/packages/rioja/index.html [en ligne], consulté le 19 juin 2014.

LÉMÉE G., 1953 - Observations sur la végétation actuelle et son évolution postglaciaire dans le Massif du Mézenc (Haute-Loire). Bulletin de Société Botanique de France, 100 (10), 67-77.

LÉOGIER J.-J., 1995 - La conquête du Mézenc illustrée. Les Cahiers du Mézenc, 7, 45-53.

MACARTHUR R.H., 1957 - On the relative abundance of bird species. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 43 (3), 293-295.

MAGNY M., 2004 - Holocene climate variability as reflected by mid-European lake-level fluctuations and its probable impact on prehistoric human settlements. Quaternary International, 113 (1), 65-79.

MAGNY M., 2013 - Orbital, ice-sheet, and possible solar forcing of Holocene lake-level fluctuations in west-central Europe: A comment on Bleicher. The Holocene, 23 (8), 1202-1212.

MAGNY M., AALBERSBERG G., BÉGEOT C., BENOIT-RUFFALDI P., BOSSUET G., DISNAR J.-R., HEIRI O., LAGGOUN-DEFARGE F., MAZIER F., MILLET L., PEYRON O., VANNIÈRE B. & WALTER-SIMONNET A.-V., 2006 - Environmental and climatic changes in the Jura mountains (eastern France) during the Lateglacial–Holocene transition: a multi-proxy record from Lake Lautrey. Quaternary Science Reviews, 25 (5-6), 414-445.

MARTINSON D.G., PISIAS N.G., HAYS J.D., IMBRIE J., MOORE T.C. & SHACKLETON N.J., 1987 - Age dating and the orbital theory of the Ice Ages: development of a high-resolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy. Quaternary Research, 27 (1), 1-29.

MAYEWSKI P.A., ROHLING E.E., STAGER C., KARLÉN W., MAASCH K.A., MEEKER L.D., MEYERSON E.A., GASSE F., VAN KREVELD S., HOLMGREN K., LEE-THROP J., ROSQVIST G., RACK F., STAUBWASSER M., SCHNEIDER R.R. & STEIG E.J., 2004 - Holocene climate variability. Quaternary Research, 62 (3), 243-255.

MERGOIL J. & BOIVIN P., 1993 - Le Velay, son volcanisme et les formations associées. Notice de la carte à 1/100 000. Géologie de la France, 3, 96 p.

MILLET L., RIUS D., GALOP D., HEIRI O. & BROOKS S.J., 2012 - Chironomid-based reconstruction of Lateglacial summer temperatures from the Ech palaeolake record (French western Pyrenees). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 315-316, 86-99.

MIRAS Y., 2004 - L'analyse pollinique du plateau de Millevaches (Massif central, France) et de sites périphériques limousines et auvergnats : approche des paléoenvironnements, des systèmes agro-pastoraux et évolution des territoires ruraux. Thèse de Doctorat, Université de Franche-Comté, Besançon, 297 p.

MIRAS Y. & SURMELY F. (eds.), 2006 - Environnement et peuplement de la moyenne montagne du Tardiglaciaire à nos jours, actes de la table ronde internationale de Pierrefort (Cantal) du 19 au 20 juin 2003. Annales Littéraires de l’Université de Franche-Comté, 799 & Série Environnement, Sociétés et Archéologie, 9. Presses Universitaires de Franche-Comté, Besançon, 210 p.

MOULIN L., 2007 - Prévision des crues rapides avec des modèles hydrologiques globaux : applications aux bassins opérationnels de la Loire supérieure : évaluation des modélisations, prise en compte des incertitudes sur les précipitations moyennes spatiales et utilisation de prévisions météorologiques. Thèse de Doctorat, AgroParisTech, Paris, 653 p.

MUNSELL COLOR, 1994 - Munsell Soil Color Charts, édition révisée. Gretag Macbeth, New Windsor, 10 p., 18 pl.

PAYETTE S. & ROCHEFORT L. (DIR.), 2001 - Ecologie des tourbières du Québec-Labrador. Les Presses de l’Université Laval, Sainte-Foy, Québec, 621 p.

R CORE TEAM, 2013 - R: A Language and Environment for Statistical Computing. Version 3.0.2. R Foundation for Statistical Computing, Vienna, Austria, URL : http://www.R-project.org.

REILLE M., 1990 - Leçons de palynologie et d’analyse pollinique. Editions du CNRS, Paris, 206 p.

REILLE M. & DE BEAULIEU J.-L., 1988 - History of the Würm and Holocene vegetation in western Velay (Massif Central, France): A comparison of pollen analysis from three corings at Lac du Bouchet. Review of Palaeobotany and Palynology, 54 (3-4), 233-248.

REIMER P.J., BARD E., BAYLISS A., BECK J.W., BLACKWELL P.J., RAMSEY C.B., BUCK C.E., CHENG H., EDWARDS R.L., FRIEDRICH M., GROOTES P.M., GUILDERSON T.P., HAFLIDASON H., HAJDAS I., HATTÉ C., HEATON T.J., HOFFMANN D.L., HOGG A.G., HUGHEN K.A., KAISER K.F., KROMER B., MANNING S.W., NIU M., REIMER R.W., RICHARDS D.A., SCOTT E.M., SOUTHON J.R., STAFF R.A. TURNEY C.S.M. & VAN DER PLICHT J., 2013 Intcal13 and Marine13 radiocarbon age calibration curves 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon, 55 (4), 1869-1887.

RICKLEFS R.E. & MILLER G.L., 2000 - Ecology, 4th edition. W.H. Freeman, New York, 822 p.

SANTISTEBAN J.I., MEDIAVILLA R., LÓPEZ-PAMO E., DABRIO C.J., RUIZ ZAPATA M.B., GIL GARCÍA M.J., CASTAÑO S. & MARTÍNEZ-ALFARO P.E., 2004 - Loss on ignition: a qualitative or quantitative method for organic matter and carbonate mineral content in sediments? Journal of Paleolimnology, 32 (3), 287-299.

SIFEDDINE A., BERTRAND P., LALLIER-VERGÈS E. & PATIENCE A.J., 1996 - Lacustrine organic fluxes and palaeoclimatic variations during the last 15 ka: Lac du Bouchet (Massif Central, France). Quaternary Science Reviews, 15 (2-3), 203-211.

SJÖGREN P., VAN DER KNAAP W.O., VAN LEEUWEN J.F.N., ANDRIČ M. & GRÜNIG A., 2007 - The occurrence of an upper decomposed peat layer, or “kultureller Trockenhorizontˮ, in the Alps and Jura Mountains. Mires and Peat, 2 (5), 1-14.

STEINHILBER F., ABREU J.A., BEER J., BRUNNER I., CHRISTL M., FISCHER H., HEIKKILÄ U., KUBIK P.W., MANN M., MCCRACKEN K.G., MILLER H., MIYAHARA H., OERTER H. & WILHELMS F., 2012 - 9,400 years of cosmic radiation and solar activity from ice cores and tree rings. Proceedings of the National Academy of Sciences, 109 (16), 5967-5971.

STUIVER M., & REIMER P.J., 1993 Extended 14C data base and revised Calib 3.0 14C age calibration programme. Radiocarbon, 35 (1), 215-230.

SURMELY F., MIRAS Y., GUENET P., NICOLAS V., SAVIGNAT A., VANNIÈRE B., WALTER-SIMONNET A.-V., SERVERA G. & TZORTZIS S., 2009 - Occupation and land-use history of a medium mountain from the Mid-Holocene: A multidisciplinary study performed in the South Cantal (French Massif Central). Comptes Rendus Palevol, 8 (8), 737-748.

THOUVENY N., DE BEAULIEU J.-L., BONIFAY E., CREER K.M., GUIOT J., ICOLE M., JOHNSEN S., JOUZEL J., REILLE M., WILLIAMS T. & WILLIAMSON D., 1994 - Climate variations in Europe over the past 140 kyr deduced from rock magnetism. Nature, 371 (6497), 503-506.

VALADAS B., 1984 - Les hautes terres du Massif Central français : contribution à l’étude des morphodynamiques récentes sur versants cristallins et volcaniques. Éditec, Caen, 2 vol., 927 p.

VAN RADEN U.J., COLOMBAROLI D., GILLI A., SCHWANDER J., BERNASCONI S.M., VAN LEEUWEN J., LEUENBERGER M. & EICHER U., 2013 - High-resolution late-glacial chronology for the Gerzensee lake record (Switzerland): δ18O correlation between a Gerzensee-stack and NGRIP. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 391 (B), 13-24.

VERES D.S., 2002 - A comparative study between loss on ignition and total carbon analysis on minerogenic sediments. Studia Universitatis Babeş-Bolyai. Geologia, 47 (1), 171-182.

WALKER M.J.C., BERKELHAMMER M., BJÖRCK S., CWYNAR L.C., FISHER D.A., LONG A.J., LOWE J.J., NEWNHAM R.M., RASMUSSEN S.O. & WEISS H., 2012 - Formal subdivision of the Holocene Series/Epoch: a Discussion Paper by a Working Group of INTIMATE (Integration of ice-core, marine and terrestrial records) and the Subcommission on Quaternary Stratigraphy (International Commission on Stratigraphy). Journal of Quaternary Science, 27 (7), 649-659.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation de la tourbière de La Narce du Béage dans le massif du Mézenc (Massif central, France).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-1.png
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Titre Fig. 2 : Vue générale de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France) avec modélisation 3D de la dépression et de son remplissage sédimentaire (Photographie : A.-M. Dendievel ; Modèle Numérique de Terrain vu du sud : A. Tourman)
Légende Les profils 1 et 2 (en pointillés) renvoient respectivement aux figures 3 et 4. Equidistance des courbes de niveau = 2 m ; altitude exprimée en mètres NGF.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-2.png
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Titre Fig. 3: Profil topo-stratigraphique nord-ouest – sud-est (n°1) de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France).
Légende La flèche est une projection de la carotte D. Légende : 1/ Granite d’anatexie, plus ou moins altéré, Paléozoïque (≈300 Ma) ; 2/ Basalte du Velay oriental, Miocène supérieur (8,2 ±1,2 Ma) ; 3/ Formations à blocs, Pléniglaciaire ; 4/ Faciès lacustre argilo-sableux, Tardiglaciaire ; 5/ Gyttja : boue lacustre organo-minérale, Tardiglaciaire / Holocène ancien ; 6/ Tourbe, Holocène ; 7/ Anthroposol, Holocène récent.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-3.png
Fichier image/png, 73k
Titre Fig. 4 : Profil topo-stratigraphique est-ouest (n°2) de la tourbière de La Narce du Béage (Massif central, France).
Légende 1/ Basalte du Velay oriental, Miocène supérieur (8,2 ±1,2 Ma) ; 2/ Formations à blocs, Pléniglaciaire ; 3/ Faciès lacustre argilo-sableux, Tardiglaciaire ; 4/ Gyttja : boue lacustre organo-minérale, Tardiglaciaire / Holocène ancien ; 5/ Tourbe, Holocène ; 6/ Anthroposol, Holocène récent.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-4.png
Fichier image/png, 67k
Titre Fig. 5 : Modèle d’âge et lithologie simplifiée de la séquence D de La Narce du Béage (Massif central, France).
Légende A l’inverse des densités de probabilités figurées en bleu, la datation représentée en rouge (échantillon D3) n’a pas été retenue (voir tab. 1). La zone grisée correspond à la marge d’erreur du modèle (2σ - 95 %). Lithologie : 1/ Argiles minérales lacustres; 2/ Gyttja ; 3/ Tourbe mésique à saprique ; 4/ Tourbe fibrique ; 5/ Tourbe minéralisée.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-5.png
Fichier image/png, 101k
Titre Tab. 1 : Dates radiocarbone de sédiments organiques de la tourbière de La Narce du Béage, dans le massif du Mézenc (Massif central, France).
Légende La date rejetée (échantillon D3) est mise en évidence en gris et en italique. Mesures effectuées par le « Centre de Datation par le RadioCarbone » de l’Université Claude Bernard (Lyon, France), en collaboration avec l’Université de Groningen (Pays-Bas).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-6.png
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Titre Fig. 6 : Diagramme synthétique des analyses multi-proxy réalisées sur la séquence D de La Narce du Béage (Massif central, France).
Légende Les carrés noirs de la colonne « lithologie » représentent les échantillons datés par AMS (voir tab. 1). Les dates associées sont indiquées dans la colonne « Dates (cal. BP) » et la date rejetée (échantillon D3) est mise en évidence en gris et en italique. Lithologie : 1/ Argiles minérales lacustres ; 2/ Gyttja ; 3/ Tourbe mésique à saprique ; 4/ Tourbe fibrique ; 5/ Tourbe minéralisée.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-7.png
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Titre Fig. 7 : Proposition de restitution schématique de l’évolution de la zone humide de La Narce du Béage (Massif central, France) et de son bassin versant au cours des 18 000 dernières années.
Légende A/ Le bassin versant à la charnière Pléniglaciaire supérieur / Tardiglaciaire (avant 18 000 ans cal. BP) ; B/ Progression du tablier d’éboulis et mise en place de la sédimentation lacustre au début du Tardiglaciaire ; C/ Comblement progressif de l’étendue lacustre au cours du Tardiglaciaire et de l’Holo­cène ancien (18 000 - 10 800 ans cal. BP) ; D/ Développement d’une tourbière par atterrissement durant l’Holocène (depuis 10 800 ans cal. BP).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-8.png
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Titre Fig. 8 : Comparaison entre les Phases de Changement Environnemental (PCE) à La Narce du Béage (Massif central, France) et les données paléoclimatiques globales.
Légende A/ Taux d’accumulation de matière non-organique (TANO) à La Narce du Béage (cet article) ; B/ Episodes de transgression lacustre du Jura (Magny, 2004 ; 2013) ; C/ taux de carbone 14 résiduel dans l’atmosphère (Reimer et al., 2013) ; D/ Concentration en béryllium 10 dans les glaces du Groenland (Finkel & Nishiizumi, 1997) ; E/ Concentration en béryllium 10 dans les glaces polaires de l’Antarctique (Steinhilber et al., 2012) ; F/ Variations du rapport δ18O dans les glaces du Groenland (Andersen et al., 2004) ; G/ Taux d’érosion au Lac du Bouchet, dans le Velay occidental (Degeai & Pastre, 2009). Les numéros (1), (2), (3) et (4) font référence aux épisodes d’apport minéral observés lors des chronozones du Préboréal et du Boréal.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/7430/img-9.png
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Pour citer cet article

Référence papier

André-Marie Dendievel, Hervé Cubizolle, Benjamin Dietre, Vincent Gaertner, Frédéric Gallice, Gwénolé Jouannic et Jean Nicolas Haas, « Changements environnementaux du Tardiglaciaire à l’Holocène moyen dans le Velay oriental : la séquence sédimentaire de la Narce du Béage en Ardèche (Massif Central, France) », Quaternaire, vol. 26/4 | 2015, 263-275.

Référence électronique

André-Marie Dendievel, Hervé Cubizolle, Benjamin Dietre, Vincent Gaertner, Frédéric Gallice, Gwénolé Jouannic et Jean Nicolas Haas, « Changements environnementaux du Tardiglaciaire à l’Holocène moyen dans le Velay oriental : la séquence sédimentaire de la Narce du Béage en Ardèche (Massif Central, France) », Quaternaire [En ligne], vol. 26/4 | 2015, mis en ligne le 01 décembre 2017, consulté le 15 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/7430 ; DOI : 10.4000/quaternaire.7430

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Auteurs

André-Marie Dendievel

Université de Lyon, EVS-ISTHME UMR CNRS 5600, 6 rue Basse des Rives, FR-42023 SAINT-ETIENNE. Courriel : andre.marie.dendievel@univ-st-etienne.fr University of Innsbruck, Institute of Botany, Research Group Palynology and Archaeobotany, Sternwartestraβe 15, AT-6020 INNSBRUCK. Courriel : andre-marie.dendievel@uibk.ac.at

Hervé Cubizolle

Université de Lyon, EVS-ISTHME UMR CNRS 5600, 6 rue Basse des Rives, FR-42023 SAINT-ETIENNE. Courriel : herve.cubizolle@univ-st-etienne.fr

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Benjamin Dietre

University of Innsbruck, Institute of Botany, Research Group Palynology and Archaeobotany, Sternwartestraße 15, AT-6020 INNSBRUCK. Courriel :benjamin.dietre@uibk.ac.at

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Vincent Gaertner

Université de Lyon, OMEAA UMR CNRS 5600, 5 avenue Pierre Mendès-France, FR-69676 BRON. Courriel : vincent.gaertner@univ-lyon2.fr

Frédéric Gallice

Ecole des Mines de Saint-Etienne, EVS-ENSMSE UMR CNRS 5600, 158 cours Fauriel, FR-42023 SAINT-ETIENNE. Courriel: frederic.gallice@mines-stetienne.fr

Gwénolé Jouannic

Université de Franche-Comté, UMR 6249 CNRS Chrono-Environnement, bâtiment Propédeutique, Campus de la Bouloie, 16 route de Gray, FR-25000 BESANÇON. Courriel : gwenole.jouannic@univ-fcomte.fr

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Jean Nicolas Haas

University of Innsbruck, Institute of Botany, Research Group Palynology and Archaeobotany, Sternwartestraße 15, AT-6020 INNSBRUCK. Courriel :jean-nicolas.haas@uibk.ac.at

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