Les auteurs tiennent à remercier le support du Centre de Recherche en Environnement Espace Méditerranée Orientale (CREEMO) de l’université Saint-Joseph de Beyrouth pour leur support logistique et scientifique ainsi qu’au laboratoire IDEES 6266 CNRS pour leur support scientifique et financier tout au long de cette étude. Enfin, les auteurs tiennent à remercier Karl Boukhaled pour son aide sur le terrain et Stoil Chapkanski pour ses précieux conseils. Cette étude a été financée par le programme PHC CEDRE 2019-2022, ASPOP-LIB (Analyses spatiales des occupations préhistoriques et des contextes environnementaux au Liban, dir. J. Adzijian-Gerard et D. Mouralis). Nous remercions enfin les deux relecteurs anonymes pour leurs précieux commentaires qui ont permis d’améliorer ce travail.

1. Introduction

1.1. Documenter les paléoenvironnements holocènes au Liban

1L’endokarst du flanc ouest de la basse montagne du Mont-Liban, a connu une forte variabilité paléohydroclimatique durant l’Holocène (Nader et al., 2007 ; Verheyden et al., 2008 ; Cheng et al., 2015). Sur le flanc Est, le paléo-poljé de Yammouneh a livré une archive sédimentologique couvrant l’Holocène (Develle et al., 2011). Cependant, aucune archive paléoenvironnementale n’a été étudiée à partir de la haute-montagne libanaise. Comme les plateaux en amonts des bassin versants hydrographiques (>1 500 m) sont couverts de dolines karstiques colmatées par des remplissages détritiques, nous nous interrogeons sur l’intérêt de ceux-ci en tant qu’archives terrestres complémentaires à échelle locale, dans le contexte du Mont-Liban.

2Les recherches portant sur l’Holocène récent, mettent en évidence une augmentation de la pression anthropique (déforestation et mise en culture des versants) durant cette période (Hajar et al., 2008, 2010 ; Harfouche et al., 2015, 2016, 2020). Dans la Bekaa (fig. 1), les variations de pollens de séquences extraites à Ammiq et Chamsine/Anjar, présentent une réduction importante des pollens de C. libani et Q. cerris concomitante à une hausse de pollens attribués à de la végétation secondaire, témoignant d’importantes modifications paysagères sur les hauteurs du Mont Liban et de l’Anti Liban durant cette période (Hajar et al., 2008, 2010). De même, les paléosols d’El-Jurd (Cheddadi et Khater, 2016) dans le Mont Liban nord (fig. 1), (2 200 m d’altitude) présentent un profil similaire avec une baisse importante de pollens du genre Quercus après 2,5 ka BP. Cette séquence est la seule explorée en haute montagne et présente malheureusement une faible résolution chronologique. En moyenne montagne, la prospection d’archéosols d’anciennes terrasses de culture dans le haut bassin du Nahr (rivière ou fleuve) Ibrahim (fig. 1), montre une co-évolution des peuplements et du paysage durant tout l’Holocène (Harfouche et al., 2020). Les auteurs décrivent la croissance de l’impact des sociétés agro-pastorales sur l’environnement avec une mise en terrasse des versants. Quatre grandes phases d’anthropisation, concordant avec les résultats de la séquence de Aammiq, sont mises en avant. Une première durant l’Holocène ancien (~7 ka BP) suivie d’une intensification de l’agriculture et du pastoralisme vers 5 ka BP, jusqu’à l’expansion de sites aménagés et occupés, notamment dans la montagne à partir de 2,5-1,5 ka BP.

3Sur le flanc côtier du Mont-Liban, les spéléothèmes de la grotte de Jeita (fig. 1) ont permis de reconstituer à haute résolution les variations climatiques des derniers 20 ka BP (Nader et al., 2007 ; Verheyden et al., 2008 ; Cheng et al., 2015). La fin de l’Holocène tardif (~1000-1400 AD) est marquée par des valeurs isotopiques de l’oxygène (δ¹⁸O) et du carbone (δ¹³C) indiquant des conditions plus humides que l’actuel, suivie d’une phase d’aridification terminale durant laquelle la croissance du spéléothème s’est terminée (Cheng et al., 2015).

4Ainsi, les archives couvrant l’Holocène, montrent dans certains sites (e.g., Aamiq-Chamsine, Nahr Ibrahim) (tab. 1), un impact progressif des dynamiques anthropiques sur le paysage de moyenne montagne et de plaine intérieure, notamment après 7 ka BP (Hajar et al., 2008, 2010 ; Harfouche et al., 2020). D’autres sites (e.g., Yammouneh, El-Jurd et Jeita) montrent une variation climatique Holocène généralement synchrone sur le flanc ouest du Mont-Liban (Develle et al., 2011 ; Cheng et al., 2015 ; Cheddadi et Khater, 2016), mais avec des particularités plus locales (i.e., intensité des variations, saisonnalité, contribution nivale) modulant l’intensité des changements climatiques locaux durant l’Holocène. Toutefois, une répartition disparate de ces études, à l’exception de celles menées dans la moyenne vallée du Nahr Ibrahim et celle de Aamiq/Chamsine dans le sud de la Béqaa, laisse certaines zones de haute-montagne peu documentées au Mont-Liban. Dans cette perspective, quel peut être l’apport des dépôts karstiques de surface de la Haute Montagne du Mont-Liban dans l’identification d’anciennes traces d’anthropisation ?

1.2. Les formations de l’exokarst, une archive peu documentée au Mont-Liban

5Le Mont-Liban est un massif montagneux orienté NNE - SSW, constitué de plateaux irréguliers avec différents paliers altitudinaux (Hakim, 1985). Les terrains sont constitués principalement de formations carbonatées (Dubertret, 1951, 1953 ; Hakim, 1985). Toutefois, les formations superficielles restent peu préservées, en raison d’un terrain hautement karstifié, fracturé et perméable (Hakim, 1985 ; Nehme, 2013), peu favorable à leur conservation. Les études récentes portant sur l’exokarst, se focalisent principalement sur l’identification des morphologies de surface en haute-montagne (Gérard et Jabbour-Gédéon, 2009 ; Ghanem et Doumit, 2021). Certaines dépressions fermées des plateaux du Mont-Liban accumulent des paléosols, héritage d’anciennes couvertures pédologiques (Hakim, 1985). Ces accumulations de pédo-sédiments dans l’exokarst (dolines, poljés) présentent un intérêt pour l’étude des dynamiques environnementales passées et les phases d’anthropisation du milieu. Ailleurs, les études menées sur ce type de formations ont permis de mettre en avant des indicateurs biotiques exploitables (e.g., pollens, charbons de bois, reste macro-micro fauniques) (Sauro et al., 2009 ; Becker et al., 2009 ; Allué et Zaidner, 2022 ; Ullman et al., 2022), des niveaux enrichis en artefacts (e.g., objets lithiques), ainsi que d’anciennes traces d’aménagements (e.g., murets, sols cultivés, chenaux creusés) (Bruxelles et al., 2006 ; Bruxelles et Pons, 2007 ; Siart et al., 2009, 2010, 2012 ; Bruxelles et al., 2013 ; Meyer-Heintze et al., 2020 ; Ullman et al., 2022) permettant de renseigner sur les évolutions du paysages en lien avec le climat et les activités anthropiques.

6Le Mont-Liban, considéré comme un espace anciennement anthropisé (Harfouche et al., 2020), présente un potentiel intéressant dans la diversité des morphologies de surface ainsi que dans les matériaux qui y sont conservés. La prospection de dolines et l’analyse de leur remplissage pour vérifier leur intérêt dans la reconstitution des évolutions paysagères dans la haute montagne du Mont Liban, est l’objectif principal de cet article. Notre approche exploratoire se concentre sur deux sites localisés dans la partie amont du bassin versant du Nahr Beyrouth, Mont-Liban central.

2. Contexte géomorphologique des sites étudiés

7Les deux séquences étudiées proviennent de dolines situées dans la partie amont du bassin versant du Nahr Beyrouth (Mont-Liban central). Chaque doline s’inscrit dans un contexte morphodynamique différent (fig. 2).

2.1. Domaine des hauts plateaux cénomaniens : le Jabal Kneisseh

8Le Jabal Kneisseh est l’extension la plus méridionale des plateaux cénomaniens de la haute montagne du Mont-Liban. Il s’agit d’un plateau étroit, culminant à 2091 m et marqué par des irrégularités topographiques (voir site 1 dans Figure 2A). Le relief est principalement constitué d’une succession de couches marneuses, calcaires, marno-calcaires et dolomitiques très faiblement inclinées (Dubertret, 1953). Ses rebords nord et ouest retombent en pentes très escarpées sur des terrains en pente douce où affleurent les grès de base (C1) du Crétacé (voir site 1 dans Figure 2A). La surface du haut plateau est recouverte de débris cryoclastiques (fig. 3A-B, D) ainsi que d’un faible couvert herbacé qui se développe sur des sols peu épais. Comme le montre le site 1 dans la Figure 2A, plusieurs formes de dissolution karstique de surface marquent le paysage (fig. 3A-E), notamment les dolines classées en deux catégories :

9(i) Les dolines à fond plat : de larges dépressions au contour dissymétrique (fig. 3C-E) présentent des escarpements raides opposés à des versants en pente plus douce. Des clastes carbonatées (e.g., cailloutis anguleux ou gélifracts, blocs effondrés) jonchent la surface du remplissage pédosédimentaire de ces dolines (fig. 3C). Dans quelques dolines, des points de soutirage sont visibles. Enfin, ces dépressions forment le plus souvent des paires coalescentes (fig. 3E) ayant en commun un ou deux escarpements.

10(ii) les dolines en entonnoir : de tailles plus modestes, elles se présentent en groupement alignés en chapelet suivant l’axe des vallons secs.

2.2. Site d’échantillonnage

11Une doline à fond plat, nommée KD2, située à l’extrémité ouest du plateau (fig. 2A, 3D) à 1 880 m, a été sélectionnée afin d’y effectuer un sondage. La dépression karstique est dissymétrique avec pour versant sud un escarpement abrupt formé de strates carbonatées compactes. Un talus d’éboulis couvert par la végétation relie le fond de la doline avec le pied de l’escarpement. Des strates carbonatées affleurent également sur le versant. Le versant nord marque un contraste important du fait de son inclinaison plus modeste ainsi que la présence de couvertures pédologiques et végétales. Il s’agit du versant directement exposé aux rayons du soleil et le couvert neigeux en hiver doit y être beaucoup plus instable que le versant sud. Enfin le fond de la doline ne présente pas de point absorbant. La surface du sol est recouverte par une fine couverture végétale ainsi que par des débris clastiques. Nous relevons également quelques traces de bio-perturbation à la surface du sol. Un sondage (186 cm) a été effectué dans une zone présentant le moins de débris, non loin du centre de la doline.

2.3. Doline d’effondrement de Faouar Dara

2.3.1. Contexte

12Il s’agit d’une large doline tectono-karstique qui s’inscrit dans la les calcaires du Kesrouane (J4). Des parois calcaires encadrent un fond plat rempli d’une épaisse séquence détritique (fig. 4 A-C). Dans la partie nord-est (fig. 2C, 4 A-C), la dépression communique avec une diaclase où le fond est jonché de blocs effondrés. À l’ouest et à l’est de la grande doline, affleurent les formations carbonatées du Jurassique Supérieur (J5 ; J6) (Walley, 1997). Plus en amont, à l’est et au nord de la dépression, sur des terrains en pentes plus douces, affleure la base du Crétacé (C1) (fig. 2B), composée principalement de grès à ciment ferrugineux (Dubertret, 1951). L’environnement de la doline est fortement anthropisé (fig. 2B-C, 4A) avec des activités agro-pastorales ayant transformé le paysage comme en témoignent le couvert végétal dégradé et les versants aménagés en terrasses de culture. En outre, la présence d’un réseau hydrographique intermittent bien hiérarchisé témoigne d’un ruissellement important (fig. 2B). La majorité de ces écoulements de surface s’insère dans un petit bassin versant dont l’exutoire rejoint une perte karstique au nord-est de la doline (fig. 2B). Cette perte rejoint le gouffre Faouar Dara, le plus profond du Liban (-622 m) (Hakim et Karkabi, 1988).

2.3.2. Site d’échantillonnage

13La doline d’effondrement présente un fond plat caractérisé par une couverture pédo-sédimentaire sur une surface de 9 000 m². Par endroit, des traces de bioturbation sont visibles, ainsi que des débris clastiques (e.g., clastes carbonatés ; silex ; galets de grès). Dans la partie sud de la doline, des chenaux de ruissellement convergent vers le sud-ouest de la doline (fig. 2B). Il s’agirait d’un deuxième point d’évacuation des eaux de ruissellement, aujourd’hui colmaté en partie par des blocs plurimétriques (fig. 4D). Un sondage (181 cm) a été effectué au centre de la doline afin de documenter les dynamiques paysagères à l’origine du remplissage de la doline.

3. Matériel et méthode

3.1. Méthode de prélèvement du matériel

14Les sondages ont été réalisés à l’aide d’une tarière Edelman (L : 20 cm ; l : 5,5 cm ; P : 3,5 cm) avec un pas d’échantillonnage tous les 10 à 20 cm. Au total, 24 échantillons ont été prélevés pour KD2 sur 186 cm de profondeur et 21 pour Faour Dara (FD) sur 181 cm de profondeur. Des micro-restes végétaux (charbon de bois) ont été prélevés à trois niveaux (profondeur moyenne : 74, 108, et 182 m) pour la séquence KD2 et à deux niveaux (profondeur moyenne : 93 et 115 cm) pour la séquence FD. Ces micro-restes ont servi d’échantillons pour des datations ¹⁴C.

3.2. Analyses en laboratoire

15Dans un premier temps, les échantillons ont été placés 24 h à l’étuve à 105˚C avant tamisage (< 2 mm). Sur la fraction tamisée, la granulométrie et le dosage des éléments majeurs ont été effectués. L’observation à la loupe binoculaire des éléments supérieurs à 50 µm a par la suite complété les analyses.

3.2.1. Étude sédimentologique

165 g de matériel ont été échantillonnés sur les fractions tamisées pour des mesures au granulomètre laser. En raison de la nature pédologique du matériel, plusieurs étapes de prétraitements ont été réalisées afin de détruire la matière organique (via H²O² – 35 % et eau distillée) et de disperser les micro-agrégats (via HMP de sodium et Na₂Co₃), (Fournier et al., 2012 ; Mikutta et al., 2005), par agitation. La totalité des échantillons a été mesurée au laboratoire IDEES-Caen (UMR 6266) par un granulomètre à diffraction laser Malvern MasterSizer 2000. Les valeurs retenues sont la moyenne de trois mesures par échantillons. Conformément aux prétraitements employés, les préconisations de Makó et al. (2017) ont été retenues et les limites supérieures des argiles et des limons ont été déplacées respectivement aux bornes dimensionnelles de 6,86 µm et 21,30 µm.

17Les résultats permettent de caractériser les dépôts et les évolutions texturales le long de la séquence (fig. 8-9). Pour la séquence de FD, les échantillons ont été projetés également sur un diagramme de Passega (Passega, 1964) (fig. 6) compte tenu du contexte plus dynamique du site (fig. 2B-C). D’après Mercier (2013), il y a peu d’intérêt à s’appuyer sur des lois de probabilités pour décrire un sédiment, d’autant plus dans le cas de courbes de distributions plurimodales. Les méthodes mettant en relation des paramètres de ces lois de probabilité comme celles de Passega, apportent des résultats plus satisfaisants (Mercier, 2013). Toutefois, l’analyse proposée ne se base pas sur l’image C-M puisque celle-ci concerne principalement les contextes fluviatiles dont les dynamiques sont différentes des dolines étudiées. L’intérêt réside alors dans l’identification des groupements de points, leur comparaison sur le diagramme puis avec les résultats des autres analyses. Enfin, pour les deux séquences, les refus de tamis > 50 µm ont été observés à la loupe binoculaire (grossissement x40) afin d’apporter des informations complémentaires sur la composition et l’usure des quartz (Ters, 1960).

3.2.2. Analyses géochimiques

18L’usage d’un analyseur XRF portable (pXRF), pour effectuer des mesures semi-quantitative de la composition chimique de différents matériaux, est une méthode aujourd’hui largement répandue permettant d’obtenir des résultats rapides, non destructibles et fiables (Lemière, 2018 ; Ravansari et al., 2020). Dans le domaine des paléoenvironnements, l’usage du pXRF permet de tracer efficacement les changements de faciès le long des séquences sédimentaires (Hoelzman et al., 2017).

19Trois grammes de matériel ont été prélevés sur les fractions tamisées (< 2 mm) après passage à l’étuve. Les échantillons, n’ayant pas été traités par perte au feu, ont été broyés au mortier et par la suite comprimé en pastilles de 2 cm de diamètre. Les mesures ont été réalisées au pXRF Thermo Scientific Niton XLR 3t GOLDD, monté sur un stand au laboratoire IDEES-Rouen (UMR 6266). Le temps de mesure est de 180 secondes. Une moyenne de deux mesures par échantillon est calculée en ppm et les résultats ont été par la suite convertis en pourcentage d’oxydes selon les formules de Schaefer (2016). L’usage de deux matériaux de référence (CRM1 : ECRM882-1, ECISS 2009 et CRM2 : standard interne d’un échantillon de sol) permettent de contrôler la répétabilité et la stabilité de l’analyseur (fig. 5).

20La confrontation entre valeurs mesurées vs certifiées est satisfaisante notamment pour les éléments K, Fe, Ca, et Ti et à moindre mesure pour Mn, P, Si et Al (r ~0,99 pour les deux CRM).

3.2.3. Analyse en composantes principales

21Une analyse en composantes principales (ACP) des variables granulométriques et géochimiques a été réalisée pour FD, à partir du logiciel Past4 (version 4.14). Cette approche permet d’identifier des ensembles de variables corrélées afin de pouvoir mieux interpréter les indicateurs sélectionnés.

3.2.4. Calage chronologique des séquences

22Le calage chronologique des séquences est obtenu par cinq datations ¹⁴C (trois pour KD2 ; deux pour FD) effectuées sur des micro-fragments de charbons de bois. L’ensemble des échantillons a été daté par AMS au Centre d’études nordiques (Université de Laval, Canada). Le programme en ligne OxCal 4.4.4 (Ramsey, 2009) a été utilisé pour la calibration des dates en utilisant la courbe atmosphérique IntCal20 (Reimer et al., 2020).

4. Résultats

4.1. Séquence de la doline KD2

4.1.1. Description générale

23La séquence KD2 ne présente ni stratifications nettes, ni distinctions visibles entre les horizons, ce qui semblerait indiquer un dépôt homogène et/ou un important remaniement du matériel. Toutefois, les fréquences granulométriques et l’évolution du grain moyen suggèrent de légères variations texturales (fig. 8). Les premiers niveaux présentent un nombre important d’agrégats de sols et ceux-ci diminuent nettement après 47 cm de profondeur et le matériel devient plus compact (fig. 8). Les observations des refus de tamis (> 50 µm) révèlent un matériel constitué d’un sable fin (~0,1-0,5 mm) composé de quartz et de grains subarrondis qui réagissent à l’épingle aimantée. L’abondance de ces grains donne une teinte rouge-marron au sédiment (~7,5 YR). Les grains de quartz sont fins (< 0,5 mm), hyalins, cassés et sub-anguleux et présentent au moins une arrête émoussée. Certains exposent une surface picotée et la plupart sont marqués par des tâches de corrosion. Quelques grains ronds mats de ~0,5 et 1 mm de diamètre sont observés à 91, 115, 182, et 186 cm de profondeur qui peuvent suggérer des dépôts éoliens à la surface du plateau. Les données ne permettent pas de tracer l’origine de ces dépôts potentiels. À partir de 61 cm de profondeur, des clastes millimétriques rouges et blancs sont observables tout au long de la séquence (fig. 8). Les clastes rouges sont similaires aux grains rouge-marrons qui colorent le sédiment. Les clastes blancs (~0,5 à 2 mm de diamètre) ne réagissent pas à l’épingle aimantée et présentent des indurations argileuses. À partir de 68 cm de profondeur, des micro-fragments de charbons de bois sont observés. Leur densité augmente avec la profondeur, assombrissant la teinte du sédiment (fig. 8).

4.1.2. Granulométrie laser

24La totalité des échantillons sont argileux (~55-80 %) et présente des distributions polymodales (fig. 8). Des distinctions texturales peuvent toutefois être mises en avant : (i) les niveaux à 30, 97 et 162 cm de profondeur montrent une augmentation du grain moyen (~4 µm), (ii) un troisième et un quatrième mode est exprimé respectivement à ~50-55 µm et  460 µm, et (iii) la fraction sableuse excédentaire est également visible dans les courbes de fréquences à 109, 115, 130, 136, 155, 168, 175, et 186 cm de profondeur (fig. 8). En parallèle, les niveaux 84 et 108 cm présentent un creux dans les courbes du grain moyen et du D50 (~1,5 µm) avec une distribution bimodale dans les fractions fines (~0,1 et 5-6 µm) (fig. 8).

4.1.3. Dosage géochimique semi-quantitatifs

25Les principaux éléments majeurs sont : Si (~30-35 %), Fe (9-11 %), Al (6-8 %), K (2-3 %), Ti (1,5-2 %), Ca (0,7-1,5 %) (fig. 8). Les éléments Al, Si et Ti covarient tout au long du profil, sauf à 47 cm de profondeur où Ti présente une tendance inverse à Al et Si. Ainsi, les niveaux à 108, 130, 145, et 168 cm apparaissent comme étant les plus enrichis en Ti, Al et Si, contrairement aux niveaux à 91, 115, 124 et 155 cm (fig. 8). La courbe du grain moyen montre également un profil similaire à l’évolution de ces éléments. Enfin, l’élément Fe est plus ou moins stable tout au long du profil à partir de 61 cm de profondeur (fig. 8).

4.2. Séquence de la doline FD

4.2.1. Description stratigraphique

26La séquence présente un matériel compact brun-rouge (7.5YR 3/4). Les 20 premiers cm se distinguent par une teinte plus terne et un nombre important d’argiles agglomérés (fig. 9). À 74, 83, 115, 135, et 176 cm de profondeur, des clastes de grès sont observés. À 43, 83, 115, 145, 159, 165, 170, 176, et 181 cm de profondeur, des clastes et des fragments de silex ont pu être relevés. Des micro-fragments de charbons de bois bien incorporés à la matrice ont été identifiés à 74, 83, 93, 105, 115 (niveau le plus enrichi), 122, 12, et 176 cm de profondeur. Les observations des refus de 50 µm révèlent un matériel principalement composé de grains de quartz usés de diamètre ~0,5 mm, très émoussés et à surface luisante. De nombreux grains présentent cependant une surface picotée et plus rarement une surface mate. Le nombre de grains brisés présentant des facettes anguleuses marquées par des traces d’émoussé est important. En outre, un nombre important de grains présentant des marques de corrosions, a pu être observé. Ces quartz à 34, 64, 74, 83, 105, 115, 122, 127, et 170 cm de profondeur forment des agrégats de grains cimentés par de la matrice argileuse avec potentiellement de la matière végétale (e.g., fibres).

27Un deuxième groupe de matériel observé est composé de micro-particules noires, d’aspect luisant à mat, et réagissant à l’épingle aimantée. Toutefois, l’abondance de ces particules varient tout au long de la séquence avec un niveau enrichi à 154 cm et un niveau appauvri à 122 cm de profondeur. Des concrétions blanches siliceuses sont observables à 64, 115, 127 cm de profondeur, similaires à celles rencontrées dans les sols actifs (Lamouroux, 1972). Des micro-cristaux verdâtres sans facettes cristallines visibles, identifiés comme de la glauconie (Stow, 2007), ont été relevés dans les échantillons de surfaces ainsi qu’à 43, 115, 122, 127, 159, 176, et 181 cm de profondeur. Enfin, à tous les niveaux, des micro-agrégats marrons-rouge foncés ont pu être relevés, notamment à 165 et 122 cm. Suivant les descriptions de Lamouroux (1972), la formation d’un précipité jaune après addition de HCl pourrait témoigner de la présence d’agrégats organométalliques.

4.2.2. Granulométrie laser

28La granulométrie situe les échantillons dans les groupes des limons sableux ; des limons sablo-argileux et des argiles (fig. 9). La granulométrie présente des variations notables tout au long de la séquences avec des niveaux sableux (176, 170, 145 à 135, 93, 83, 53 et 43 cm), des niveaux plus enrichis en argiles (165, 154, 64 et 24 cm) et des niveaux argileux (135 à 115 cm) (fig. 9). Les fréquences (bi- et tri-modales) indiquent un matériel sableux avec une fraction fine excédentaire, sauf de 105 à 127 cm (croissance du mode à 0,2 µm).

4.2.3. Projection des échantillons sur un diagramme CM de Passega

29Le diagramme permet de distinguer trois groupes d’échantillons. Des niveaux sableux (population cerclée de rouge dans la Figure 6), des niveaux sableux enrichis en argiles (population cerclée de vert dans la Figure 6) et les échantillons sablo-argileux et argileux des niveaux 127, 122, et 115 cm dispersés dans le diagramme.

4.2.4. Dosages géochimiques semi-quantitatifs

30Les éléments majeurs identifiés sont : Si (~32-38 %) ; Fe (~9-12 %) ; Al (~5.5-7 %) ; Ti (1,7-2,3 %). Viennent ensuite les éléments alcalins et alcalinoterreux : Ca (~0,8-1,3 %) ; K (~0,5-0,8 %) ; Mg (0,3-0,5 %) (fig. 9). Les éléments Fe, Al covarient à moindre mesure et sont corrélés négativement avec Ti et Si (fig. 7, 9). L’élément Ca présente des niveaux enrichis (34 et 43 cm notamment, puis 105 et 165 cm), opposés à des niveaux appauvris (83, 105, 127 cm) (fig. 9). Les valeurs de Si par rapport au Fe et à Al, augmentent de la base au sommet de la séquence.

4.2.5. Analyse en composantes principales

31Seules les composantes 1, 2 (Eigen-values de 5 et 4) ont été retenues pour l’analyse. Les composantes 1 et 2, notées C1 et C2, expliquent 65 % de la variance totale et leur projection (fig. 7) suggère une indépendance entre les variables granulométriques et les éléments. C1 représente 36,5 % de la variance totale et synthétise une corrélation négative entre les argiles et limons avec les sables moyens et grossiers. La composante 2 (28,8 % de la variance totale), synthétise les variables Al, Fe, Ti, Si et Ca, ainsi que les sables fins à un degré moindre. Les éléments Al et Fe sont corrélés positivement entre eux et négativement aux éléments Ti, Si et Ca. Pour l’élément Ca, il est possible d’observer une liaison positive avec les sables moyens (fig. 7), suggérant qu’une partie du Ca serait dans cette fraction.

32Ainsi, C1 met en évidence l’opposition texturale importante entre les niveaux 83, 74, 135 cm (sableux) et 105, 115, 122 et 127 cm (sablo-argileux et argileux). C2 oppose les niveaux 181, 170, 165, 154 et 145 cm, enrichis en Fe et Al, aux niveaux 10, 24, 34, 43, 64, 93 cm, enrichis en Ti et Si.

4.3. Géochronologie

33Trois datations AMS ¹⁴C ont été effectuées sur des micro-charbons de bois à 74, 108 et 182 cm de profondeur (tab. 2) dans la séquence KD2. Les âges calibrés obtenus sont respectivement : 2429–2342 cal. BP (95,4 %, 2σ), 2310–2123 cal. BP (95,4 %, 2 σ) et 2146–2002 cal. BP (95,4 %, 2 σ). La séquence est marquée par des inversions d’âges significatives qui témoignent des dynamiques du site (i.e., mélanges de matériaux durant le colluvionnement et/ou remaniements in situ du matériel) que nos données ne nous permettent pas d’identifier. Bien que ces datations ne renseignent pas sur le détail des étapes du remplissage de la doline, elles permettent néanmoins de proposer quelques jalons chronologiques.

34Pour la séquence de Fouar Dara (FD), deux datations AMS ¹⁴C ont été effectués sur des micro-charbons de bois prélevés à 93 et 115 cm (tab. 2). Les âges calibrés obtenus sont respectivement : 920–795 cal. BP (95,4 %, 2 σ) et 973–925 cal. BP (95,4 %, 2 σ).

5. Discussion 

5.1. Interprétations stratigraphiques

5.1.1. Origine

35Le matériel des deux dolines est dans l’ensemble homogène et compact. En se référant aux descriptions de Lamouroux (1972), les refus de tamis de KD2 présentent des similitudes avec la fraction sableuse des sols fersiallitiques lixiviants du Mont Liban développés sur roches carbonatées. Ainsi, les nodules observés sont probablement des complexes organométalliques d’origine pédologique tandis que les micro-fragments de quartz pourraient être un héritage de la décarbonatation des calcaires. En outre, la texture argileuse de la séquence KD2 ainsi que les concentrations notables en éléments Si, Fe, Al, et Ti (fig. 8) permettent également une comparaison du matériel avec les sols « rouges lixiviés » (Lamouroux, 1972), confortant ainsi l’origine pédo-sédimentaire du remplissage. Ces observations sont également en accord avec celles de Hakim (1985) qui suggère un lien entre le remplissage des dolines des hauts plateaux du Mont-Liban et l’érosion d’anciennes couvertures pédologiques.

36Les refus de tamis (> 50 µm) de la séquence FD, montrent un matériel sableux abondant, constitué principalement de quartz usés, de micro-particules anguleuses noires et de nodules de complexes argileux. En s’appuyant sur le nombre conséquent de grains émoussés luisants (~30 à 60 grains/100) contenus dans certains niveaux, ainsi que sur la présence de morceaux de grès dans la séquence (fig. 9), les formations de grès qui affleurent en amont sur le bassin versant de la doline (fig. 2C) sont identifiés comme la source principale. Ces grès sont constitués d’un quartz déposé en milieu fluvio-deltaïque et consolidé par un ciment ferrugineux (Dubertret, 1951 ; Majdalani, 1981 ; El-Kareh, 1982 ; Walley, 1997). De ce fait, une correspondance est établie entre le remplissage de la doline et les terrains amont drainés par un réseau intermittent (fig. 2C). Ainsi, la doline agirait en bassin de réception des eaux et matériaux érodés, comme le suggèrent Hakim et Karkabi (1988) d’après leurs observations sur la dynamique hydro-morphologique du secteur.

5.1.2. Les indices d’une déstabilisation des versants

37La comparaison des variables granulométriques et géochimiques, couplée à l’observation des sables au stéréomicroscope, permet de suggérer différentes unités sédimentaires qui soulignent des alternances de phases de rhexistasie/biostasie à la surface des bassins versants des dolines.

38Pour KD2, l’allure polymodales des courbes de fréquence permet de lire l’évolution d’une fraction sablo-limoneuse excédentaire traduite par un mode entre 100-1 000 µm (fig. 8). Les courbes sont bimodales à 109, 84, 79, et 47 cm de profondeur. De telles distributions peuvent être la conséquence de l’homogénéisation de différents matériaux/horizons (Mercier, 2013), en raison d’importants remaniements anté- et/ou post-déposition. Les niveaux marqués par un enrichissement en fractions sablo-limoneuses s’inscrivent dans des zones enrichies en éléments Si, Al et Ti (~162, 145, 136, 109 cm), qui s’opposent à des zones marquées par une diminution du grain moyen et un appauvrissement en ces éléments (~155, 124, 91 cm) (fig. 8). D’après les travaux de Lamouroux (1972) sur les sols du Mont-Liban, ces éléments sont peu mobiles mais le Fe et la Si peuvent passer en solution et Si, Fe, Ti et Al peuvent se déplacer avec les argiles.

39Les unités U1 (186-160 cm), U3 (150-130 cm), U5 (110-90 cm), et U7 (80-60 cm), sont caractérisées par une légère diminution en matériaux argileux et une augmentation des valeurs de Si, Al et Ti par rapport au reste de la séquence. Ces observations sont cohérentes avec un intense colluvionnement de matériaux érodés des sols en place sur les versants où peuvent s’observer des horizons profonds sablo-limoneux et où s’accumulent ces éléments par rapport au matériel parental carbonaté (Lamouroux, 1972). Ainsi, d’intenses colluvionnement remaniant les sols en place, ont constitué le remplissage de cette doline. L’importante densité de micro-fragments de charbon de bois suggère que la destruction par le feu d’un couvert végétal serait à l’origine de ces rhexistasies.

40Les unités U2 (160-150 cm), U4 (130-110 cm), et U6 (90-80 cm), renvoient par opposition, à un affaiblissement du colluvionnement. La stabilité du remplissage autorise un remaniement des dépôts plus conséquent que le reste de la séquence (e.g., pédogenèses, lessivage, bioturbation, soutirages, etc.), appauvrissant ainsi ces niveaux en Si, Al et Ti.

41Pour FD, les évolutions texturales de la séquence soulignent une stratigraphie marquée par une intercalation de niveaux nettement argileux dans un ensemble sablo-argileux, comme l’illustre les courbes des fréquences (e.g., fraction argileuse excédentaire) et du grain moyen (fig. 9). La projection des composantes 1 et 2 (fig. 7), souligne l’absence de forte corrélation entre la granulométrie et les éléments, conformément avec un matériel colluvionnaire mélangé de diverses sources. Les observations des sables à la loupe binoculaire et la présence de clastes de grès dans la séquence permettent de proposer l’impluvium de la perte karstique (fig. 2C) comme le bassin versant principal de la doline. Cette surface est constituée principalement de terrains en pente douce où se développent des sols sur le grès de base, qui dominent des escarpements de formations carbonatées (fig. 2C). La composante 1 permet toutefois de vérifier une corrélation entre la variable Ca/Si et les sables moyens. Ainsi, ce ratio pourrait servir de traceur du Calcium (Ca) des clastes carbonatés inclus dans les colluvions. La composante 2 souligne une corrélation négative entre les éléments Si et le Ti avec les éléments Fe et l’Al et, à moindre mesure, une corrélation positive entre le silicium (Si) et les sables fins. Le silicium (Si) par rapport au Fer (Fe) et à l’Aluminium (Al) sera considéré comme un traceur potentiel de colluvionnement de matériaux fins et donc d’érosion des versants. En raison de la diversité des sources potentielles (e.g., sols, grès de base, résidus de décarbonatations) (Dubertret, 1951 ; Lamouroux, 1972 ; Majdalani, 1981 ; El-Kareh, 1982), les profils des éléments seront interprétés en fonction de la granulométrie. Ainsi, la séquence a pu être divisée en unités en lien avec des dynamiques de rhexistasie ou de biostasie sur les terrains en amont (fig. 9).

42L’unité U1 (180-170 cm) peut témoigner d’intenses colluvions de matériaux sableux (population cerclée de rouge dans la Figure 6). De même, l’unité U1 est enrichie en silicium (Si) par rapport à l’Aluminium (Al) et au Fer (Fe), probablement en lien avec le matériel hérité de l’érosion des grès en amont (Lamouroux, 1972). En cohérence également avec les profils de l’Aluminium (Al) et au Fer (Fe) un colluvionnement important, principalement constitué de sables, de clastes gréseux et de sols érodés, caractérise cette unité.

43L’unité U2 (170-150 cm), est une zone caractérisée par une diminution importante du grain moyen en lien avec une réduction de la charge en sables moyens et grossiers (population cerclée de vert dans la Figure 6). Les valeurs de Al restent une variable significative de cette zone (fig. 7, 9). Une diminution notable du colluvionnement et/ou une augmentation de la charge en matériaux érodés des sols dans les dépôts, pourrait expliquer ce changement de faciès. Cela reste cohérant avec les valeurs de Si par rapport aux éléments Al et Fe (colluvions) ainsi que le Calcium des sols érodés et/ou des dépôts autochtones.

44L’unité U3 (150-130 cm), montre une augmentation notable du grain moyen en lien avec les charges en sables moyens et grossiers, ainsi que les valeurs des éléments Fe, Si, et Al (fig. 9). Ces niveaux présentent un faciès similaire à U1 (fig. 6). Les augmentations en teneur de Fe et l’accroissement de la fréquence des sables grossiers (fig. 9) caractérisent le mieux cette zone. À l’instar de U1, une amplification de la dynamique colluvionnaire avec des apports mélangés de sables, sols, clastes gréseux et carbonatés, peuvent expliquer les teneurs en Si, et Al et Fe.

45L’unité U4 (130-100 cm), comprend les niveaux les plus enrichis en argile, limons et sables fins et appauvris en sables moyens et grossiers (fig. 9). Ces niveaux ne rentrent dans aucun des deux groupes de sables identifiés dans la Figure 6. Les valeurs du Fe diminuent et celles du Ti augmentent par rapport aux précédentes unités. Toutefois, une relative augmentation du Ca/Si est notable. Les observations du matériel à la loupe binoculaire témoignent de la présence de micro-agrégats, de glauconie, de concrétions siliceuses ainsi que des micro-charbons. Une diminution conséquente de la dynamique de colluvionnement en lien avec une plausible pédogenèse à la surface du remplissage, est cohérente avec ces observations. Dans ce cas, le Calcium (Ca) serait plutôt lié à des dépôts autochtones (e.g., lessivage, dissolution des clastes, bioprécipitations, complexes absorbants des sols). Les valeurs du Si, Al et du Ti proviendraient d’accumulation dans le milieu pédologique. Enfin, concernant les microfragments de charbons de bois, ceux-ci pourraient être liés à un ancien couvert végétal développé sur l’hypothétique paléosol.

46L’unité U5 (100-70 cm), s’oppose à l’unité U4 par un important enrichissement en sables moyens et grossiers, inscrivant cette zone dans le même groupe que les unités 1 et 3 (population cerclée de rouge dans la Figure 6) (fig. 7, 9). Les rapports Si/Al et Si/Fe augmentent également par rapport à l’unité U4, en cohérence avec une augmentation des apports en matériaux érodés des versants. La diminution des valeurs Ca/Si serait liée soit à un lessivage du calcium (Ca), soit à une diminution du calcium (Ca) autochtone. Une reprise du colluvionnement recouvrant les sols de l’unité U4, peut expliquer ces observations. Les micro-fragments de charbons de bois relevés et datés dans cette unité (93 cm) seraient alors allochtones.

47L’unité U6 (70-60 cm), à l’instar de U2, est enrichie en matériaux fins. Les échantillons sont proches cependant du groupe des niveaux sableux enrichis en argile (fig. 6). Toutefois, les profils des rapports Si/Al, Si/Fe et Ca/Si augmentent par rapport à l’unité U5. Ce niveau est également enrichi en Ti par rapport aux unités inférieures (fig. 7, 9). Un colluvionnement composé principalement de matériaux érodés des sols sur les versants amont expliquerait ce profil.

48L’unité U7 (60-40 cm), présente un faciès similaire aux unités 1, 3, et 5 avec un enrichissement conséquent en sables moyens et grossier (fig. 6, 9). Des enrichissements en éléments Si, Ca, et Fe ainsi que la présence de matériaux clastiques (e.g., silex, carbonates, grès) caractérisent ce niveau. Une intensification de la dynamique de colluvionnement explique ces observations. Sur ce dernier niveau, se développe la pédogenèse actuelle.

5.2. Signification des micro-restes de végétaux 

49La présence de matière charbonneuse dans les sols est souvent indicatrice d’influences anthropiques sur le milieu (Baize et Girard, 2009). Dans un contexte environnemental anciennement anthropisé comme dans le Mont-Liban (Harfouche et al., 2020 ; El Zaatari, 2018), il est possible d’attribuer la présence de micro-fragments de charbons relevés dans les séquences à une origine anthropique. En effet, depuis ~5 ka BP, le milieu montagnard connaît des phases de rhexistasie en raison de l’aménagement des versants par les anciennes sociétés agro-pastorales (Harfouche et al., 2020). L’âge des micro-fragments de charbon (tab. 2) suggère un lien entre les épisodes de déstabilisation des versants, interprétés dans les séquences des dolines du Jabal Kneisseh et Faouar Dara, avec une dynamique d’anthropisation des paysages des derniers 2 ka BP, identifiée dans la haute vallée du Nahr Ibrahim (Harfouche et al., 2020) et le Jabal Barouk (Hajar et al., 2010). Ces résultats suggèrent donc que les actions anthropiques aient pu migrer plus en altitude durant la même période.

6. Conclusion

50Les enseignements des remplissages de la doline du Jabal Kneisseh et de la doline tectono-karstique de Faouar Dara illustrent les intérêts mais également les limites de ce type d’archives dans l’étude des paléoenvironnements du Mont-Liban. L’analyse d’indices sédimentologiques et géochimiques a permis d’établir une stratigraphie des séquences et d’interpréter une succession de phases de rhexistasies sur les versants en amont des deux sites durant l’Holocène supérieur. Compte-tenu du cadre spatio-temporel (i.e., période de mise en culture des versants et de déforestation dans la montagne libanaise), l’interprétation des données suggère que l’impact anthropique serait le forçage principal à l’origine des phases de colluvionnement, s’additionnant aux dynamiques géomorphologiques s’exprimant naturellement dans ces milieux (e.g., ruissellements de fonte des neiges et mouvements de masse). La présence de matériaux charbonneux dans les séquences permet d’établir un lien entre les phases d’érosions identifiées dans les séquences et la destruction d’anciens couverts végétal. Toutefois, l’interprétation de ces remplissages de l’exokarst reste délicate en raison d’un important remaniement du matériel, comme peut en attester les inversions identifiées à KD2, rendant impossible l’obtention d’un cadre chronostratigraphique précis. Ainsi, l’interprétation se limite à suggérer une prévalence des épisodes de feux sur le plateau du Jabal Kneisseh entre 2,4 et 2 ka cal BP, en lien avec le colluvionnement et le remplissage de la doline. Pour Faouar Dara, nos données laissent entendre que les 180 cm de matériaux carottés se seraient déposés durant les derniers 1000 ans BP mais davantage de dates sont nécessaires pour obtenir un cadre chronostratigraphique précis. Suivant ce qui a été fait dans l’étude des remplissages de dolines en Crète (Siart et al., 2009, 2010, 2012), il serait pertinent de compléter le carottage de Fouar Dara par une cartographie du remplissage (e.g., tomographie et/ou résistivité électrique) afin de valider et compléter le modèle de stratification proposé dans cet article.

51En somme, au vu des actuels verrous spatio-temporels dans l’étude des évolutions paysagères et hydroclimatiques holocènes du Mont-Liban, croiser les données des remplissages des dolines avec celles issues d’archives plus complètes et mieux datées autorise une meilleure documentation de l’évolution des milieux sur une échelle spatiale très localisée, comme nous le proposons dans le présent travail. Il est cependant essentiel de compléter les apports de cette recherche par une étude plus approfondie des remplissages intégrant l’analyse d’indicateurs biotiques (e.g., identification des charbons de bois) afin de réellement pouvoir proposer une reconstitution paléoenvironnementale pouvant être mise en perspective avec d’autres sites du Mont-Liban.

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A review of the studies on Holocene paleoenvironment in Lebanon shows a progressive anthropic impact over natural habitats (Harfouche et al., 2020; Develle et al., 2011; Hajar et al., 2010). However, the higher areas of Mount-Lebanon remain poorly documented compared to the coastal zone, low-mid altitudes areas and the plain of the Bekaa (fig. 1). This study aims to assess the relevance of detrital formations accumulated in karst depressions as complementary archives for the study of landscape evolutions, at a local scale. Two sequences were extracted from dolines in the upstream area of the Beirut River watershed (central Mount-Lebanon) (fig. 2). The first site (KD2) is a flat-bottom solution doline located at the western extremity of Jabal (mountain) Kneisseh high plateaus (see site 1 in Figure 2A-3), at 1 880 m above sea-level (asl). The second sequence was extracted from the doline of Faouar Dara (FD), at 1 600 m asl (see site 2 in Figure 2B-C and 4). Upstream of FD, steep slopes and smoother surfaces are composed respectively of upper Jurassic carbonate with flint inclusions outcrops and sandstones with ferruginous cement outcrops of lower Cretaceous (Walley, 1997) (see site 2 in Figure 2B-C). Surface runoff is an important feature upstream of FD, with intermittent and well-organized networks, forming a catchment area with a river sinking in the bottom of the doline. The surrounding areas of the doline are highly impacted by human activities such as agriculture (fig. 2, 4).

Two cores of 186 cm (KD2) and 181 cm (FD), were extracted manually using an Edelman auger and studied using a multi-proxy approach (C14 datings, microscopical observation, grainsize and geochemical analysis). Sediments were sampled at 10 to 15 cm intervalsThe materials were oven-dried (24 h at 105˚C) before sieving to 2 000 µm. Grain size analysis by laser diffraction followed by a semi-quantification of major elements through the use of XRF technique were carried out on the sieved fractions. For grain-size analysis, several pre-treatment steps were carried out to destroy the organic matter and disperse the microaggregates according to Fournier et al. (2012) and Mikutta et al. (2005). For XRF analysis, two reference materials were used to check the repeatability and stability of the analyzer (fig. 5). Finally, sieve rejects > 50 µm were observed under stereo microscope (x40) in order to bring complementary data on the material composition and the abrasion features on quartz grains. The chronological framework was obtained by five AMS radiocarbon dates on sampled charcoals at 74, 108 and 182 cm for KD2 and 93 and 115 cm for FD (tab. 2).

KD2 core presents a very compacted and homogenous fine material (fig. 8). Sieve rejects comprised a small number of fine sands of pedological origins mixed with micro-fragments of worn hyaline quartz grains. Grain-size analysis reveals clayey samples with polymodal distribution curves showing the thin sandy fraction in surplus (fig. 8). However, the D50 and mean curves allow the distinction between levels enriched with silts and fine sandy particles from more clayey levels along the sequence. The pXRF analysis also reveals relative homogeneity along the core, with Si, Fe, Al, K and Ti as major elements. Al, Si and Ti covary roughly after 47 cm, as well as with the mean grain-size curve (fig. 8).

FD sequence on the other hand, shows a sandy to sandy-clay-loam textures with sieve rejects presenting a high amount of sand, composed mainly of worn quartz grains, iron oxides and materials of pedological origins. Grain-size analysis reveals textural variations along the sequence, with sand-enriched levels opposed to more clayey levels (fig. 9). Plotted on a Passega diagram (Passega, 1964), the sandy samples can be assigned to the O-P segment that characterizes high-energy zones (fig. 6). The pXRF analysis reveals that the major elements are Si, Fe, Al, Ti and Ca. Principal component analysis (fig. 7) shows no relevant correlations between the elements and grainsize evolutions. However, a possible link can be interpreted for Ca and medium sands and Al and Fe and Ti and Si show positive correlations. Components 1 and 2 contrast identify samples according to grain size (C1) or element composition (C2).

According to the composition of the sands, a comparison can be established between the two sequences and their respective catchment areas, implying a link between the filling of the dolines and the evolution of the surrounding landcovers.

The grainsize frequencies and mean curve underline few textural variations in KD2. While Fe seems to be stable, the levels enriched with loamy-sandy materials have the highest quantities of Si, Ti and Al elements (fig. 8). According to these observations and the abundance of these elements in fersiallitic soils of Mount-Lebanon (Lamouroux, 1972; Baize and Girard, 2009), the sequence was subdivided into seven sub-units. Units 1 (U1, 186-160 cm), 3 (U3, 150-130 cm); 5 (U5, 110-90 cm) and 7 (U7, 80-60 cm), present light enrichments in sandy-loam materials, correlated with a rise of Si, Al and Ti values. We suggest a link between these units and a process of intense colluviation of eroded soil materials. On the opposite, Units 2 (U2, 160-150 cm), 4 (U4, 130-110 cm), and 6 (U6, 90-80 cm) are depleted in coarser particles and major elements. This can be interpreted as a decrease in colluvium that could have led to significant alteration of the materials deposited (pedogenesis, drainage of subsurface waters, leaching, bioturbation, etc.) in the horizon close to the surface.

The FD sequence shows a clear contrast between layers enriched with sandy particles, attributed to a high-energy deposition environment, and levels enriched with finer materials (fig. 6, 9). According to sand composition and the presence of clastic elements (sandstones, flints, carbonates), a link can be established between the studied material and the watershed upstream. Principal component analysis was conducted to analyze the link between the major elements and grainsize variables (fig. 7). Si ratios were interpreted as a proxy of mass colluviums. Ca/Si ratios suggest in PCA2 a link between Ca and coarser materials implying that a part of Ca comes from the coarser fractions hence clastic colluviums. However, a stronger correlation between the elements and grainsize cannot be established, in agreement with the hypothesis of a colluvium from diverse sources (geological outcrops and soils mainly). Therefore, the sequence was divided in 7 units according to grainsize and major elements were interpreted accordingly (fig. 9). The Unit 1 (180-150 cm) is attributed to an environment of high energy therefore Si ratios are linked with the deposition of eroded materials from outcrops and soils where Si is the most abundant element (Lamouroux, 1972). The Unit 2 (170-150 cm) show an enrichment of clay fraction and instabilities of Si/Al ratios. This could be related to a diminution of the energy and an enhancement of soil eroded particles in the colluviums. The Unit 3 (130-100 cm) show similarities to U1 and therefore is attributed to a high-energy environment. The Unit 4 (130-100 cm) is a clayey level with a rise of Ti, Si/Al, Si/Fe and Ca/Si values. Due to the presence of Si concretions in the material, Si ratios was linked to secondary deposit of Si. We suggest a consequent decrease of detrital inputs and an increase of pedogenesis processes at the surface of the filling. Another noticeable feature of U4 is the presence of microcharcoals. In the light of our interpretation, they might be the residue of past vegetation covers at the surface of the doline. Further investigations are needed to document their origins. Finally, an increase in Ca/Si values might be linked to secondary depositions (leaching, carbonate dissolution) and/or bioprecipitation. In Unit 5 (100-70 cm), an increase of coarser particles and Si ratios is attributed to the return of colluvial dynamics. A significant drop in Ca/Si compared to U4 is consistent with a diminution of secondary and/or bioprecipitated Ca. Microcharcoals are also found in U5 and are most likely of exogenous origin. The Unit 6 (70-60 cm) has a similar profile to U2, which may suggest analogue dynamic processes. Finally, the grainsize and the presence of clastic materials within the Unit 7 (60-40 cm) suggest a zone of high energy. Fe, Si/Al and Ca/Si values are higher, consistent with an increase in eroded material from sandstone and carbonate outcrops as well as soil covers. The present-day pedogenesis might be developing over this last episode of mass colluviation.

Both sequences feature horizons enriched with microcharcoal fragments, suggesting that the destruction of past vegetation cover by fire is a direct cause of slope disturbance and, consequently, colluvial processes, in addition to other geomorphological features such as snowmelt-induced surface runoff and gravitational mass movements (solifluction). Moreover, the dated charcoal materials in both sequences can be associated to main rhexistasy phases during the upper Holocene, i.e. ~2 ka BP to ~430 BP, mainly due to the development of cultivated terraces and the exploitation of wood resources (Harfouche et al., 2020; Hajar et al., 2010). Therefore, it is possible to suggest a link between the identified phases of rhexistasy and the anthropogenic impact in Mount-Lebanon over the last 2 ka BP, in particular with the migration of human activities to higher altitudes in the upper part of Beirut River watershed.

In conclusion, the study of FD and KD2 sequences highlight the interests and limitations of doline infills in the study of paleoenvironment of Mount-Lebanon. The studied proxies allow a first interpretation of the evolution of landcover in the doline catchments during the late-Holocene. A potential link of such evolution to human-induced activities is suggested. However, interpreting the signal is challenging due to the unknown impact of the internal dynamics of the dolines on the colluvium. Nevertheless, considering the current challenges in studying Holocene landscape changes in Mount Lebanon using doline infills, cross-referencing data extracted from these karstic features with more comprehensive and well-dated archives of nearby karstic geosystems would enable a more thorough documentation of the evolution of past environments during the Holocene.

*Auteur correspondant : +33 (0)2 35 14 60 56, laurent.kupelian1@univ-rouen.fr (L. Kupélian)