Nous remercions M. Colardelle et E. Verdel qui dirigent la fouille de Colletière et le programme de recherche pluridisciplinaire pour leur intérêt porté aux études paléoenvironnementales, ainsi que Mr. Falque-Vert pour ses informations provenant de cartulaires médiévaux, et les relecteurs, M. Magny, E. Verdel, ainsi que E. LallierVergès et P. Deline, qui ont contribué à en améliorer le contenu.
1Plusieurs habitats littoraux immergés ont été identifiés sur les rives du lac de Paladru. Le plus ancien date du Néolithique final (2700-2600 av. J.C.), les trois autres du XIe siècle après J.C. Celui de Colletière, occupé de 1006 à la fin des années 1030, fait l’objet de fouilles archéologiques couplées avec un programme pluridisciplinaire d’études paléoenvironnementales (Colardelle & Verdel, 1993, 2000). Les questions posées à partir de ce site exceptionnel concernent le contexte climatique de « l’optimum médiéval » au cours duquel se produisent d’importantes transformations de la société. Elles ont également trait au rapport qui semble exister entre la constitution des terroirs par les populations établies sur le bassin versant du lac à différentes époques et le contexte climatique général.
2De nombreux carottages ont permis d’étudier l’enregistrement sédimentaire lacustre (Borel et al., 1985 ; Brochier & Druart, 1993). Les dépôts crayeux, antérieurs à l’an Mil ont fourni un enregistrement à haute résolution chronologique. Une première étude a permis d’aborder la question des microlaminations médiévales (Borel et al., 1994). La séquence sédimentaire de 150 cm, plus complète présentée ici, permet de reconstituer l’évolution paléolimnologique et paléoenvironnementale de ce lac du piémont des Préalpes occidentales françaises, de 1000 avant J.C. à 1000 après J.C., juste avant l’occupation médiévale du site.
3Le lac de Paladru est situé à 492 m d’altitude, dans les hautes collines qui bordent le flanc occidental du massif préalpin de Chartreuse dont les sommets les plus proches, une vingtaine de kilomètres à l’est, ne dépassent pas 2000 m (fig. 1). Ce lac occupe le fond
4d’une ancienne vallée glaciaire, dans une dépression creusée dans la molasse miocène gréseuse et barrée par des moraines pléistocènes argilo-graveleuses. D’une superficie de 391 ha et d’une profondeur maximale de 33 m, son volume d’eau est de 97 millions de m3. Avec un total annuel de 1168 mm de pluie et une moyenne thermique annuelle de 9,7oC, le climat est humide et frais. Le nombre de jours de précipitation est élevé, avec une distribution très irrégulière au cours de l’année.
5Les études hydrologiques montrent que le plan d’eau du lac enregistre parfaitement le régime pluviométrique (Feyt, 1982). Il n’y a quasiment pas de tributaires et l’unique exutoire est très étroit. Avant les travaux de régulation hydrologique en 1869, les débits de sortie du lac pouvaient varier entre 100 l/s et 10 000 l/s. Pour une moyenne de précipitation de 1000 mm, l’amplitude des variations bathymétriques ne dépassait alors pas 0,70 m au-dessus de l’étiage (ibid). Cette valeur est en bon accord avec celle qui est indiquée pour le XIXe siècle, soit des variations de 1, 22 m au maximum.
Fig. 1 : Situation géographique du lac de Paladru et des autres lacs mentionnés dans le texte et lieux de reconnaissance du sol fossile médiéval (VIIe au XIIe siècle)
d’après Berger & Brochier, 2006.
6Sur la rive sud-est du lac, le gisement médiéval de Colletière a fait l’objet de plusieurs campagnes de carottages (fig. 2). Il est actuellement recouvert par 1 à 5 m d’eau, selon le niveau du lac. L’habitat s’est installé sur la beine de craies lacustres déposées en système de fuseaux progradant depuis la rive (fig. 2c). Quatre longs transects stratigraphiques ont été décrits (Brochier & Druart, 1993). Les dépôts lacustres présentent une stratification très rythmée, succession rapide de laminations plurimillimétriques à millimétriques, interrompues au sommet par l’exondation et l’occupation humaine. L’avancée de la beine lacustre carbonatée constitue alors une sorte de presqu’île. Les sédiments lacustres postérieurs aux couches archéologiques sont détruits ou remaniés et se déposent ou redéposent à l’avant du talus (fig. 2c). Ils sont moins carbonatés, plus détritiques et moins finement stratifiés. L’occupation du site et du bassin versant à l’an Mil marque une rupture dans le régime des sédimentations du lac de Paladru (ibid).
7Deux carottes C1 et C2, distantes de 1 mètre, ont été prélevées dans le secteur d’enregistrement sédimentaire à plus haut degré de résolution temporelle pour la période correspondant à la fin du haut Moyen Âge (fig. 2c). Elles ont permis d’étudier 150 cm de séquence, dont les 80 cm supérieurs ont une vitesse de sédimentation plus rapide, donc une meilleure qualité d’enregistrement. Réalisées immédiatement sous la couche archéologique, le haut de la séquence lacustre est donc calée précisément en chronologie par le début de l’occupation médiévale (1006 AD).
Fig. 2 : Carte simplifiée de l’aire étudiée montrant le site médiéval de Colletière sur la rive du lac de Paladru (2a), la position des carottages C1+C2 (2b) et le contexte stratigraphique de la rive (2c).
8L’étude des microrythmes sédimentaires dans les séquences lacustres a déjà été abordée sur plusieurs lacs (Saarnisto, 1979 ; Lotter, 1991 ; Freytet & Verecchia, 2002). Un travail méthodologique a été réalisé ici sur les microlaminations médiévales (Borel et al., 1994). Il a montré qu’elles résultaient de la combinaison de quatre facteurs : un facteur climatique global qui donne une pulsation de fond (échelle décennale et pluridécennale) ; un facteur météorologique local, exceptionnel, qui est à l’origine des microrythmes de 1 à 5 mm (échelle de l’année ou de la saison) ; un facteur climato-météorologique, à l’échelle bi ou pluriannuelle donnant un microlitage de 0,2 à 0,3 mm (saisons) ; un facteur lié au flux détritique terrigène, probablement d’origine anthropique, dépendant du recouvrement par la végétation forestière du bassin versant et de l’intensité des pluies (rythme des occupations humaines et du climat). Dans l’ensemble, les sédiments sont de texture silteuse (fines : 82 à 92 %), parfois plus granuleuse (sables composés de concrétions carbonatées : 25 à 30%). Il s’agit de craies présentant des taux de carbonates qui évoluent entre 90 et 98 %.
9Les laminations étant millimétriques à submillimétriques, le choix a été fait d’analyses non destructives. Nous avons opté pour une stratégie associant : analyse d’image à l’ordinateur, étude du sédiment en lames minces, algologie et palynologie. Les carottages ont été effectués dans des tubes PVC de 9 cm de diamètre. Une première étude sur la carotte C1 a concerné les 80 cm supérieurs avec un pas d’échantillonnage très serré, et une lame mince continue. Les 70 cm inférieurs ont été étudiés sur C2 dans un deuxième temps, avec un pas d’échantillonnage un peu plus large du fait de microstratifications moins développées. Une moitié des carottes a servi à l’étude des sédiments en analyses non destructives, l’autre moitié a été échantillonnée par microcouche pour les préparations algologique et palynologique. Afin d’éviter les mélanges, c’est l’unité sédimentaire qui a primé sur un pas d’échantillonnage arbitraire.
10La technique repose sur l’analyse d’image à l’ordinateur couplée avec l’observation au microscope effectuée sur des lames minces. Les paramètres lithostratigraphiques individualisant une unité sédimentaire présentent une grande variabilité. Ils jouent principalement sur une gamme de couleurs (plus ou moins beige/ blanc/ vert/ brun) et d’intensités (plus ou moins clair/sombre), plus rarement sur des caractères texturaux (plus ou moins fin/granuleux). Cette forte variabilité ne permet pas d’établir à l’œil nu un classement hiérarchisé des microniveaux. Pour l’obtenir, une méthode de traitement par analyse d’image à l’ordinateur a été mise au point (Brochier & Estienne, 1988). La surface d’une demi-carotte est numérisée par tronçons de 10 cm de long. Les conditions d’éclairage et d’humidité sont maintenues constantes. Une analyse en fausses couleurs, sur 360 niveaux colorés, est exécutée à l’ordinateur. Un histogramme de distribution des couleurs selon le nombre de pixels est produit pour chaque niveau coloré, tous les 5mm. Nous avons retenu ici, parmi les plus représentatifs : le bleu clair, le bleu moyen, le vert et le brun (fig. 3). Les réponses colorées dépendent principalement de la nature des différents constituants du sédiment et de leurs assemblages, précisés au microscope. La combinaison d’un trop grand nombre de facteurs à l’origine de ces microlaminations exclut une simple analyse spectrale sur les niveaux de gris. L’image globale en fausses couleurs, présentée plus loin (fig. 9), est une vue synthétique où se distinguent micro et macro rythmes ; le classement et l’interprétation des microstrates se basent sur les histogrammes.
11Les lames minces de sédiment sont réalisées à partir de la même moitié de carotte, indurée de résines polymères après échange eau/acétone. Elles sont destinées à l’observation au microscope pétrographique en lumière naturelle ou polarisée (Merkt, 1971). Les 80 cm supérieurs de la séquence ont donné lieu à des lames en continu ; sur les 70 cm inférieurs, il n’y a jamais plus de 5 cm entre chaque segment. Les comptages sont effectués sur chaque lamine repérée au microscope ; dans les unités sédimentaires plus épaisses, un comptage est réalisé tous les 5 mm. Les variations de onze paramètres ont fait l’objet d’une estimation semiquantitative (fig. 4). Ils concernent d’une part les cristallisations carbonatées, plus sparitiques ou plus micritiques (fig. 5a, 5b), les carbonates biogéniques, tubes (fig. 5c), et oogones de characées et d’autre part le détritisme terrigène minéral et organique colloïdal, microcharbons, et débris végétaux micro et macrophytes (fig. 5b et 5d). La charge détritique organo-minérale fine est appréciée d’après l’aspect et la couleur du plasma qui devient plus gris brun.
12La combinaison de l’analyse d’image avec l’étude des divers faciès sédimentaires identifiés en lames minces permet d’interpréter les réponses colorées de l’analyse en fausses couleurs. Les courbes des bleus montrent les tendances de la carbonatation (fig. 3 et 5). Les variations du bleu moyen sont liées aux cristallisations plus sparitiques ou plus micritiques des carbonates. Les courbes du vert et du brun (fig. 3) sont liées à des faciès présentant un flux détritique organo-minéral (fig. 5b et 5d). La corrélation entre détritisme, microcharbons, débris végétaux et augmentation du nombre de grains de pollen corrodés démontre leur origine commune, à savoir les apports alluvio-colluvionnaires occasionnés par l’érosiondes versants. Les maxima de sparite (17-18, 22, 24 et 30 cm, fig. 4) correspondent à des minima de la courbe du détritisme et du brun (fig. 3). Ces dépôts traduiraient des épisodes chauds et secs de courte durée (une saison) qui favoriseraient les cristallisations sparitiques de carbonates, et des niveaux lacustres plus bas. La corrélation avec les diatomées de bas niveau est bonne. Tubes et oogones de characées sont nombreux autour de 130, 100 et 90 cm, ils indiquent des niveaux plus bas du lac (fig. 4). Lorsque les tubes atteignent des maxima mais pas les oogones (de 0 à 60 cm), nous rattachons ces pics à un tri en milieu littoral, clairement observé en lame mince. Ces tubes, redéposés, sont plus l’expression d’une dynamique littorale que celui de l’extension d’une prairie de characées. L’interprétation des oogones reste toujours plus aléatoire en termes de niveaux du lac.
13Le phasage de la séquence sédimentaire proposé au chapitre suivant s’appuie sur l’ensemble de ces données et celles des diatomées qui confirment les propositions de variations de niveaux du lac.
Fig. 3 : Analyse d’image en fausse couleur, comptage des pixels colorés des niveaux : bleu clair, bleu moyen, vert et brun ; carottes Colletière C1+C2 ; les grisés servent de repères.
Fig. 4 : Analyse au microscope de différents paramètres sédimentaires ; carottes Colletière C1+C2 ; en classes d’abondance de 0 à 10 ; les grisés servent de repères.
Fig. 5 : Faciès microsédimentaires
5a : lamine à cristaux micritiques (haut) et lamine à cristaux micritiques (bas) (lumière polarisée, barre = 1 mm) ; 5b : lamine à cristaux sparitique (1/3 haut) et lamine à cristaux micritiques avec matériel fin organique et minéral d’origine détritique (2/3bas) (lumière naturelle,barre = 1 mm) ; 5c : tubes de Characéeset carbonatessparitiques (lumière naturelle,barre = 1 mm) ; 5d : faciès carbonaté micritique avec charge détritique organique et minérale fine, microcharbons et débris organiques plus grossiers (lumière naturelle, barre = 1 mm).
14L’étude des diatomées permet d’appréhender, entre autres, l’évolution de la bathymétrie du lac. Des études ont déjà été entreprises sur d’autres lacs alpins : Nantua (Feuillade et al., 1994), Annecy (Druart & Pelletier, 1998), Léman (Moscariello et al., 2000).
15Les diatomées de hauts niveaux lacustres sont représentées par des algues se développant plus particulièrement au dessous de 2 m de profondeur (Cyclotella costei, C. radiosa, Fragilaria pinnata, F. leptostauron, Denticula tenuis), tandis qu’Achnanthes lanceolata, Cymbella caespitosa, Amphora minuta, Cocconeis pediculus, Navicula cryptocephala sont des algues se développant dans une tranche d’eau de faible épaisseur, allant de la surface à 2 m de profondeur (fig. 6 et 7). Il existe une marge d’erreur dans l’interprétation de cette bathymétrie, dans le sens où d’autres paramètres écologiques (eutrophisation, climat, pH, etc..) peuvent interférer dans cette analyse.
Fig. 6 : Diatomées de hauts niveaux lacustres (1) et de bas niveaux lacustres (2).
Fig. 7 : Variations des diatomées de hauts et bas niveaux lacustres sur les carottes C1+C2.
16Les échantillons de craie lacustre ont été préparés classiquement, et les dénombrements ont été effectués sur des fractions volumétriques identiques. L’analyse botanique exhaustive de la couverture végétale n’est pas présentée ici ; sont seulement utilisés (fig. 8) le rapport AP/NAP, la courbe des spores d’Equisetum liés aux facteurs bathymétriques, la courbe des pollens corrodés liés au détritisme et à la bathymétrie, et la courbe des pollens de Castanea comme donnée sur l’histoire de cet arbre et l’anthropisation
17Les épisodes de baisse du niveau moyen du lac sont généralement soulignés par des augmentations parallèles de pourcentages de pollens arboréens occasionnées par de vigoureuses multiplications de pollens d’aulne, Alnus glutinosa très probablement. Tout se passe comme si l’aulnaie riveraine colonisait promptement la partie supérieure du rivage récemment exondé. Mais l’élément caractéristique réside dans les maxima contemporains de spores de prêles, même si ces pics sont nettement moins marqués dans la partie basale de la carotte. On observe une bonne corrélation entre ces maxima et ceux des diatomées de bas niveau lacustre (fig.7 et 8). Eu égard à l’indétermination au niveau spécifique, il est impossible de préciser si les dites prêles participent au peuplement dense d’héliophytes du type roselière ou à l’aulnaie riveraine. On notera toutefois que diverses espèces caractéristiques des aulnaies à grandes herbes ont été reconnues, telles que la reine des près, Filipendula ulmaria, et le liseron, Calystegia sepium.
18Une identification et un dénombrement poussé des espèces hydrophytes ont été réalisés. Les pollens de plantes aquatiques, toujours assez rares, ne présentent jamais de regroupement significatif témoignant d’épisodes transgressifs ou régressifs. Leur distribution demeure hétérogène.
19Les pollens corrodés sont liés aux flux détritiques (fig. 3, 4 et 8) et proviennent vraisemblablement de litières végétales altérées et érodées.
Fig. 8 : Analyse des pollens et spores sur les carottes C1+C2.
20Le haut de la séquence sédimentaire est calé par la couche archéologique (juste au dessus du 0 cm des carottages, fig. 3 à 9) qui se met en place dès la construction de l’habitat, entre 1006 et 1009 ap. J.C., selon la dendrochronologie. De façon cohérente, la dendrochronologie et divers éléments attestent une occupation qui, commencée dans la première décennie du XIe siècle, prend fin en 1040 (Alexandre et al., 1993 ; Colardelle & Verdel, 2000). Six dates radiocarbone, réparties sur les 150 cm de séquence, présentent une bonne cohérence et constituent les indispensables repères chronologiques. La séquence sédimentaire étudiée s’édifie de 1000 avant à 1000 après J.C. Les dates obtenues, sur débris organiques sont présentées tableau 1.
21Cette séquence de dates montre que la vitesse de sédimentation, lente à la base, s’accélère entre 100 et 80 cm (fig. 9). Ces fortes variations du taux de sédimentation rendent difficile l’exploitation d’un modèle âge profondeur. Nous proposons d’utiliser les microlaminations particulièrement bien enregistrées dans les 30 derniers centimètres du haut de la séquence. Elles ne suivent pas un rythme régulier qui permettrait un décompte du temps, mais plusieurs rythmes superposés dépendant de processus sédimentaires de durées et de puissances de dépôt très différentes qui répondent à des événements survenus dans le bassin versant. Les microlits remarquables, parce qu’en rupture au sein de tendances sédimentaires à plus long terme, reflètent donc des épisodes climato-météorologiques exceptionnels qui vont servir de repères pour abaisser le seuil de résolution chronologique. Il s’agit le plus souvent de lamines claires et très carbonatées qui signent des années/saisons plus chaudes et sèches (corrélation avec les diatomées, dynamique de tri de bas niveau, calcite sparitique favorisée). Ces accidents sédimentaires sont mis en relation avec des évènements climatiques remarquables signalés par les annales monastiques et repérés dans les séquences dendrologiques (Alexandre et al., 1993) ou les analyses isotopiques sur les cernes de bois (Fehri, 1993).
22Fondée sur le rapprochement entre les témoignages écrits et les données paléoécologiques, cette grille de lecture du temps, précise à l’année près pour les événements exceptionnels, ne constitue effectivement qu’une hypothèse de travail. On constatera que le décompte de ces évènements, à partir du terminus de 1006 ap. J.C. aboutit à la date de 895 ap. J.C. à 29 cm, en accord avec la date 14C obtenue pour ce même niveau. La séquence de 8 à 15 cm, que nous datons ainsi de 946 à 974 ap. J.C., est aussi peu marquée en évènements sédimentaires qu’en épisodes singuliers mentionnés par les sources écrites. En dessous des 30 premiers centimètres, la grille temporelle devient moins précise en descendant et les textes sont également plus rares. Mais pour le Xe siècle ap. J.C., l’excellente cohérence de l’ensemble des données datées (radiocarbone, dendrologie, analyses isotopiques) assure la validité du cadre décennal. On constatera qu’un modèle âge-profondeur, bâti sur la date radiocarbone obtenue à 29 cm et les données dendrochronologiques datant la première occupation médiévale, donne des taux de sédimentations variant autour de 2 mm/an qui restent cohérents avec les dates proposées. La proposition faite à l’intérêt de montrer qu’il a pu y avoir des variations du taux de sédimentation de 2,3 à 3,6 mm par an (cf. fig. 9), ce qui nous paraît être plus en accord avec la réalité des dynamiques sédimentaires.
Tab. 1 : Liste des dates radiocarbone obtenues sur débris organiques, carottes Colletière C1+C2, calibration radiocarbone
d’après Stuiver et al., 2000.
23L’analyse multiproxies (fig. 3 à 8) conduit à distinguer 9 grandes phases sédimentaires. Les corrélations de différents paramètres permettent d’interpréter ces phases en épisodes de plus ou moins hauts ou bas niveaux du lac et d’en dresser la courbe de variation (fig. 9). Des dates sont proposées pour des années exceptionnelles selon la méthode relatée ci-dessus.
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Phase A, de 0 à 8 cm, de 1040 à ca. 974 ap. J.C., haut Moyen Âge
24La prolifération des tubes de Chara en l’absence d’oogones, la bonne représentation des sparites sont des indices de bas niveaux, confirmés par la plus grande abondance d’espèces littorales de diatomées (Cymbella spp., Achnanthes spp.) et par une diminution concomitante de Cyclotella costei. On assiste simultanément, dans les pollens, à une meilleure représentation d’Equisetum qui indique un rapprochement de la rive lacustre. La charge détritique est forte, notamment en microcharbons. Après un épisode A1, fortement régressif, marqué par plusieurs moments de forts stress hydriques (années sèches 974, 981 et 994 ap. J.C., à 4, 5,5 et 7 cm) l’atterrissement de la rive est atteint au cours de la phase A2 (grains détritiques millimétriques provenant du littoral). Le littoral est exondé pendant la phase A3 qui voit le dépôt de couches organiques de l’habitat médiéval de Colletière, de 1006 à ca. 1040 ap. J.C. Le niveau du lac serait alors 3 à 4,7 m sous le niveau actuel (Brochier & Druart, 1993).
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Phase B, de 8 cm à 18 cm, de ca. 974 à ca. 942 ap. J.C., haut Moyen Âge
25Cette phase est marquée par une sédimentation carbonatée (courbe des bleus), non perturbée par un détritisme qui reste faible, dilué dans une lame d’eau plus haute. C’est le taux de sédimentation le plus rapide de cette séquence : 3,57 mm/an. L’accroissement des Cyclotella spp, et du nombre de frustules attestent de l’élévation de la hauteur d’eau. Il serait voisin du niveau actuel. L’évènement exceptionnel, sec et chaud, à 15,5 cm peut-il être corrélé à l’année 958 AD de plus forte croissance des cernes du chêne (Alexandre et al., 1993) ? Cette phase pourrait commencer avec les années 942-44, à précipitations particulièrement abondantes relatées dans les textes.
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Phase C, de 18 cm à 29-31 cm, de ca. 942 à ca. 895-890 ap. J.C., haut Moyen Âge. Date AMS à 28‑29 cm = cal. AD 1 sigma : 780-975, 2 sigma : 694-998.
26Cette phase est clairement identifiée par une charge détritique forte. Les tubes de Chara sont épisodiquement nombreux. Plusieurs paramètres montrent de fortes variations, reflets d’une certaine instabilité et d’une succession d’années exceptionnelles (à 18, 22, 24, 28,5-30 cm, corrélées aux années sèches relatées dans les textes : 946, 928, 921, 895 AD). Cette phase régressive et ces épisodes sont reconnus dans les diatomées par une progression des espèces littorales dont Cymbella spp., et dans les pollens par une élévation des pourcentages d’Equisetum. Des moments de forts stress hydriques, et une ambiance globalement déficitaire en eau, induisent un abaissement généralisé du lac. Des niveaux du lac aussi bas qu’au cours de la phase A ont été atteints, c’est-à-dire 3 à 4 m sous le niveau actuel. La réduction de la lame d’eau concentrerait la charge détritique. La coupure sédimentaire avec la phase D est nette.
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Phase D, de 29-31 cm à 55 cm, de ca. 890-895 à ca. 800 ap. J.C., haut Moyen Âge
27Elle présente une plus grande stabilité de la sédimentation, ainsi que de très faibles taux de détritisme terrigène, un peu plus élevés de 40 à 47 cm. Cette phase D2, marquée par une instabilité un peu plus grande et des concentrations de tubes de Chara, pourrait représenter une succession de plus bas niveaux lacustres, le niveau restant globalement haut. Les populations de diatomées progressent fortement en dessous de 34 cm, traduisant des phases plus transgressives. Les niveaux du lac, les plus hauts, voisins du 0 actuel, seraient atteints à la fin de la phase D3, où les diatomées de hauts niveaux progressent également.
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Phase E, de 55 cm à 72-74 cm, de ca. 800 à 750/700 ap. J.C., haut Moyen Âge
28D’abord plus micritique de 55 à 63 cm, la sédimentation carbonatée ainsi que les diatomées révèleraient un niveau d’eau, sinon plus élevé, au moins autant qu’en D ; les tubes de Chara dans la partie supérieure sont cependant aussi nombreux qu’en D2. Plus sparitique en dessous de 63 cm, la tendance serait à l’abaissement. La charge détritique organo-minérale est bien présente, sous la forme de lits d’épaisseur inférieure à 0,5 mm, impossibles à décompter, qui pourraient être saisonniers. Quelques pics de microcharbons et de débris végétaux signalent des feux et une érosion sur les versants. Le grand nombre de diatomées corrobore l’élévation de la lame d’eau. La sédimentation carbonatée est rapide ; on peut l’estimer au cours des phases E et D à 3mm/an.
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Phases F de 72 cm à 104 cm, de ca. 750/700 ap. J.C. à ca. 500/400ap. J.C., Fin de l’Antiquité et haut Moyen Âge. Dates AMS à 75 cm = cal. AD 1 sigma : 687‑868, 2 sigma : 661-938 ; à 90 cm = cal. AD 1 sigma : 535‑638, 2 sigma : 428‑658.
29Les formations carbonatées restent tout autant sparitiques que dans le bas de la phase E, mais la vitesse de sédimentation comme l’expriment clairement les dates radiocarbone chute à 0,8-1 mm/an. La phase F1 est marquée par la courbe des bleus moyens et une grande quantité de restes de Chara. Le détritisme terrigène, surtout composé de débris végétaux, y est plutôt élevé comme en F3. Il paraît plus faible en F2 d’après la courbe du marron, mais l’élévation de la courbe du vert semble indiquer qu’il existe une autre forme de détritisme. Les diatomées sont peu nombreuses de 77,5 à 80,5 cm, et marquent un maximum d’espèces de bas niveaux (F3). Jusqu’à 83,5 cm (F2), la présence assez importante de diatomées pélagiques (Cyclotella spp) montre que la tranche d’eau ne s’abaisse pas suffisamment pour que ces niveaux rentrent dans le domaine littoral ; les prêles disparaissent également. La tendance est à la régression pour toute la phase F ; des niveaux assez bas ont du être atteints, F2 marquant un court moment d’élévation de la lame d’eau.
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Phase G, de 101 à 136 cm, de ca. 500/400 ap. J.C. à ca. 600/500 av. J.C., Période romaine et la Tène. Date AMS à 103 cm = cal. AD 1 sigma : 387-531, 2 sigma : 260-559.
30La courbe des bleus moyens montre une sédimentation carbonatée active qui n’est pratiquement plus altérée par des arrivées détritiques (courbe des verts proche de zéro, pas de charbons). La vitesse de sédimentation tombe en dessous de 0,5 mm/an. L’enregistrement est moins précis et les paramètres sédimentaires deviennent difficiles à interpréter. Cette phase peut se diviser en deux parties. G2 (101/104 à 116/118 cm) est caractérisée par une charge détritique minérale et organique qui détermine des pics de marron et une grande instabilité des bleus. G1 (116/118 à 136 cm) apparaît moins détritique avec un développement des characées et une carbonatation induisant une réaction de la courbe des bleus clairs insensibles jusqu’alors. A 129 cm, le pic des bleus associé à de nombreux débris de Chara peut être attribué à un abaissement momentané de la lame d’eau qui n’est pas ressenti par les diatomées. La sédimentation diatomique est également très irrégulière entre 101 et 117 cm (G2). Globalement, les diatomées de haut niveau sont très abondantes.
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Phase H, de 136 cm à 141,5 cm, entre ca. 600/500 av.J.C. et 800/700 av. J.C., Hallstatt . Date AMS à 139 cm = cal. BC 1 sigma : 792-414, 2 sigma : 803-403.
31Le pic du développement des cristaux de sparite, la baisse dans la courbe du bleu clair et les pics de la courbe du brun, liés au développement du détritisme organo-minéral et des débris végétaux, montrent que l’on est dans un autre régime sédimentaire qu’en G. Le pic de diatomées littorales à 138 cm, confirme ce qui semble bien être un moment de bas niveau du lac. Le détritisme terrigène dénote une certaine ouverture des versants, mais les charbons sont toujours absents.
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Phase I, de 141,5 cm à 152 cm, de ca. 800/700 av. J.C. à ca. 1000/900 av. J.C., Âge du Bronze final IIIb. Date AMS à 145 cm = cal. BC 1 sigma : 916-808 , 2 sigma : 999-796.
32Les caractères sont voisins de ceux de la phase H, mais plus irréguliers. Par opposition à la phase G, et compte tenu de la profondeur de cette partie de la séquence, nous les interpréterons comme les signes d’une tendance régressive du lac. Les diatomées ont quasiment disparu pour une raison inexpliquée.
33Les signes d’anthropisation du bassin versant reposent sur les flux détritiques terrigènes issus du lessivage de sols, accompagnés de microcharbons (fig. 9) et d’indicateurs polliniques. Ils restent très faibles du Xe siècle au Ve siècle av. J.C. (phases I et H), mais représentent cependant l’existence d’ouvertures d’origine humaine du paysage. Les pollens de rudérales et de céréales de la phase I, à la fin de l’Âge du Bronze, en attestent. Aucun site de ces périodes n’est connu autour du lac, seulement quelques vestiges très dispersés, mais l’occupation des Alpes et de ses marges est clairement attestée à cette époque (Bocquet, 1997).
34Des VIe-Ve siècles av. J.C. aux IVe -VIe siècles ap. J.C. (phase G), les traces d’occupation du versant sont toujours très faibles, un peu plus fortes en G2. Aucune trace de culture n’est reconnue dans les pollens, si ce n’est les premiers pollens de Castanea. Des sites romains existent pourtant sur le pourtour du lac. Les façons de gérer le territoire à ces périodes ne génèrent pas d’érosion. Aucun charbon n’indique la pratique de brûlis. Dans la même région, au Grand-Lemps, en Dauphiné, des déboisements intenses sont signalés à la période gallo-romaine, avec sans doute drainage des zones marécageuses (Clerc et al., 1989). À Pluvis, l’exploitation à l’époque romaine s’accompagne d’importants travaux d’aménagement (Borel et al., 1990).
35Les Ve à VIIIe siècles marquent sans conteste un moment fort d’exploitation des versants du lac de Paladru (phase F). Les apports détritiques augmentent, au dessus de 104 cm, avec l’arrivée des premiers charbons, confortant l’origine anthropique de ce détritisme. La pratique de l’essartage est fréquente, exprimée par la quantité de microcharbons sédimentés dans le lac. Leur absence pendant les siècles précédents, et leur intervention sur une forêt décidue exclut une origine naturelle de ces feux, même s’ils ont pu être favorisés par la plus grande sécheresse de la phase F (régression). En l’absence de véritables sites archéologiques, ces traces signent une réelle exploitation des terres qui n’était pas soupçonnée dans les débuts du haut Moyen Âge. Dans les Basses Terres du Rhône des indices d’anthropisation sont signalés aux mêmes périodes (Salvador et al., 2005), ainsi que dans les Préalpes du Diois (Brochier, inédit) et en moyenne vallée du Rhône (Berger & Brochier, 2006)
36Au Xe siècle ap. J.C., les phases C et A sont celles qui portent le plus de traces d’anthropisation. Un siècle avant l’installation des grands sites d’habitat palafittiques sur les rives du lac, ses versants sont exploités. Le retour aux textes a permis d’en retrouver des preuves dans les archives (Verdel, com. pers.). Les flux détritiques dans le lac du Bourget, reflets du bassin versant du haut-Rhône, montrent une élévation entre 500 et 650 ap. J.C., puis une baisse, et enfin une augmentation continue à partir de 890 ap. J.C. (Arnaud et al., 2005).
37L’an Mil et l’occupation des sites littoraux marquent une profonde coupure dans les équilibres limnologiques antérieurs. Tous les carottages du site de Colletière, mais aussi ceux des Grands Roseaux et celui fait au milieu du lac à –30 m, présentent à cette période un passage brutal à des sédimentations moins carbonatées, plus détritiques, moins régulièrement microstratifiées (Brochier & Druart, 1993). On peut penser que les changements démographiques, sociaux, et les modes d’exploitation des terres qui en découlent, ont profondément modifié l’écosystème lacustre, sans négliger l’effet du rafraîchissement sensible de 1100 à 1200 ap. J.C. (Holzhauser et al., 2005) qui pourrait également réduire la puissance de la carbonatation. Le rôle des déboisements et de la chute consécutive de l’évapotranspiration sur le bilan hydrique est un des paramètres à prendre en compte dans la remontée des eaux du lac au milieu du XIe siècle ap. J.C. Une rupture sédimentaire et un accroissement des flux détritiques a également été observé à l’an Mil au petit lac d’Annecy (Higgit et al., 1991 ; Buillit et al., 1997 ; Noël et al., 2001).
38On observera que toutes les phases à forts indices d’anthropisation sont des phases de bas niveaux du lac. Il existe un lien entre une lame d’eau peu élevée et des concentrations en apports détritiques dans les sédiments. Les pollens de la forêt riveraine sont également mieux représentés. Cet effet de la bathymétrie a déjà été signalé (Odgaard, 1992). Les phases plus sèches et les pluies concentrées ont également pu favoriser l’utilisation des feux et l’accroissement des surfaces érodées. La vitesse de sédimentation authigène influe aussi sur la représentativité du flux détritique, plus ou moins concentré ou dilué. La variation de la charge détritique anthropogène est donc à manier avec prudence ; elle n’implique pas forcément une relation directe avec l’ampleur de l’anthropisation du bassin versant.
Fig.9 :Analyse numérique en fausses couleurs des carottesC1+C2(cf.fig.3),numérisation P.Estienne, et évolution paléolimnologique et hydrologique du lac de Paladru de 1000 avant à 1000 après J.C.
39La phase I est classiquement reconnue dans les lacs alpins, français et suisses ; la régression aurait commencé avant 1050 et s’achèverait après 850 (Magny, 1993a,b, 2001). Sur le lac de Neuchâtel (Suisse), on peut en situer la fin avant le début de la palynozone subatlantique, soit 750-800 av. J.C. (Brochier, en cours). Sur le littoral du lac de Paladru, plusieurs carottages ont permis de mettre en évidence des bas niveaux lacustres : aux Grands Roseaux, des limons organiques datés de 1406-1069 av. J.C. (3013 ± 147 BP, CRG 1619) sont surmontés d’un niveau tourbeux daté de 1085-834 av. J.C. (2841 ± 110 BP, CRG 1620), et à la Bourgealière un bois flotté daté de 1311-896 av. J.C. (2891 ± 191 BP, CRG 1083) se trouve dans une formation littorale à oncolithes.
40La phase H, mal datée, entre 800 et 500 av. J.C., présente des caractères sédimentaires et algologiques de bas niveau. Il est possible que cette phase ne soit qu’un épisode de courte durée, de l’ordre d’une décennie, assez marquant toutefois pour modifier la flore diatomique ; moment régressif qui n’aurait pas été repéré par les analyses habituelles sur d’autres lacs. Du Jura aux Alpes, le niveau des lacs remonte au cours du premier Âge du Fer, après 868 au lac d’Annecy et plus globalement 800 av. J.C. (phase du Bourget, Magny, 1992, 2004). Dans le bassin du Rhône, on observe, de 800 à 400 av. J.C., une phase d’aggradation des lits fluviaux et de tressage fluvial, rapportée, comme la hausse des niveaux lacustres, à un refroidissement du climat et une augmentation des précipitations au Subatlantique (Berger, 2003 ; Bravard, 1997). Dans les petits bassins locaux adjacents au Rhône, l’intensité de l’érosion et des transports solides nécessite la récurrence d’épisodes à pluie concentrée, plus particulièrement de 750700 à 600-550 av. J.C. (Berger & Brochier, à paraître). La phase H pourrait indiquer que cette nouvelle période globalement plus froide et humide commence par un à deux siècles de climat à saisons contrastées, certaines années à fort déficit hydrique pouvant se succéder et entraîner une baisse des niveaux lacustres. La remontée du niveau des lacs à la fin du IXe siècle av. J.C. ne serait donc pas globale et uniforme.
41L’enregistrement sédimentaire lacustre de Colletière montre une certaine homogénéité entre la fin du VIe siècle av. J.C. et celle du Ve siècle ap. J.C., et un maintien de hauts niveaux lacustres. Les lacs jurassiens et périalpins présentent également au cours de cette période d’importantes phases de hauts niveaux (Bourget et Petit Maclu 1, Magny, 1992, 1993a, 1993b) mais séparées par une phase régressive (fig. 10(2)) qui est ici peu perceptible (fig. 9). Il ne semble pas que le bas niveau du lac de Paladru, marqué à 129 cm, puisse correspondre à cet épisode. Autour du lac, plusieurs niveaux de tourbe sont datés entre le IIIe et VIe siècles ap. J.C. (Brochier & Druart, 1993). D’une précision chronologique insuffisante, ils marquent l’existence de niveaux d’eau peu élevés, jamais beaucoup plus bas qu’1 à 2 m en dessous du niveau actuel, comme le montre également l’occupation romaine de la Bourgealière aux IIe-IIIe siècles ap. J.C. Les phases régressives du lac de Paladru au cours de la période romaine sont moins prononcées que celles qui les précèdent (H et I) ou celles qui vont suivre (F, C et A).
42Si l’on se réfère aux dynamiques fluviales connues entre Rhône et Alpes à l’époque romaine, le fleuve montre, du IIe siècle av. J.C. aux IVe-Ve siècles ap. J.C., un régime fluvial régulier sans débits extrêmes, exceptée une recrudescence des crues sur le Rhône supérieur et inférieur du Ier av. J.C. au Ier ap. J.C. (Provansal et al., 1999), et plus précisément 50 av. à 100 ap. J.C. (Salvador et.al., 2005). Cet épisode est à corréler avec les hauts niveaux G1, ou au moins une partie, la base pouvant être contemporaine de Hallstatt. On ne note pas, en domaine rhodano-alpin, de traces de déficit hydrique majeur entre 500 av. J.C. et 400/500 ap. J.C. Du IIe au IIIe siècle ap. J.C., une circulation de l’air maritime océanique favoriserait le bassin du Rhône moyen, Orange se trouvant à la limite nord du climat méditerranéen (Provansal et al., 1999). Dans cette ambiance de bilans hydriques dans l’ensemble positifs, les niveaux plutôt hauts de la phase G du lac de Paladru apparaissent moins étonnants. Le lac (ou le secteur du point carotté) semble lisser les évènements à bilans déficitaires.
43La deuxième moitié du premier millénaire après J.C. apparaît clairement comme une succession de phases pluridécennales où les niveaux lacustres bas ou moyens l’emportent en durée sur les périodes de hauts niveaux. On décompte 300 à 350 années de périodes à bas niveaux lacustres (phases F, D2, C, A) pour 150 années de niveaux moyens (phases D1, E) et à peine 100 années de hauts niveaux affirmés (phases D3, B).
447.3.1 - La phase de bas niveaux F, du VIe au VIIIe siècle ap. J.C., marquée par une instabilité certaine, est un moment de rupture avec la sédimentation précédente et les conditions climatiques antérieures. Dans le bassin du Rhône, cette période est représentée par une crise hydrologique majeure (Provansal et al., 1999 ; Salvador et al., 2005). Dans les lacs des Alpes et du Jura (Bourget, Pluvis, Petit Maclu) est observée une phase régressive, plus précoce, étendue du milieu du IIIe au milieu du VIIe ap. J.-C (Magny, 1993a, 2004). Le lac de Paladru n’enregistre une régression que deux sièclesplus tard (particularité de même origine que les niveaux de la phase G2 qui restent hauts ?). En revanche, à partir du VIe siècle ap. J.C., les sédiments du lac plaident pour un régime climatique à saisons contrastées, stress hydriques fréquents, et pluies concentrées, conforme avec la dynamique fluviale dans le bassin du Rhône moyen (fig. 10). Le fort retrait des glaciers observé dans les Alpes suisses pourrait aussi êtredû à une pluviométrie moindre (Hormes etal., 2001).
457.3.2 - Les phases à tendance transgressive E et D (de 700/750 à 890/895 ap. J.C.) trouvent un parallèle avec l’épisode de haut niveau dit Petit Maclu 2 dont le maximum transgressif se situerait entre 697 et 741 ap. J.C. (Magny, 1992). Il se trouve au lac de Paladru entre 850 et 890 ap. J.C. (phase D3). La séquence dendrologique de Colletière révèle 3 à 4 années froides à fortes précipitations autour de 895-896 ap. J.C., période de famine mentionnée à divers endroits d’Europe (Alexandre et al., 1993). Au cours des phases E et D, les milieux terrestres médio-rhodaniens ne connaissent pas de dérèglements hydrologiques, les pluies ne sont pas concentrées comme précédemment aux VIe-VIIIe siècles ap. J.C. Le bilan hydrique est globalement positif, entraînant une élévation des nappes phréatiques. Les températures ne baissent pas car c’est à ce moment que s’accélère la sédimentation carbonatée pour atteindre le taux de 3 mm/an. Un déplacement des pluies vers la saison froide suffirait à maintenir un bilan positif.
467.3.3 - La phase transgressive B, de 946 à 974 ap. J.C. n’est pas observée ailleurs, ce qui peut relever de moyens d’analyses insuffisants. L’étude dendrologique du chêne révèle une série de mauvaises années de 942 à 944 ap. J.C., également repérées dans les séquences de Munich et de Liège, et connues dans les textes comme période de crise agraire due à un excès de pluie (ibid).
477.3.4 - Les phases C (890-895 à 946 ap. J.C.), puis A (974 à 1040 ap. J.C.) ont pour origine un bilan hydrique déficitaire qui conduit à un abaissement drastique du plan d’eau de 3 à 4 m au cours de l’occupation médiévale, produisant l’émersion de hauts fonds littoraux. Des déficits hydriques de 15 à 30 % sur le lac de Paladru seraient capables de générer des baisses de niveau de cette amplitude (Feyt, 1982).
48L’étude isotopique de la teneur en 18O, réalisée à partir de 55 analyses sur 110 cernes d’un tronc de chêne, conclut à l’existence autour de l’an Mil d’un climat plus sec qu’aujourd’hui et à l’alternance de périodes plus sèches ou humides, selon une périodicité de l’ordre d’une quarantaine d’années (Ferhi, 1993). Les teneurs les plus élevées de 18O semblent contemporaines des années sèches 921-928 ap. J.C. et les plus basses aux années pluvieuses de la décennie 940-950 ap. J.C. ; la teneur des périodes plus humides ne se différencie pas fondamentalement de l’actuel.
49Si l’analyse dendrologique des chênes de Colletière n’identifie pas les phases de sécheresse, comme semble-t-il la plupart des séquences d’arbres d’Europe centre-occidentale entre 876 et 1034 ap. J.C. (Alexandre et al., 1993), les hêtres notent un déficit hydrique durant la deuxième moitié du Xe siècle ap. J.C., avec une accélération à partir de 970 ap. J.C. (BourquinMignot, 2000). L’étude de cartulaires régionaux, essentiellement celui de l’abbaye de St André-le-Bas (Falque-Vert, in letteris) pointent deux périodes où il est fait fréquemment mention de ruisseaux à sec : 935941 et 975-994 ap. J.C.
50Sur d’autres lacs alpins, des bas niveaux sont connus, avec moins de précisions chronologiques, à Zürich (850-1100 ap. J.C.), au lac du Val (741 à 1007 ap. J.C.) (Magny, 1992, 2001). Les bas niveaux régressifs de Colletière sont synchrones dans le bassin médio-rhodanien d’un long moment de pause hydrologique et de stabilité morphologique marqué par la formation d’un sol brun du VIIe siècle au XIIe siècle ap. J.C. (Berger & Brochier, 2006 ; fig. 1 et 10). Dans un premier temps, du VIIIe au IXe siècle ap. J.C., le bilan hydrologique reste positif, maintenant un haut niveau de nappe dans les basses plaines rhodaniennes (équivalent des phases E et D). Dans un deuxième temps, que l’on estime aux Xe et XIe siècles ap. J.C. par analogie avec les phases C et A, la précipitation de carbonates secondaires dans le sol révèle que seule une période globalement plus sèche et surtout plus chaude, associée à une augmentation de l’évapotranspiration, a pu favoriser ce processus. Cette forte production carbonatée touche divers milieux, et se retrouve même en grottes (Brochier, 1983).
517.3.5 - Au lac de Paladru, la remontée du niveau d’1,5 à 2 m, après 1040 ap. J.C., est rapide ; elledétermine probablement le départ des hommes et favorise la très bonne conservation du matériel organique. Sur les lacs alpins et jurassiens, les phénomènes transgressifs apparaissent plus tard au XIII e siècle ap. J.C., la régression se prolongeant jusque vers 1160 ap. J.C. au lac de Joux (Magny, 1993b).
Fig. 10 : fluctuations du lac de Paladru et lien avec d'autres hydro et géosystèmes continentaux
1000 avant à 1000 après J.C., corrélations entre les fluctuations du lac de Paladru (1) et d’autres hydro et géosystèmes continentaux : (2) niveaux des lacs dans les Alpes et le Jura ((2a)Magny, 1993, (2b) Magny, 2004) ; (3) activité fluviale (Bravard,1997 ; Provansal et al., 1999 ; Berger, 2003) ; (4) évolution pédosédimentaire en moyenne vallée du Rhône (Berger & Brochier, 2006,à paraître) ; (5) avancées des glaciers dans les Alpes suisses ((5a) Zoller, 1977 ; Magny, 2001, (5b) Holzhauser et al., 2005), (6) retraits des glaciers (Hormes et al., 2001) ; (7) l’activité solaire d’après le 14C résiduel (Damon et al., 1989).
52Deux optima holocènes classiques se retrouvent à chacune des extrémités de la courbe des variations bathymétriques du lac de Paladru (fig. 10) : les épisodes régressifs de la fin de l’Âge du Bronze (phase I) et ceux du haut Moyen Âge (phases A-C). Ces moments de bas niveaux connus dans plusieurs lacs des Alpes et du Jura, de 1050 à 850 av. J.C. et de 900 à 1200 ap. J.C. sont liés pour Magny (1993a, 2004) à un forçage solaire correspondant au cycle de 2300 ans noté par la courbe du carbone 14 résiduel (Damon et al., 1989) et de l’oxygène 18 dans les carottes de glace du Groenland (Dansgaard et al., 1984). En revanche, la période de forte activité solaire et d’amélioration climatique, centrée sur le milieu du premier millénaire de notre ère (Magny 2001 ; Berger 2001), dit « optimum de l’Antiquité tardive », n’apparaît pas représenté de façon sensible au lac de Paladru, si ce n’est dans les phases régressives F qui commencent plus tardivement.
53La période de basses eaux du lac de Paladru, qui va de 890-895 à 1040 ap. J.C., est due à un climat globalement plus chaud et plus sec pendant une centaine d’années, entrecoupée par une période plus humide, mais pas plus froide, de trente années entre 974 et 946 ap. J.C. Cette période (phases C à A) peut être corrélée avec ce que de nombreux auteurs ont qualifié de « petit optimum climatique médiéval » (Le Roy Ladurie, 1967 ; Lamb, 1977 ; Goudie, 1992).
54Des observations tendent à démontrer la globalité de ce phénomène. Entre 800 et 1200 ap. J.C., les Vikings s’implantèrent au Groenland, la forêt canadienne s’étendait plus au nord et l’Ecosse avait une bonne production agricole (Schneider, 1984). La progression latitudinale de la forêt en Laponie est datée de 950 à 1140 ap. J.C. (Serre-Bachet, 1978). Les arbres de Scandinavie ont enregistré des températures estivales plus chaudes pour les décennies 920-940 et 960-1000 que pour les décennies 850-870 ou 1110-1160 ap. J.C. (Briffa et al., 2000). Les annales de Corbie, Liège, Cologne, Hersfeld, Quedlimburg et Saint-Gall rapportent une succession d’années très sèches entre 974 et 995 ap. J.C. (Alexandre et al., 1993). Le niveau des lacs dans le nord de l’Europe est bas aux Xe-XIe siècles (Gaillard, 1985).
55Les rôles respectifs de la pluviosité et de la température dans cette amélioration climatique sont discutés. Stine (1994) montre la généralisation de stress hydriques de la Californie à la Patagonie entre 892 et 1112 ap. J.C. d’après la position de souches d’arbres en bordure de lacs d’altitude. Pour lui, le phénomène repose essentiellement sur les précipitations et non sur les températures ; il parle d’« Anomalie Médiévale Climatique » et non d’« optimum ». Les signes de réchauffement en Europe occidentale sont cependant convaincants. La forte production de craie lacustre du milieu du VIIIe à la fin du Xe siècle ap. J.C. au lac de Paladru en est un. La très forte progradation carbonatée des rives du lac de Paladru (fig. 2c), ou encore de celles du Loclat, en Suisse près de Neuchâtel (Brochier & Hadorn, en cours), nous ferait qualifier cette période de « mini-Crétacé holocène », pour insister (en forçant le trait) sur ce phénomène. Les carbonates secondaires du paléosol médiéval en moyenne vallée du Rhône sont également un signal thermique fort et un signe de forte évapotranspiration (Berger & Brochier, 2002). Les cernes des mélèzes du sud des Alpes révèlent de 1030 à 1120 des phases chaudes à été sec (Serre-Bachet, 1978) mais sur le pourtour méditerranéen la dendrologie montre une période de 970 à 1190 plus froide que celle de 1190 à 1450 ap. J.C. (Serre-Bachet, 1994).
56Sans être exhaustif, ce rapide examen montre une bonne convergence d’ensemble, mais une forte hétérochronie des divers signaux observés qui résulte en partie de leur diversité, de la variété des lieux et sans doute aussi des moyens de datation. Du VIIe siècle au XIe siècle ap. J.C., les rythmes hydroclimatiques observés à Colletière trouvent une bonne corrélation avec la courbe du carbone 14 résiduel atmosphérique dépendante de l’activité solaire (fig. 10). Les phases de hauts niveaux E-D et B sont à bilan hydrique positif, mais ne sont pas spécialement plus froides, et pourraient être voisines des températures actuelles comme semblent l’indiquer les analyses de 18O (Fehri, 1993). La présence de carbonates secondaires dans le paléosol médiéval médio-rhodanien à des latitudes proches du 45e parallèle, plaide pour une remontée vers le nord du climat méditerranéen typique, à saison chaude et sèche prolongée, en association avec une modification du régime de circulation des vents dans le nord ouest de la zone méditerranéenne (Berger & Brochier, 2006). La phase transgressive B serait due à des remontées d’air maritime depuis le sud, ne faisant chuter ni la température, ni la production carbonatée.
57Centré sur le milieu du premier millénaire de notre ère, cet optimum est considéré comme le maximum d’un cycle de réchauffement du climat à égale distance entre les phases de refroidissement du premier Âge du Fer et du Petit Âge Glaciaire (Magny, 2001), il n’a pas laissé de traces évidentes dans les carottes étudiées ici du lac de Paladru.
58La phase de bas niveaux F se corrèle avec une phase de forte activité solaire (fig. 10(7)). Toutefois, les hauts niveaux de la phase G2 des IVe et Ve siècles ap. J.C. se trouvent également dans une phase de forte activité solaire ; ils montrent une légère tendance régressive qui est loin d’atteindre celle de la phase F. Contrairement à ce qui se passe aux X-XIe siècles ap. J.C., c’est la phase de haut niveau G2 qui est contemporaine de la formation d’un sol brun avec carbonates secondaires, semblable à celui du haut Moyen Âge (Berger & Brochier, 2006), la phase de bas niveaux, F, étant contemporaine de dérèglements hydrologiques (fig. 10).
59Les effets des modifications climatiques sur les sociétés humaines ont été discutés, principalement pour l’optimum médiéval (Anderson, 1981 ; Delors, 1990 ; Colardelle & Verdel, 1993), beaucoup moins pour celui de l’Antiquité tardive (Provansal et al., 1999 ; Berger, 2001). Les effets de l’une et l’autre sur les géosystèmes apparaissent en tout cas différents. L’amélioration centrée autour de 500 ap. J.C. ne semble pas produire systématiquement des bas niveaux lacustres. La pédogenèse est de courte durée, d’un à deux siècles. Elle est précédée, et suivie d’une période de forte instabilité hydrologique, agressive tant en plaine que sur les versants (fig. 10). Par contre, la longue durée de calme paysager et de pédogenèses de plus de quatre siècles dans laquelle s’inscrit l’optimum médiéval confère au sol son enrichissement en matière organique et éléments nutritifs, ses qualités de structure par un long travail des micro-organismes, et donc sa bonne qualité agronomique. Un régime climatique chaud et sec avec pluies courtes d’été, sensible à partir de 890-895 ap. J.C. au lac de Paladru, contribue à un abaissement des nappes, à un meilleur drainage et à une possible amélioration des rendements, surtout ceux des cultures céréalières. Intervenant sur des sociétés dont l’économie repose sur une polyculture à dominante céréalière, c’est un paramètre à ne pas négliger (Colardelle & Verdel, 1993).
60La comparaison de la courbe bathymétrique du lac de Paladru avec l’évolution des formations terrestres démontre que, pour des variations lacustres identiques, on observe des effets sur les sols différents selon le régime de la pluviosité mais aussi l’héritage de processus antérieurs. Le réchauffement et l’assèchement sensibles dès la fin du IXe siècle ap. J.C. n’auraient pas eu le même effet s’ils n’avaient été précédés d’un à deux siècles de calme paysager favorable à la pédogenèse. L’« optimum » ne se résume pas à l’an Mil ; on peut le faire débuter dès 890-895 ap. J.C., mais on peut aussi y intégrer la formation du sol depuis le milieu du VIIIe siècle ap. J.C., voire même la succession de bas niveaux depuis le VIe siècle qui, par le cumul de déficits hydriques, conduit à un abaissement aussi drastique du lac aux X-XIe siècles.
61Les variations observées rentrent pour la plupart dans le cadre des interprétations climatiques connues pour cette partie de l’Europe (Magny, 1993a, 2004 ; Berger, 2001, 2003). Le haut niveau de résolution chronologique permet de relever plusieurs rythmes dont les effets se superposent. Sont notés celui de l’activité solaire de 2000/2300 ans (phases I à A), et peutêtre celui des macrorythmes de 200 à 150 ans (phases : F, E+D, C+B+A). Le cycle des phases D3 à A fait apparaître une succession d’ondes de sécheresse ou d’humidité d’une amplitude de 30 à 50 ans. C’est la périodicité la plus longue et la plus rare observée actuellement dans le monde, où le retour des périodes sèches ou humides est plus habituellement de 2-4, 4-6 et 1020 ans (Kayser et al., 1990). Les microcycles de plus haute fréquence des phases C, B, et A appartiennent au microrythme 2-4, 4-6 ans. Les rythmes pluriannuels/décennaux/pluridécennaux évoquent les effets de l’Oscillation de l’Atlantique Nord (NAO), comme cela a été remarqué sur le lac du Bourget voisin pour les six derniers siècles de notre ère (Chapron et al., 2002).
62Malgré l’absence de sites archéologiques connus, les sédiments du lac de Paladru notent l’existence d’activités humaines sur les versants du lac, dès le Xe siècle av. J.C. Par contre, alors que l’on connaît des sites galloromains autour du lac, ces occupations n’entraînent ni érosion, ni flux détritique. L’exploitation des versants s’intensifiera au cours des Ve aux VIIIe siècles ap. J.C., bien avant que l’on ne connaisse, à l’an Mil, une phase d’occupation importante des rives, bénéficiant d’une importante baisse du niveau des eaux. L’impact de ces occupations sur le bassin versant sera marqué d’une rupture nette dans les sédimentations lacustres. Le flux détritique anthropogène est clairement modulé par les baisses de niveau du lac qui l’augmentent ; il doit être réévalué en conséquence.
63Entre Rhône et Alpes, les deux périodes d’amélioration autour de 1000 av. J.C. et de 1000 ap. J.C. sont les plus marquées, à la fois par des bilans hydriques déficitaires au niveau des lacs et, en milieu terrestre, par des pédogenèses intervenant au cours de longs cycles de calme morphosédimentaire de plusieurs siècles, remarquables à l’échelle de l’Holocène. L’amélioration centrée sur le milieu du premier millénaire d’après les fluctuations du carbone 14 résiduel apparaît moins déterminante sur les systèmes lacustres, fluviaux et édaphiques.
64La combinaison des cycles climatiques de diverses fréquences produit des effets spécifiques sur les géosystèmes. Le facteur temps joue un rôle considérable, par la durée de chacune des phases bien sûr, mais aussi et peut-être plus par le rythme et l’ordre dans lesquels elles se succèdent. Ce n’est pas un événement, mais une succession particulière d’évènements qui conduit aux très bas niveaux du lac de Paladru à l’an Mil et à la qualité des sols médiévaux entre Rhône et Alpes. A ce titre, l’optimum du Xe au milieu du XIe siècle ap. J.C. apparaît comme un évènement majeur et particulier de l’Holocène. Le terme d’« optimum climatique » est quelque peu réducteur par rapport à la complexité des phénomènes, car ce n’est pas tant le climat que des effets successifs (Bertrand, 2002) d’épisodes antérieurs qui sont également à l’origine des modifications constatées de l’environnement.
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