Les auteurs tiennent à remercier tout particulièrement les services culturels du CONSEIL DÉPARTEMENTAL de la HAUTE‑SAVOIE, le SERVICE RÉGIONAL D’ARCHÉOLOGIE d’Auvergne Rhône Alpes, l’Inrap et le CNRS (la plateforme PEA2t du laboratoire Chrono‑environnement, Besançon) qui ont financé les travaux et analyses conduits dans le cadre du PCR, ainsi que l’association de l’E.S.P.A.H.S. (Étude et Sauvegarde du Patrimoine Archéologique de la Haute‑Savoie) qui a géré administrativement les différentes subventions. Nos remerciements vont également à Yves Billaud archéologue au DRASSM (Département des recherches archéologiques subaquatiques et sous‑marines), à Gilles Chassepot technicien palynologue à l’UMR‑CNRS 6249 (Besançon), ainsi qu’aux services de la Direction Départementale des Territoires de la Haute‑Savoie, du SILA (syndicat Intercommunal du lac d’Annecy) et de la Mairie d’Annecy.
1L’une des questions clefs posées à la paléoclimatologie dans le contexte du réchauffement climatique en cours est la réponse du cycle hydrologique à la variabilité du climat pendant l’Holocène. Dans cette perspective générale, les cuvettes lacustres constituent des sites privilégiés : les fluctuations du niveau des lacs, enregistrées par les remplissages sédimentaires qui s’y sont accumulés, offrent l’opportunité de suivre les variations paléohydrologiques associées aux changements du climat.
2Cependant, les enregistrements paléohydrologiques capables de documenter en termes quantitatifs les tendances générales qui ont pu caractériser l’ensemble de l’Holocène sont encore peu nombreux en Europe (Digerfeldt, 1988 ; Hammarlund et al., 2003 ; Nesje et al., 2004 ; Magny et al., 2013). La présente étude propose une contribution à ces recherches en s’appuyant sur les résultats issus d’un Programme Collectif de Recherche (PCR) intitulé « Paléoenvironnement et archéologie de la rive nord du lac d’Annecy » (2016‑2020 ; Vérot et al., 2021). Ce PCR avait pour but la reconstitution de la morphogénèse de la plaine bordière septentrionale du lac en réponse aux variations du niveau du plan d’eau au cours de l’Holocène et en relation avec les occupations anthropiques des rives. Il a été l’occasion de reconstruire une synthèse des fluctuations holocènes du niveau du lac en combinant les données issues (i) de séquences sédimentaires observées et étudiées sur plusieurs sites de la rive nord du lac, et (ii) de carottes sédimentaires prélevées sur ou à proximité de sites archéologiques localisés dans les marais littoraux et sur la plateforme littorale de la rive ouest du lac.
3Le lac d’Annecy (45°53’N, 6°08’E ; 446,97 m d’altitude) et son bassin versant (environ 251 km2) sont situés dans les Préalpes françaises du Nord et plus particulièrement dans le massif des Bornes à l’est et celui des Bauges à l’ouest (fig. 1). Avec un point culminant au massif de la Tournette à 2351 m et une altitude moyenne d’environ 900 m, le bassin versant ne compte ni glacier ni zone de neige permanente (Benedetti‑Crouzet, 1972). Il est inscrit dans les terrains d’âge secondaire et tertiaire : calcaires tithoniques et urgoniens (33 %), recouverts localement par des marnes (30 %), des molasses gréseuses (6 %) et par les dépôts du Quaternaire (31 %). À son extrémité nord, le lac d’Annecy se relie à la faille du Vuache, fracture d’orientation subméridienne et d’âge oligocène qui représente une structure majeure à l’échelle régionale et qui est toujours active (Nicoud & Manalt, 2001).
4Le lac a une surface de 26,5 km2 et sa profondeur moyenne est de 41,5 m ; le bassin lacustre se compose de deux cuvettes séparées par un seuil : le Petit lac au sud profond de 55 m et le Grand lac au nord profond de 65 m. Dans la cuvette nord se trouve un entonnoir karstique, la dépression du Boubioz, qui atteint une profondeur de 82 m. L’émissaire actuel du lac est constitué par le Thiou, affluent du Fier ; canalisé dans sa partie amont, il reçoit les eaux des canaux de Vassé et de Saint Dominique (fig. 1).
5Des sondages profonds et des explorations géophysiques à l’extrémité nord du lac ont montré que les remplissages à dominante silteuse de l’Holocène reposaient sur un ancien cône alluvial composé de sédiments grossiers accumulés par le Fier et les tributaires locaux pendant le Tardiglaciaire et aux débuts de l’Holocène dans un grand lac proglaciaire de 70 km2 ; ce plan d’eau se trouvait à environ 460 m d’altitude et son bassin d’alimentation atteignait alors environ 440 km2 (Van Rensbergen et al., 2001 ; Nicoud & Manalt, 2001). L’étude de la carotte LDA extraite au fond de la cuvette nord (Grand lac ; fig. 2) suggère que la déconnexion du Fier hors du lac s’est réalisée en plusieurs phases entre 11 500 et 8200 cal BP. Selon Beck et al. (2001), l’une des hypothèses plausibles pour cette déconnexion du Fier serait l’activité de la faille du Vuache. Après 8200 cal BP, le Fier s’est écoulé dans un lit incisé dans ses anciens dépôts deltaïques et a formé un système de terrasses alluviales étagées au cours de l’Holocène ; aujourd’hui il reçoit le Thiou en rive gauche, à 3,6 km en aval de l’exutoire actuel du lac (Nomade, 2005). D’autres sondages réalisés dans la cuvette nord (programme CLIMASILAC ; Oldfield & Berthier, 2001) ainsi que dans la zone du Petit Lac (Higgitt et al., 1991 ; Jones et al., 2013) ont également livré des données sédimentologiques et permis d’établir une stratigraphie pollinique pour l’Holocène et le Tardiglaciaire.
6Déterminée par le régime nivo‑pluvial de ses affluents, la période d’étiage du plan d’eau survient généralement en fin d’été. Le Thiou a fait l’objet d’aménagements au moins depuis le xiiie siècle pour l’utilisation de sa force hydraulique (activités textiles et métallurgiques de la ville médiévale d’Annecy) ou pour améliorer l’évacuation des crues. En effet, l’importance des pentes dans le bassin versant et la faiblesse relative de la surface du lac par rapport à celle de son bassin d’alimentation déterminent une réponse rapide et de forte amplitude du niveau du lac aux événements météorologiques. Selon Onde (1944), avant l’aménagement de vannes sur le Thiou en 1874, le niveau du lac pouvait ainsi monter de 40 cm en une nuit. Après avoir été régulé par des aménagements successifs aux xixe et xxe siècles, le niveau moyen annuel du lac est à la cote 446,97 m depuis 1965. Si l’on exclut les deux crues historiques extrêmes de 1651 et 1711, en partie provoquées par des phénomènes d’embâcles dus à des éboulements encombrant les canaux de l’exutoire, les données historiques pour la période 1863‑1965 fixent la cote minimale du niveau du lac à 446,17 m en 1868 et la cote maximale à 447,92 m en 1944 (SILA, 2011).
7Le climat régional montagnard est soumis à une double influence océanique (dominante) et continentale. La température moyenne annuelle à Annecy est d’environ 10,6°C avec en moyenne ‑1,5°C pour le mois le plus froid et 19°C pour le mois le plus chaud. La moyenne des précipitations annuelles est établie à 1245 mm (chronique 1976‑2010).
8La végétation actuelle est dominée par des forêts décidues avec l’aulne, le chêne et le noisetier en dessous de 700 m d’altitude. L’étage montagnard (700‑1500 m) est occupé par des forêts de hêtre et de sapin. L’épicéa et le pin caractérisent les forêts subalpines (1500‑2100 m) largement ouvertes par des prairies occupées par l’élevage (David et al., 2001).
Fig. 1 : Localisation géographique du lac d’Annecy, de son bassin versant et de son exutoire. B/ dépression karstique du Boubioz (-82 m).
Fig. 2 : Localisation des sites étudiés sur les rives nord et ouest du lac d’Annecy.
9Les séquences sédimentaires intéressantes pour la reconstruction des fluctuations holocènes du niveau du lac ont été mises au jour à l’occasion de sondages archéologiques, réalisés dans un cadre préventif sur la plaine bordière à proximité de la rive nord du lac, ainsi que par des carottages à la sonde russe GIK effectués sur ou à proximité de plusieurs sites archéologiques de la rive occidentale (fig. 2).
10Dans la zone nord, les sites étudiés sont localisés sur la commune d’Annecy au 1 avenue du Trésum (TRE), au Parking de l’Hôtel de ville (PHV), avenue de la Mavéria (MAV), 36 rue Centrale (36C), 33‑37 avenue du Petit Port (33P), 50 rue Centrale (50C), 9 avenue des Romains (ROM) et 20 avenue de la plaine (PLA). Parmi eux, seul le site du Parking de l’Hôtel de ville a déjà fait l’objet d’une publication (Magny et al., 2001).
11Sur la rive occidentale, les données retenues pour cette étude proviennent de carottes sédimentaires extraites (i) dans les marais littoraux à Saint‑Jorioz Le Beau (SJB), ainsi que (ii) sur la plateforme littorale, sur les sites archéologiques de Sevrier Les Charretières (SLC), Sevrier Les Mongets (SLM) et Saint‑Jorioz Les Marais (SJM). Les données collectées sur les trois derniers ont déjà été publiées (Magny, 2001 ; Magny et al., 2003a).
12À ceci s’ajoutent les données archéologiques issues des prospections subaquatiques programmées obtenues sur les rives du lac ; elles concernent plus particulièrement les sites d’Annecy Le Pâquier (PAQ), Albigny 1 (ALB), Petit Port 2 (PP2), de Talloires à Angon (ANG) et de Sevrier Crêt de Châtillon (CDC) (fig. 2 ; Marguet, 2002, 2003 ; Billaud & Marguet, 2005; Marguet & Rey, 2007 ; Rey & Marguet, 2019 ; Billaud et al., 2017 ; Billaud, 2020 ; Brigand & Billaud, 2021 ; Brigand, 2021).
13La reconstruction des variations holocènes du niveau du lac d’Annecy s’appuie sur une méthode spécifique décrite en détail dans différents articles (Magny, 2004, 2006, 2013). Elle est basée sur une approche sédimentologique qui combine plusieurs marqueurs dans l’analyse des sédiments lacustres :
14la granulométrie : les dépôts plus grossiers (oncolithes) correspondent aux zones littorales caractérisées par une eau peu profonde et un plus fort hydrodynamisme ;
15la lithologie : les limons carbonatés sont déposés dans la cuvette lacustre (zone sublittorale) tandis que les dépôts organiques (gyttja plus ou moins carbonatée, tourbe, anmoor) caractérisent les zones littorales (zone eulittorale, marais littoraux) marquées par un renforcement de la colonisation végétale, avec présence d’éléments ligneux pour les zones les plus atterries (présence d’arbustes et d’arbres) (Troels‑Smith, 1955 ; Digerfeldt, 1988) ;
16la composition macroscopique des limons carbonatés : les fractions les plus grossières (supérieures à 0,2 mm) sont principalement composées de concrétions carbonatées d’origine biochimique qui présentent différents morphotypes caractéristiques des conditions de dépôt en relation avec l’hydrodynamisme et les ceintures de végétation aquatique (Brochier, 1986 ; Magny, 2004) ;
17les surfaces d’érosion (hiatus sédimentaires) sont marquées par l’accumulation de galets (horizon de réduction associé à une plage), ou par des discordances stratigraphiques entre couches sédimentaires, ou encore par de brusques changements dans les diagrammes sédimentologiques et/ou palynologiques. Elles indiquent un abaissement de la limite de dépôt des sédiments et signent un abaissement du niveau de l’eau. À l’inverse, une hausse de la limite de sédimentation met en évidence une élévation du plan d’eau (Digerfeldt, 1986, 1988).
18Certaines séquences stratigraphiques utilisées dans cette synthèse ont fait l’objet d’analyses sédimentaires systématiques et permettent de reconstituer dans le détail les variations du plan d’eau. C’est le cas pour les sites d’Annecy‑Hôtel de ville et de Saint‑Jorioz Les Marais (Magny et al., 2001, 2003a). Pour les autres sites, en référence aux analogues actuels, le dépôt de limons carbonatés a été interprété comme correspondant à une profondeur d’eau moyenne d’environ 1 m, tandis que le dépôt de gyttja traduit une profondeur d’eau inférieure à 0,5 m ; les oncolithes marquent les basses eaux estivales alors que tourbe et anmoor se forment au‑dessus du niveau moyen du plan d’eau.
19Aux dépôts lacustres s’ajoutent des dépôts fluviatiles mis en place en milieu terrestre et/ou sur la zone littorale septentrionale, sous la surface du plan d’eau. Ces alluvions possèdent une gamme de faciès variés caractérisant des courants plus ou moins tractifs : séries graveleuses, séries sableuses à sablo‑limoneuses, limons plus ou moins chargés en graves qui témoignent d’écoulement en nappes. Ces apports alluviaux sont issus du Fier et des cours d’eau locaux (Colovry, Pesse, Nant du Gobelet) qui drainent le versant nord‑ouest du Mont‑Veyrier (957 m) et le coteau molassique à couverture morainique d’Annecy‑le‑Vieux (fig. 2). Une étude pétrographique associée à une analyse de la susceptibilité magnétique des matériaux tend à démontrer que ce qui est nommé « cône alluvial du Fier » résulte plus probablement d’une architecture sédimentaire polygénique à laquelle contribuent, notamment pour l’Holocène, les tributaires locaux (Vérot et al., 2021). La mise en place de ces alluvions souligne l’existence d’épisodes de détritisme terrigène qui peuvent marquer (i) un abaissement du plan d’eau (retrait de la ligne de rive) ou (ii) l’interférence de dépôts terrigènes sur les marges internes de la cuvette lacustre à l’occasion de péjorations hydroclimatiques (ruissellements accrus) et/ou de dégradation du couvert végétal protecteur des versants (érosion) sous l’influence de facteurs climatiques et/ou anthropiques.
20La chronologie est essentiellement basée sur des dates 14C (tab. 1) obtenues à partir d’éléments végétaux d’origine terrestre (charbons, bois, tourbe). Les dates 14C ont été calibrées à 2 sigmas grâce au logiciel Calib 7.10 (Stuiver & Reimer, 1993) et la base de données de calibration IntCal13 (Reimer et al., 2013). Grâce à l’excellente conservation des bois de construction des villages, les sites archéologiques littoraux du Néolithique et de l’âge du Bronze offrent l’opportunité exceptionnelle de livrer des dates dendrochronologiques avec une résolution temporelle souvent inférieure à dix ans. La typologie des artéfacts trouvés sur les sites archéologiques permet de disposer d’autres références chronologiques dont la précision varie du demi‑siècle à quelques siècles. Deux datations OSL réalisées sur des séquences alluviales à la surface du cône détritique de la rive nord apportent un complément chronologique (Galbraith et al., 1999 ; tab. 1). À cela s’ajoutent les indications données par la stratigraphie pollinique pour les séquences sédimentaires analysées. L’histoire holocène de la végétation régionale est bien connue grâce à des sondages réalisés dans le lac d’Annecy ainsi que dans de nombreux autres sites lacustres ou palustres où la succession des biozones régionales a fait l’objet de datations radiocarbone (De Beaulieu et al., 1994 ; David et al., 2001, 2006 ; Magny et al., 2003a). Les corrélations stratigraphiques entre les différents sites littoraux du lac d’Annecy peuvent ainsi s’appuyer sur le cadre indiqué par les dates radiocarbone et le matériel archéologique, mais également sur celui établi à partir de la stratigraphie pollinique.
21Toutes les altitudes sont mentionnées ci‑après selon le Nivellement Général de la France (NGF ‑ IGN69). Sur chacun des sites, chaque couche sédimentaire présentée est définie par un identifiant unique composé de l’acronyme du site en trois lettres, puis du numéro de sondage ou carottage et enfin du numéro de couche (exemple : la couche MAV.7.11. correspond à la couche 11 du sondage 7 du site d’Annecy, avenue de la Mavéria). Elles constituent parfois des ensembles qui témoignent d’une même tendance dans la dynamique sédimentaire et, au‑delà des différences de lithologie qui les distinguent, ces couches ont été alors regroupées en unités sédimentaires.
22Tab. 1 : Dates radiocarbone, dendrochronologiques et OSL livrées par les séquences sédimentaires utilisées pour la reconstruction des variations
23holocènes du niveau du lac d’Annecy.
Les âges radiocarbone calibrés sont indiqués en années cal BP, et les dates dendrochronologiques en années BC/AD.
24Avant d’établir la synthèse des données disponibles pour la reconstitution des variations du niveau du lac d’Annecy au cours de l’Holocène, sont présentées ici les données inédites collectées dans le cadre du PCR sur les rives ouest et nord du lac.
25En 1994, un forage avec une sonde russe GIK mécanisée a été effectué à l’interface entre les marais littoraux et le lac, au lieu‑dit Le Beau sur la commune de Saint‑Jorioz. Le site se trouve à environ 320 m au sud du site archéologique de Saint‑Jorioz Les Marais (fig. 2) localisé lui‑même sur la plateforme littorale (Magny et al., 2003a). Le forage a atteint la profondeur de 16 m. En 2018, un nouveau sondage à la sonde russe GIK manuelle a été réalisé à proximité immédiate du premier pour une observation et un échantillonnage détaillés du 1,50 m supérieur.
26La figure 3 montre les principales unités sédimentaires ainsi que les âges radiocarbone obtenus. La combinaison des carottages réalisés en 1994 et 2018 permet de distinguer, du sommet (447,03 m) vers la base les unités suivantes :
27‑ une couche d’anmoor (unité 1) dont la base a livré la date de 255 ± 30 BP (429‑1 cal BP ‑ Lyon‑16303) ;
28‑ une couche de limons carbonatés avec quelques éléments organiques (unité 2) ;
29‑ une couche de sables grossiers avec des oncolithes (unité 3), plus fins à sa base que dans sa partie supérieure ; elle est datée à 1750 ± 30 BP (1726‑1566 cal BP ‑ Lyon‑16304) ;
30‑ une couche silto‑argileuse carbonatée (unité 4) ;
31‑ une couche de sables fins avec oncolithes (unité 5) datée à 2180 ± 30 BP (2309‑2118 cal BP ‑ Lyon‑16305) coiffant une couche de sables plus grossiers avec oncolithes, macrorestes végétaux et fragments de bois (unité 6), datée à 2150 ± 30 (2305‑2009 cal BP ‑ Lyon‑16306) ;
32‑ une couche de limons carbonatés (unité 7) ;
33‑ une couche de gyttja (unité 8);
34‑ une couche de gyttja carbonatée incluant quelques filets sableux (unité 9) ;
35‑ une couche de gyttja très organique (unité 10), qui marque une transition brusque avec l’unité inférieure et qui inclut à sa partie supérieure un filet centimétrique de sables ;
36‑ une couche de limons carbonatés lités (unités 11a et 11c) incluant une couche de gyttja carbonatée (unité 11b) à 3,90 ‑ 4 m de profondeur ;
37‑ un ensemble (unité 12) constitué de deux couches de graviers et de sables (unités 12a et 12c) séparées par une couche de gyttja (unité 12b) ;
38‑ une couche de gyttja carbonatée (unités 13a et 13c) avec des filets de sable plus marqués et mêlés d’éléments organiques et de cailloutis entre 6,62 m et 7,01 m de profondeur (unité 13b);
39‑ une couche de limons carbonatés (unité 14) passant progressivement à des sédiments silto‑argileux carbonatés (unité 15) qui reposent eux‑mêmes sur une couche de sables et de cailloutis (unité 16) ;
40‑ à la base, une couche d’argile (unité 17) repose sur une couche d’argile incluant des lits de sable (unité 18). La partie supérieure de l’unité 17 est datée à 9980 ± 140 (12 024‑11 178 cal BP ‑ AA‑20333). L’échantillon prélevé à la cote 15,5 m dans l’unité 18 a été daté à 11 560 ± 180 (13 749‑10 376 cal BP ‑ AA‑20334).
41Le diagramme palynologique montre de brusques variations dans la représentation de taxons qui suggèrent l’existence de possibles hiatus sédimentaires entre les unités 12 et 11 (entre l’Atlantique ancien et l’Atlantique récent) et entre les unités 7 et 6.
Fig. 3 : Séquence sédimentaire et diagramme palynologique du sondage de Saint-Jorioz Le Beau.
42La partie inférieure de la séquence (fig. 3), entre 15,90 m et 13 m, est dominée par une forêt boréale de pin (Pinus) et de bouleau (Betula), lesquels montrent des variations synchrones avec les fluctuations des herbacées steppiques, notamment l’armoise (Artemisia). En accord avec la date de 11560 ± 180 BP obtenue à 15,5 m, la zone pollinique 15,90 ‑ 14,30 m apparaît caractéristique de l’Allerød avec une domination de Pinus et Betula, quelques occurrences d’essences méso‑thermophiles et un couvert herbacé limité : les poacées, Artemisia et quelques plantes héliophiles sont présentes. Le Dryas récent, entre 14,30 m et 13,45 m, est marqué par une baisse du pin : la forêt boréale s’éclaircit au profit d’espaces ouverts colonisés par une grande diversité d’herbacées héliophiles dominées par l’armoise et les poacées. Au début de l’Holocène, le Préboréal (entre 13,45 et 13 m) correspond à une reprise de la forêt boréale, notamment du pin. Les espèces steppiques disparaissent tandis qu’à la fin de la zone Corylus et Quercus envahissent progressivement les forêts.
43Les treize mètres supérieurs de la séquence voient le développement d’un couvert forestier mésothermophile lentement envahi par des résineux tandis que l’impact anthropique, d’abord discret, s’affirme au cours des trois derniers millénaires.Bien enregistré par une puissante accumulation de limons carbonatés (13 ‑ 8,80 m), le Boréal coïncide avec une large domination de Corylus tandis que progressent Quercus, Ulmus et à un moindre degré Tilia, Fraxinus et Acer, notamment au‑dessus de la cote 10,50 m. La seconde moitié de la zone voit également le développement (encore discret) de Abies.
44Les débuts de l’Atlantique ancien (8,80 ‑ 4,50 m) sont marqués par un très rapide changement dans la représentation de certains taxons : le noisetier chute brutalement tandis que Abies augmente fortement, de même que les herbacées. Picea affiche également une arrivée brutale. La forêt est dominée par une chênaie mixte caractéristique de l’Atlantique ancien. On note toutefois que le chêne est devancé par le tilleul et l’orme.
45Dans la partie supérieure du diagramme (4,50 ‑ 0 m), il paraît plus délicat de distinguer les zones polliniques régionales de l’Atlantique récent, du Subboréal et du Subatlantique. De 4,50 à 1,75 m, le sapin et l’épicéa prennent de l’importance au détriment du tilleul et du frêne ; le hêtre reste très discret. L’aulnaie riveraine se développe. Ces quelques indices pourraient signer l’Atlantique récent tel qu’il a été défini régionalement (De Beaulieu et al., 1994). Les indices polliniques d’anthropisation (IPA) sont régulièrement présents et montrent une phase d’ouverture du milieu plus marquée entre 2,05 et 1,75 m avec notamment un recul de l’aulnaie riveraine qui pourrait être corrélée avec le développement des habitats littoraux comme sur le site voisin de Saint‑Jorioz Les Marais (fig. 2) daté par la dendrochronologie à 3783 BC, soit 5733 cal BP (Magny et al., 2003a).
46Vers 1,75 ‑ 1,70 m de profondeur, on observe un rapide développement du sapin et des indices d’anthropisation. Au‑dessus de 1 m de profondeur, les IPA se renforcent de nouveau très rapidement, en même temps qu’apparaissent Cannabis humulus puis Juglans et Castanea, et que se renforce largement Picea. Enfin, le minimum marqué par les IPA qui s’amorce vers 36 cm de profondeur (unité 2), avant la date 255 ± 30 BP (1521‑1949 cal AD), pourrait correspondre à un recul de l’impact anthropique associé à la Peste Noire. Une augmentation des pollens arboréens a également été observée vers le xive siècle dans une séquence sédimentaire du Petit lac d’Annecy par Higgitt et al. (1991).
47Plusieurs diagnostics archéologiques conduits par l’Inrap sur la commune d’Annecy à une distance de 50 à 250 m de la rive nord du lac (fig. 2) ont permis de mettre au jour, à travers une centaine de logs, des stratigraphies mêlant dépôts lacustres, fluviatiles, fluvio‑lacustres et plus rarement colluviaux. Dans la partie orientale de la rive nord du lac, les dépôts fluviatiles reconnus sont constitutifs de cônes de déjections emboîtés, alimentés par le Fier et/ou les tributaires locaux drainant les pentes du Mont Veyrier. Les dépôts colluviaux n’ont été reconnus qu’à la bordure nord‑occidentale du lac, au pied du Semnoz (site du Trésum). La figure 4 présente les stratigraphies retenues sur la rive nord pour la reconstitution des fluctuations lacustres. Un rappel général de ces stratigraphies est présenté ci‑après.
Fig. 4 : Séquences sédimentaires observées sur la rive nord du lac d’Annecy et utilisées pour la reconstruction des fluctuations holocènes du niveau du lac.
48Le diagnostic réalisé sur le site de l’ancien hôpital d’Annecy, au 1 avenue du Trésum, a été l’occasion d’observer, à environ 175 m de la rive actuelle du lac en position relativement élevée (448,50 m) par rapport au plan d’eau, le profil du contact entre le rocher et les formations alluvio‑lacustres (Gabayet et al., 2010). Les couches présentées sont issues du sondage 27 à partir de 448,40 m, complété en profondeur par une carotte en tube PVC entre 446,20 m et 444,70 m, et en surface par les données du sondage 8 ; elles sont les suivantes depuis le sommet (fig. 4) :
49‑ des colluvions sub‑contemporaines limoneuses (unité 1, couche 20) épaisses d’environ 1,30 m ;
50‑ une couche de sédiments silto‑argileux (unité 2, couche 16) épaisse de 90 cm au sondage 27 et de 22 cm au sondage 8, où elle renferme une sépulture isolée datée à 210 ± 30 BP (1645‑1949 cal BP ‑ Ly‑15518) ;
51‑ une couche de limons carbonatés (unité 3, couche 17a) épaisse d’au moins 64 cm et dont le sommet est à 447,10 m au sondage 8 ;
52‑ l’unité 4 est représentée par un lit organique (couche 17d) daté de 2520 ± 30 BP (2677‑2603 cal BP ‑ Poz‑40605) reposant sur 30 cm de limons carbonatés (couche 17e) ;
53‑ l’unité 5 est un mince lit organique (couche 17g) contenant des fragments de bois datés à 8960 ± 50 BP (10 228‑9917 cal BP ‑ Poz‑40607) ;
54‑ 20 cm de gyttja incluant des micro‑lits organiques (unité 6, couche 17h) ;
55‑ à la base, des limons carbonatés (unité 7, couche 17i) sont épais au minimum de 30 cm.
56La stratigraphie du site Annecy‑Trésum met ainsi en évidence un important hiatus sédimentaire entre les dépôts de l’Holocène ancien et ceux de l’Holocène récent.
57Autour de 447,75 m d’altitude, à 180 m environ de la rive actuelle du lac, un diagnostic réalisé sur une emprise de 2600 m2 a fait l’objet de 4 sondages (Gabayet & Isnard, 2013). Le cailloutis de base a été repéré à 445,75 m d’altitude au sud mais il n’a pas été atteint à 443,50 m au nord dans le sondage 4 (dépression topographique du cailloutis) où ont été reconnues les unités suivantes depuis le sommet à 447,89 m (fig. 4) :
58‑ sous une série de remblais des xixe‑xxe siècles (unité 1, couches 0 à 2), épaisse de 80 cm, des couches archéologiques en lien avec un empierrement historique (unité 2, couche 9) sur 25 cm d’épaisseur ;
59‑ des limons argileux crème à beige avec des traces de carbonatation épais de 15 cm (unité 3, couche 4) ;
60‑ une formation limono‑argileuse litée, brune à beige (unité 4, couche 6) épaisse de 1,30 m ;
61‑ un niveau limoneux, épais de 10 cm, marqué par une accumulation de débris végétaux (unité 5, couche 11) dont l’un est daté de 9395 ± 35 BP (10 712‑10 520 cal BP ‑ Ly‑16205) ;
62‑ l’unité 6 présente a minima 1,75 m de sables fins gris bleutés (couche 8), légèrement limoneux à la base (couche 10).
63L’unité 5 organique caractérise un bas marais littoral qui a livré des spectres polliniques caractéristiques du Boréal.
64L’emprise de 4660 m2 autour de 448 m d’altitude, située à environ 220 m de la rive actuelle du lac, a fait l’objet de trois phases de diagnostic (18 sondages) au fur et à mesure de la libération des parcelles (Gabayet & Isnard, 2014 ; Ferber & Vérot, 2014). Les relevés stratigraphiques des sondages 3 (sup. : 448,21 m) et 5 (sup. 448,25 m) ont révélé depuis le sommet (fig. 4) :
65‑ 30 à 40 cm de remblais modernes (unité 1) sur 50 cm à 60 cm de limons brunifiés (unité 2, couches 3.3/3.2 et 5.3/5.2) renfermant des fragments de terre cuite romaine à la base et des artefacts modernes au sommet ;
66‑ une série de dépôts alluviaux (unité 3), épaisse de 75 cm à 90 cm et à texture limono‑argileuse au sommet (couches 3.4 et 3.7 ou 5.4, 5.11 et 5.12) où sont individualisés 10 cm de limons argileux légèrement carbonatés (couche 3.5) alors que la texture est plus grossière à la base du sondage 3 avec des sables (couche 3.8) reposant sur une couche de graviers et galets (couche 3.6) ;
67‑ 20 cm de limons carbonatés granuleux (unité 4, couches 3.10 et 5.10) ;
68‑ 20 à 30 cm de limons argileux (unité 5, couches 3.13 et 5.13) renfermant des lits organiques datés au sondage 3 de 10430 ± 100 BP (12 619‑11 988 cal BP ‑ Lyon‑14489) et au sondage 5 de 9870 ± 100 BP (11 750‑11 101 cal BP ‑ Lyon‑14490) ;
69‑ des graves hétérogènes (unité 6), avec de gros blocs pouvant atteindre 30 cm, disposés en litages calibrés d’épaisseur variable et dans une matrice sablo‑argileuse, traversées sur 20 cm à 40 cm d’épaisseur, affleurent autour de 446,05 m (couches 3.14 et 5.14).
70Cette séquence offre, sur la rive nord, les dates les plus anciennes pour l’unité 5 organique à la transition Tardiglaciaire/Holocène, développée sur une formation graveleuse à gros blocs, dans un secteur localisé à plus de 250 m au nord de la rive actuelle du lac. L’unité 4 carbonatée témoigne d’une phase de remontée lacustre holocène non datée.
71Sur une emprise de 2800 m2, ce site présente des altitudes de surface à 447,60 m au nord et à 448,50 m au sud, où d’imposants remblais modernes ont rehaussé le secteur à proximité de la rive actuelle du lac. Il a fait l’objet de 9 sondages sous la direction de Gabayet en 2014 (Vérot et al., 2021). La stratigraphie retenue au sondage 8, réalisé à près de 50 m de la rive actuelle, montre depuis le sommet à 448,49 m (fig. 4) :
72‑ 1,40 m de remblais modernes (unité 1, couches 1 et 2) sur 60 cm de limons argileux, de couleur brune à orangée perturbés en surface (unité 2, couche 3) ;
73‑ 55 cm de dépôts alluviaux (unité 3) représentés par une formation graveleuse à matrice limono‑argileuse (couche 4) reposant sur des argiles grises peu épaisses (couche 5) ; dans la partie nord du site, les rares vestiges romains sont installés indifféremment sur ces deux types de faciès affleurants lesquels témoignent d’une alimentation par nappe sédimentaire du cône de déjection ;
74‑ l’unité 4, localement érodée par l’unité précédente, présente 25 cm de limons carbonatés (couche 6) ;
75‑ environ 65 cm d’argiles sableuses (unité 5, couches 7, 8, 11 et 9) contenant de nombreux fragments organiques où ont été isolés au sommet un lit de 5 cm à structure compacte et sèche (fumier lacustre), feuilletée de fragments empilés et parsemés de coquilles de mollusques (couche 7) et un petit lit de 3 cm à feuilletage organique concentré (couche 11) séparant les couches 8 et 9. Une date réalisée dans la partie supérieure (couche 7) est de 9115 ± 40 BP (10 393‑10 203 cal BP ‑ Lyon‑14430) alors que deux dates, sur bois et noisette, dans la partie inférieure (couche 9) sont respectivement de 9285 ± 35 BP (10 579‑10 300 cal BP ‑ Ly‑16921) et 9365 ± 50 BP (10 718‑10 431 cal BP ‑ Lyon‑12224) ;
76‑ à 3,5 m de profondeur, le cailloutis de base (unité 6), vu sur 40 cm d’épaisseur a minima (couche 10), est constitué de graviers et galets (module 7 à 8 cm) emballés dans une matrice sableuse.
77L’unité 5 à litages organiques permet de caractériser un marais littoral au nord de la rive actuelle alors que l’unité 4 carbonatée sus‑jacente traduit a contrario une remontée du niveau du lac sur cette rive. Au‑dessus, l’unité 3 alluviale caractérise le fonctionnement d’un cône de déjection, large et mobile, alimenté probablement par le Colovry et la Pesse.
78Les parcelles sondées s’inscrivent à l’angle du 8 avenue de la Mavéria et des 4‑6 avenue du Petit Port, à proximité de la rive nord du lac (Gabayet et al., 2016). Sur les 11 sondages réalisés, seules les stratigraphies de trois d’entre eux (sondages 6, 7 et 11), distants de 30 à 50 m de la rive actuelle du lac, ont été retenues et présentent les unités suivantes depuis le sommet (fig. 4) :
79‑ des remblais modernes, épais de 50 cm à 1,90 m (unité 1, couches 6.1 à 6.5, 7.1‑7.2 et 11.1 à 11.4) recouvrent d’une part, dans la partie nord‑orientale du site, un niveau d’argiles organiques partiellement conservé sur 25 cm à 10 cm d’épaisseur (unité 2a, couches 7.3‑7.4 et 6.6‑6.7), daté en 6.7 de 340 ± 30 BP (481‑311 cal BP ‑ Lyon‑14423), et d’autre part, dans la partie sud‑occidentale, des limons brunifiés légèrement hétérogènes avec de rares cailloutis majoritairement décarbonatés et observés sur 13 cm d’épaisseur (unité 2b, couche 11.5) et renfermant dans des sondages voisins des fragments millimétriques à centimétriques de terre cuite architecturale antique ;
80‑ l’unité 3, d’origine détritique, épaisse de 80 cm à 1,80 m, associe à proximité de la rive actuelle du lac, une série à galets, graviers et cailloutis emballés dans une matrice limoneuse au sommet (couche 11.6) plus sableuse à la base (couche 11.7) reposant sur des sables limoneux lités (couche 11.8) et enfin sur des limons argileux gris observés sur l’ensemble du site (couches 11.9, 7.5, 6.8 à 6.12) ;
81‑ l’unité 4 est une couche de limons carbonatés, épaisse de 20 à 30 cm (couches 11.10, 7.6 et 6.13) où un test palynologique en 11.10 a révélé un assemblage de pollens caractéristique du milieu du Boréal ;
82‑ l’unité 5 est matérialisée par un lit organique discontinu (érosion postérieure) en sondage 11 (couche 11.11) et à la base du sondage 6 (couches 6.16‑6.15) autour de 445 ‑ 445,30 m ; cette unité, plus dilatée au sondage 7 (dépression topographique du cailloutis, unité 7), présente une stratification plus complexe constituée par 8 cm d’argile limoneuse (couche 7.7), puis 8 cm de limon organique (couche 7.8), reposant sur 20 cm de limons carbonatés (couche 7.9), puis 30 cm d’argile limoneuse légèrement sableuse (couche 7.10) et enfin un horizon de 10 cm très organique (couche 7.11). Le lit organique supérieur 7.8 est daté de 8785 ± 40 BP (10 118‑9612 cal BP ‑ Lyon‑14424), celui inférieur 7.11 de 9085 ± 40 BP (10 371‑10 184 cal BP ‑ Lyon‑14425) alors que le lit 11.11 est de 8915 ± 40 BP (10 188‑9912 cal BP ‑ Lyon‑14426) et celui en 6.15 de 8730 ± 40 BP (9897‑9556 cal BP ‑ Lyon‑14427) ;
83‑ l’unité 6, en dessous de 445 m mais seulement de 444,45 m au sondage 7, caractérise des formations alluviales à texture dominante limoneuse, localement sableuse ou argileuse, au nord (couches 6.17, 7.13 et 7.12) alors qu’à proximité de la rive du lac, au sondage 11, la variabilité texturale présente trois sous‑ensembles ; l’unité 6a est composée de 12 cm d’argiles limoneuses à fragments organiques (11.12), de 22 cm de sables moyens à grossiers (11.13) et de 41 cm de sables fins à sables limoneux avec quelques bois flottés (11.14), puis l’unité 6b est un dépôt de cailloutis et petits graviers dans une matrice sableuse, épais de 17 cm (couche 11.15, toit à 444,25 m) et enfin l’unité 6c est constituée de 8 cm de sables moyens qui renferment des bois flottés (11.16), dont l’un au contact de l’unité sous‑jacente est daté 9510 ± 35 BP (11 071‑10 678 cal BP ‑ Ly‑17066) ;
84‑ à la base, une formation à graviers et galets (module de 5 cm en moyenne et 17 cm au maximum) dans une matrice sableuse (unité 7, couches 7.14 et 11.17), affleure seulement à 443,45 m au sondage 7, à 444 m au sondage 11, et à 445 m au plus haut, côté ouest du site (sondage 8).
85La séquence d’Annecy‑Mavéria offre plusieurs repères chronologiques sur l’Holocène mais présente un important hiatus pour l’Holocène moyen. La fréquence des bois flottés observés dans l’unité 6c peut suggérer la proximité d’un marais littoral après l’unité 7.
86Deux sites dans la plaine ont permis de réaliser des datations OSL des formations alluviales supérieures sur le cône de déjection formé par le Fier et les tributaires septentrionaux du lac (tab. 1).
87La parcelle diagnostiquée au 9 avenue des Romains (ROM), sur une surface de 250 m2, est située 1 km en retrait de la rive actuelle (Gabayet, 2018). Sur les trois sondages réalisés, la stratigraphie du sondage 3 révèle depuis le sommet à 451,27 m les unités suivantes :
88‑ des couches de remblais contemporains sur 60 cm d’épaisseur (unité 1) ;
89‑ des limons argileux brun gris, incluant de manière éparse des graviers et galets roulés non orientés et des fragments de terre cuite dans toute l’épaisseur de 30 cm (unité 2) ;
90‑ l’unité 3 représente une alternance de lits graveleux et sableux jusqu’à 1,50 m de profondeur (couches 3.5 à 3.8) où un prélèvement réalisé à 450,10 m dans la couche de sable moyen (3.6), à 1,20 m de profondeur, a livré un âge OSL de 8,04 ± 0,78 ka.
91À l’occasion de travaux de terrassement réalisés en 2018 au 20, avenue de la Plaine (PLA), à 800 m de la rive actuelle du lac, une coupe stratigraphique mettant au jour une alternance de bancs alluviaux graveleux à sablo‑graveleux a été observée, directement sous les remblais contemporains. Un prélèvement réalisé dans une couche sableuse incluant de petits graviers, à 1,20 m de profondeur (449,80 m) a livré une date OSL de 6,24 ± 0,82 ka.
92Rappelons qu’une datation radiocarbone sur charbons de bois, prélevés à 450,70 m à la base du dernier remblaiement caillouteux d’un chenal du Fier, repéré au 5‑7 chemin des Fins Sud (CDF), à 1,2 km au nord de la rive actuelle, fournit la date de 7360 ± 40 BP (8310‑8041 cal BP ‑ Ly‑2407 ; Gabayet, 2015).
93Ces trois datations offrent respectivement l’opportunité de fournir des ancrages chronologiques complémentaires concernant la sédimentation alluviale à la partie supérieure du cône de déjection, en retrait de la rive holocène du lac.
94La reconstitution des variations du niveau du lac d’Annecy au cours de l’Holocène est basée sur la synthèse des données collectées sur les sites des rives nord et ouest du lac, en se référant à la fois (i) à la position altimétrique et chronologique des unités litho‑stratigraphiques reconnues sur les différents sites étudiés, et (ii) aux indications sur la profondeur de l’eau au moment de leur dépôt que livre la lithologie de ces unités. L’intérêt de la base de données édifiée dans le cadre du PCR est de pouvoir combiner des sites présentant un large éventail tant altimétrique que chronologique, entre terre ferme et plateforme littorale. Ceci permet, entre autres, de documenter par les zones basses les phases qui, dans les zones de plus haute élévation, correspondent à des hiatus sédimentaires. Les figures 4 et 5 présentent les logs stratigraphiques des principaux sites utilisés pour cette reconstruction. La figure 6 montre la courbe des fluctuations holocènes du niveau du lac d’Annecy telle qu’elle peut être retracée à partir des données disponibles, ainsi que la position altimétrique et chronologique des principaux corps sédimentaires sur lesquels s’appuie l’établissement de cette courbe. Vingt‑quatre phases ont été distinguées ; les numéros pairs renvoient à des phases de hausse relative du plan d’eau (hnr), et inversement les numéros impairs à des phases de baisse relative (bnr). Le tableau 2 compile l’ensemble des données lithologiques et chronologiques qui documentent chacune de ces phases.
95Les éléments les plus anciens à disposition sont les couches de sédiments tourbeux observés sur le site Annecy‑36 rue Centrale (unité 5) ; ils suggèrent un niveau moyen du lac aux environs de la cote 446,20 m au cours du Dryas récent et au début de l’Holocène. Un autre ensemble de couches tourbeuses, observées et datées sur les sites d’Annecy : av. de Trésum (unité 5), 33‑37 av. du Petit Port (unité 5), 50 rue Centrale (unité 5) et av. de la Mavéria (unité 5), indique une baisse relative du plan d’eau qui vers 10 750‑9600 cal BP se trouve aux environs de la cote 444,5‑445,6 m.
96Pour la période 11 500‑9000 cal BP, les logs stratigraphiques de référence sont ceux de Sevrier Les Mongets et Les Charretières, et Annecy‑Mavéria. Les hiatus sédimentaires et les couches d’oncolithes identifiés à Sevrier ainsi que l’unité 7 de graves à Mavéria documentent un bas niveau relatif aux environs de 444/444,50 m (phase 1). Ce bas niveau pourrait être corrélé avec une déconnexion partielle du Fier hors du bassin lacustre que Nomade (2005) situe aux environs de 11 400‑11 200 cal BP.
97Le site de Sevrier Les Mongets permet de distinguer ensuite trois phases successives de hausse centrées sur 10 600, 10 300 et 9250 cal BP (phases 2, 4 et 6) dont la dernière est la plus marquée. Celle‑ci est également enregistrée par le dépôt de limons carbonatés sur Annecy, aux sites de Mavéria (unité 4) et du 33‑37 av. du Petit Port (unité 4). Sur le site du Parking de l’Hôtel de ville, la présence de dépôts constitués d’une alternance de lits argileux et organiques, mis en place entre les phases 4 et 6 (dès 10 115‑9544 cal BP), à une altitude inférieure de près de deux mètres relativement aux enregistrements des autres sites, suggère la possibilité d’un exutoire du lac à cet emplacement pour cette période.
98L’Holocène moyen est marqué par un hiatus sédimentaire majeur sur les sites en position haute comme à Annecy pour le Parking de l’Hôtel de ville, Trésum et Mavéria. Au Parking de l’Hôtel de ville, les sédiments datés de 10 235‑9585 cal BP sont directement coiffés par des dépôts datés à 790‑655 cal BP. Sur le site de Trésum, la gyttja datée à 10 228‑9917 cal BP (unités 6 et 5) est recouverte par des limons carbonatés datés à 2677‑2603 cal BP (unité 4). Sur le site de Sevrier Les Mongets, les sédiments du Boréal sont aussi directement recouverts par des dépôts du Subboréal ou du Subatlantique. Les séquences sédimentaires des sites de Saint‑Jorioz Les Marais et Le Beau, positionnés plus bas en altitude, permettent de documenter cette période et de mettre en évidence un brusque abaissement du plan d’eau qui survient vers 9000 cal BP. Si l’on excepte deux courtes récurrences vers 8800 et 8200 cal BP, cette baisse coïncide également avec le début de la déconnexion du Fier hors du bassin lacustre que Nomade (2005) place aux environs de 9200 cal BP ; elle aurait pu encore être responsable d’une instabilité des pentes sous‑lacustres marquée par des glissements repérés dans la carotte LDA dans le Grand lac.
99Le plan d’eau montre trois phases d’étiage successives (phases 7, 9 et 11) que les couches d’oncolithes et un hiatus sédimentaire à Saint‑Jorioz Les Marais, des dépôts de gyttja, de sable et de graviers et un hiatus sédimentaire à Saint‑Jorioz Le Beau (unité 12) situent entre les cotes 442,4 m et 442,1 m. Cette période d’étiage prononcé est interrompue par deux phases de hausse du niveau du lac :
100‑ La première (phase 8) est bien datée à 8300‑8200 cal BP sur le site de Saint‑Jorioz Les Marais. Elle est contemporaine d’une phase de sédimentation alluviale du Fier à la surface du cône détritique en rive nord, datée par OSL de 8,04 ± 0,78 ka sur le site 9 av. des Romains et par radiocarbone de 8310‑8041 cal BP au 5‑7 chemin des Fins sud. Elle apparaît aussi synchrone de la dernière récurrence du Fier dans le bassin lacustre identifiée dans la carotte LDA (Nomade, 2005).
101‑ La seconde (phase 10) est enregistrée par le dépôt de l’unité 13a à Saint‑Jorioz Le Beau alors que l’unité 12 correspond par ailleurs à la phase 11 ; cette dernière est synchrone de la déconnexion complète du Fier hors du bassin lacustre (Nomade, 2005).
102La période 6700‑5200 cal BP correspond à une tendance prononcée à la hausse du lac qui se réalise à travers trois phases successives (phases 12, 14 et 16) bien documentées par les séquences sédimentaires de Saint‑Jorioz Les Marais (Magny et al., 2003a) et datées à environ 6500, 6000 et 5300 cal BP. La date dendrochronologique de 3783 BC obtenue à partir de l’habitat littoral néolithique moyen offre un ancrage chronologique particulièrement robuste pour la phase 15 de bas niveau relatif du lac, et d’après le taux de sédimentation, la phase 11 pourrait se situer aux environs de 6050 cal BP (Magny et al., 2003a). La séquence sédimentaire de Saint‑Jorioz Le Beau conforte cette reconstruction avec les unités 11c, 11a et 9 qui correspondent respectivement aux phases 12, 14 et 16, et l’unité 10 à la phase 15. L’augmentation des flux hydriques et sédimentaires au cours des phases 12, 14 et 16 semble corrélée avec la mise en place, sur le site d’Annecy‑20 av. de la Plaine (hors du lac, à la surface du cône détritique à 449,80 m) de dépôts alluviaux issus de courants tractifs (graviers, sables) vers 6,24 ± 0,82 ka. Les plus hauts niveaux du lac ont pu avoisiner 448 m au cours de la phase 16.
103Les références litho‑stratigraphiques se font plus rares pour documenter l’intervalle 5000‑2700 cal BP. La position altimétrique de la couche archéologique des sites littoraux du Néolithique final d’Annecy‑Le Pâquier et de Talloires‑Angon (lequel s’est développé en bordure de la plateforme littorale avant le tombant, c’est‑à‑dire avant la pente sous‑lacustre) offre des premiers repères bien datés suggérant un abaissement marqué du plan d’eau jusque vers la cote 443,5 m pendant la phase 17. Cette estimation est proche de celle livrée pour la phase 19 par une semelle de blocage (sur le sol d’habitat) observée à 443,38 m sur le site du Bronze final 1 de Sevrier‑Crêt de Chatillon. Entre les phases 17 et 19, le dépôt d’oncolithes dans la couche archéologique de l’habitat Bronze ancien de Sevrier Les Mongets daté par la dendrochronologie à 1803‑1766 BC, coiffée elle‑même par une couche de limons carbonatés déposés pendant le Subboréal (Magny et al., 2001 ; Magny, 2001), met en évidence une phase de hausse du plan d’eau qui a pu alors dépasser la cote 446 m (phase 18).
104La position altimétrique à 444,5 m d’éléments architecturaux (traverse en bois) observés sur le site de la fin du Bronze final à Annecy‑Petit Port 2 indique que le plan d’eau amorce une hausse avant même la fin du Bronze final vers 840 BC, au cours de la transition entre les zones polliniques du Subboréal et du Subatlantique.
105Les sites de référence pour documenter les trois derniers millénaires sont Saint‑Jorioz Le Beau, Annecy‑Mavéria et Annecy‑Trésum. La hausse de la phase 20 marque au Trésum la fin du grand hiatus sédimentaire de l’Holocène moyen avec l’unité 4 de limons carbonatés datés à 2677‑2603 cal BP. Elle correspondrait encore, dans la séquence de Saint‑Jorioz Le Beau, au dépôt des limons carbonatés de l’unité 7 (antérieure à 2150 ± 30 et 2180 ± 30 BP : unités 5 et 6), ainsi qu’aux deux graves d’origine alluviale reconnues à Annecy‑Mavéria (unité 3), coiffées par des dépôts limono‑argileux brunifiés incluant des fragments de terre cuite (unité 2b). À Saint‑Jorioz Le Beau, entre le dépôt des sables à oncolithes des unités 5 et 6, datées à 2309‑2009 cal BP, et de l’unité 3 datée à 1726‑1566 cal BP, les sédiments silto‑argileux carbonatés de l’unité 4 marquent un épisode de hausse (phase 22) pendant lequel le niveau de l’eau a pu atteindre 447 m. Enfin, la phase de haut niveau relatif 24 est enregistrée par l’unité 2 de Saint‑Jorioz Le Beau. Les limons carbonatés de cette unité sédimentaire sont antérieurs à la date de 255 ± 30 (429‑1 cal BP) obtenue à la base de l’unité 1 (anmoor) ; ils ont par ailleurs mis en évidence une chute drastique des IPA possiblement synchrone avec des fortes perturbations du xive siècle et notamment la Peste Noire des années 1347‑1352 qui a emporté entre 30 et 50 % de la population européenne (Biraben, 2019). La phase 24 est encore bien documentée par les sites d’Annecy : au Trésum (unité 3 de limons carbonatés antérieure à 305‑1 cal BP), au Parking de l’Hôtel de ville (limons postérieurs à 788‑665 cal BP et tourbe datée à 530‑320 cal BP) et à Mavéria (unité 2a d’argiles limoneuses organiques datées à 480‑311 cal BP). Les dépôts de Trésum montrent la cote altimétrique la plus élevée et suggèrent que le niveau de l’eau a pu alors atteindre 448 m.
Fig. 5 : Séquences sédimentaires observées sur la rive ouest du lac d’Annecy et utilisées pour la reconstruction des fluctuations holocènes du niveau du lac (d’après Magny, 2001 ; Magny et al., 2001, 2003).
Fig. 6 : Fluctuations holocènes du niveau du lac d’Annecy.
DR/ Dryas récent, PB/ Préboréal, B/ Boréal ; A.R. / Atlantique récent, Bandes grisées/ Phases d’abandon des habitats littoraux, Rectangles grisés (DR, PB, B) / Position altimétrique et chronologique de sédiments tourbeux datés du Dryas récent (DR), du Préboréal (PB) et du Boréal (B).
106Si les données collectées dans le cadre du PCR « Paléoenvironnement et archéologie de la rive nord du lac d’Annecy » ont permis d’établir un premier schéma d’ensemble des variations du niveau du lac d’Annecy tout au long de l’Holocène, elles font aussi apparaître les fenêtres chronologiques qui nécessitent la poursuite des investigations pour renforcer ou détailler la documentation. C’est d’abord le cas du tout début de l’Holocène et notamment de la zone pollinique du Préboréal (11 750‑11 000 cal BP) en raison des hiatus sédimentaires qui caractérisent pour cette période les séquences de Sevrier Les Mongets et de Sevrier Les Charretières. Une solution possible pour documenter cette période serait de prolonger vers le large les transects de sondages déjà réalisés sur ces deux sites. Cela permettrait encore de documenter le Tardiglaciaire et de suivre en particulier l’impact, sur le niveau du lac, des oscillations climatiques rapides et bien marquées qui sont associées à l’interstade tardiglaciaire (14 700‑12 900 cal BP ; Deschamps et al., 2012), avec le réchauffement au début du Bølling et le refroidissement du Dryas récent. La période 5000‑2700 cal BP constitue la seconde fenêtre chronologique qui nécessite de nouvelles investigations. Le site de Saint‑Jorioz Le Beau offre des possibilités en prolongeant vers le large le transect de sondages amorcé sur la zone riveraine. Comme le suggère la partie supérieure de la séquence sédimentaire déjà étudiée ici (fig. 3 et 5), une nouvelle carotte prélevée plus vers l’intérieur de la cuvette permettrait ici (i) de documenter en continu et dans le détail l’ensemble de l’Holocène récent (Subboréal et Subatlantique), (ii) de vérifier la réponse du lac d’Annecy aux phases régionales 7 et 6 de haut niveau lacustre (fig. 6) et (iii) de renforcer la documentation pour les trois derniers millénaires.
107En dehors de la cuvette lacustre, l’étude de l’étagement chrono‑altimétrique des terrasses alluviales holocènes mises en place par le Fier pourrait apporter des suppléments d’information et constitue un champ privilégié de recherches à investiguer à l’avenir. Les opérations archéologiques préventives, qui seront menées à l’avenir dans le cadre de l’aménagement du territoire sur la commune d’Annecy, possèdent également un grand potentiel pour l’acquisition de nouvelles archives sédimentaires documentant l’évolution du lac et de son bassin‑versant.
108Ceci étant posé, quand on la considère dans son ensemble, la figure 6 fait apparaître que les fluctuations du niveau du Lac d’Annecy dessinent tout d’abord deux grandes tendances d’ordre plurimillénaire. La première, entre 11 500 et 8500 cal BP, affiche une tendance générale à l’abaissement du plan d’eau. La position altimétrique des dépôts organiques de type tourbeux reconnus sur la rive nord et synchrones du Dryas récent, du Préboréal et du Boréal, confirme la tendance générale à la baisse qui s’amorce dès les débuts de l’Holocène. Après une période d’étiage jusque vers 7000 cal BP, la seconde tendance marque ensuite une tendance longue à la hausse qui s’est prolongée jusqu’à la période contemporaine. Dans un contexte géomorphologique et géodynamique différent de celui du lac d’Annecy, ces deux tendances successives ont été identifiées aussi au lac de Cerin dans le Jura (Magny et al., 2011) ; elles témoignent de l’influence majeure du forçage orbital à travers les variations de l’insolation estivale (Berger & Loutre, 1991)
(fig. 7), sans exclure l’impact de facteurs locaux dans les modalités et l’expression de cette influence. La période d’étiage entre 8500 et 7000 cal BP coïncide ainsi avec l’Optimum climatique holocène illustré au Groenland par les enregistrements isotopiques du sondage GRIP avec un maximum de 18O vers 8000 cal BP (Johnsen et al., 2001). Dans les Alpes, cet Optimum thermique holocène correspond à un recul des glaciers (Joerin et al., 2006 ; Ivy‑Ochs et al., 2009) et à une remontée en altitude de la limite supérieure de la forêt (Nicolussi et al., 2005). Reconnue également au lac de Cerin, la brusque baisse du niveau du lac d’Annecy vers 9000 cal BP est synchrone de la fonte et de la disparition de la calotte glaciaire scandinave (Renssen et al., 2009). La brusque remontée en altitude de la limite forestière observée à la même date par Nicolussi et al. (2005) dans l’Ötztal (Alpes autrichiennes) souligne l’importance cruciale, pour l’évolution du climat aux latitudes moyennes de l’Europe, de la disparition de la calotte scandinave. Le synchronisme qui apparaît ainsi à l’échelle plurimillénaire entre les variations holocènes du niveau du lac d’Annecy et les enregistrements paléoclimatiques régionaux ou extra‑régionaux suggère que les changements du cours du Fier (connecté ou déconnecté) n’ont pas contrecarré le signal climatique, mais qu’ils s’inscrivent au contraire dans le cadre climatique global comme cela a déjà pu être noté à propos des variations du plan d’eau au cours du Tardiglaciaire (Magny, 2001) et comme cela peut être encore vérifié à une échelle pluriséculaire.
109Effectivement, surimposées sur les tendances plurimillénaires observées précédemment, la figure 6 fait également apparaître des fluctuations d’ordre séculaire à pluriséculaire. En tenant compte des incertitudes chronologiques liées aux dates radiocarbone (tab. 1 et 2 ; fig. 6), ces fluctuations de second ordre se calquent généralement sur le modèle régional des variations holocènes du niveau des lacs reconnu pour le centre‑ouest de l’Europe (Jura, Savoie et Plateau suisse). Elles suggèrent (i) un forçage lié à des événements ponctuant la déglaciation dans l’Atlantique Nord (brusques vidanges de grands lacs proglaciaires nord‑américains et/ou scandinaves), ou (ii) un possible forçage solaire, les périodes de baisse de l’activité du Soleil correspondant à des phases de climat plus frais et plus humide sur le centre‑ouest de l’Europe (Magny, 2004, 2013 ; Magny & Bégeot, 2004). S’agissant de l’Holocène ancien, les phases 4 et 6 du lac d’Annecy sont synchrones des phases régionales 14 et 13 de haut niveau lacustre (fig. 6). La phase 2 apparaît comme un événement précurseur de la phase régionale 14 mais, comme les phases 4 et 6, elle coïncide également avec les phases de vidange des lacs proglaciaires nord‑américains (et notamment du lac Agassiz) au cours de la déglaciation (Teller et al., 2002) ; elle apparaît encore contemporaine des événements 10,3 ka et 9,2 ka définis par Björck et al. (2001) et Fleitmann et al. (2008). Les hiatus sédimentaires qui caractérisent les séquences stratigraphiques de Sevrier Les Charretières et de Sevrier Les Mongets au tout début de l’Holocène ne permettent pas de reconnaître la possible existence d’une phase de haut niveau synchrone de l’Oscillation Préboréale (Björck et al., 1997).
110En ce qui concerne la période de l’Optimum climatique holocène, les phases 8 et 10 du lac d’Annecy apparaissent synchrones avec les phases régionales de haut niveau lacustre 12 et 11 ainsi qu’avec les derniers épisodes de la déglaciation nord‑américaine, notamment avec l’événement 8,2 ka (fig. 6). La bipartition de la phase 8 trouve un équivalent dans celle de l’événement 8,2 ka reconnue dans les enregistrements marins (Teller et al., 2002), ou dans l’enregistrement isotopique du sondage GRIP au Groenland (Nesje & Dahl, 2001). Cette phase est localement synchrone, sur la rive nord, avec la mise en place d’alluvions fluviatiles par des courants tractifs au sommet du cône détritique bordant le lac (9 av. des Romains et 5‑7 ch. des Fins Sud), lesquelles témoignent d’épisodes d’hydrodynamisme accru. Ce renforcement de l’hydrodynamisme sur le bassin versant et la hausse du niveau du lac s’inscrivent dans un contexte général marqué par un renforcement (i) de la circulation atmosphérique d’ouest sur l’Europe occidentale et (ii) du gradient thermique entre hautes et basses latitudes ; un schéma similaire apparaît prévaloir au cours de l’Holocène pour les phases de plus haut niveau des lacs au centre‑ouest de l’Europe (Magny et al., 2003b).
111Les phases de haut niveau 12, 14 et 16 marquent la fin de l’Optimum climatique holocène et les débuts du Néoglaciaire (fig. 7 ; Joerin et al., 2006 ; Nicolussi et al., 2005). Les deux phases 12 et 14 se calquent sur la bipartition de la phase régionale de haut niveau lacustre 10 (fig. 6). La phase 16 correspond à la phase régionale 9 ; sa forte amplitude renvoie à un changement climatique majeur marqué par une phase globale de refroidissement (Mayewski et al., 2004) et, dans les Alpes, par une phase d’abaissement de la limite forestière et d’avancée des glaciers lesquels bénéficient également d’un accroissement régional des précipitations (Magny et al., 2003b ; Magny & Haas, 2004).
112Le manque de données pour la période 5000‑2700 cal BP ne permet pas une discussion approfondie pour cet intervalle. La phase 18 coïncide avec la phase régionale de haut niveau lacustre 7 synchrone avec un changement climatique majeur associé à l’événement 4,2 ka à la transition entre Holocène moyen et supérieur (Barber et al. 1994 ; Walker et al., 2012) et bien marqué dans les Alpes (Brisset et al., 2013). Le site de Chindrieux‑Châtillon au lac du Bourget (Savoie ; fig. 1) offre un enregistrement détaillé de cette phase avec deux hausses successives du plan d’eau datées à 4200 et 4050‑3850 cal BP (Magny et al., 2012a). Elle coïncide encore avec un abandon des habitats sur les rives du lac d’Annecy (fig. 6). Les habitats du Bronze ancien de Sevrier Les Mongets (1803‑1766 BC) et d’Annecy‑Albigny 1 (1624‑1619 BC) s’inscrivent dans la phase régionale de bas niveau lacustre qui sépare les phases de haut niveau régionales 7 et 6 (fig. 6). La dernière n’a pas pu être reconnue à travers les données disponibles pour le lac d’Annecy. La séquence sédimentaire de Sevrier Les Mongets n’offre pas une résolution temporelle suffisante pour établir une corrélation robuste entre cette phase régionale 6 et la couche de limons carbonatés qui coiffe la couche d’habitat du Bronze ancien. On peut simplement noter une phase d’abandon des habitats littoraux centrée sur 3500 cal BP, en accord avec ce qui caractérise alors le Jura et la zone subalpine au nord des Alpes au cours de l’âge du Bronze moyen (Magny, 2004, 2013). La séquence sédimentaire étudiée sur le site de Colombier‑Les Plantées de Rive au bord du lac de Neuchâtel (Suisse) a permis de montrer que la phase régionale 6 de haut niveau lacustre avait pu s’amorcer dès 3500 cal BP (Deak et al, 2017). On notera ici que les données livrées par la carotte LDA dans le Grand lac d’Annecy suggèrent une augmentation des apports détritiques dans la cuvette lacustre vers 4300 et 3500 cal BP (Nomade, 2005). Entre 3150 et 2750 cal BP, l’âge du Bronze final correspond à un redéploiement des habitats littoraux qui s’inscrit probablement dans une phase d’abaissement du niveau du lac, indiquée par les structures architecturales retrouvées sur les sites de Sevrier‑Crêt de Chatillon et d’Annecy‑Petit Port 2. La position altimétrique plus élevée de ce dernier site témoigne d’une hausse du plan d’eau qui débute avant la fin du Bronze final ; cette précocité a pu être également repérée sur le site de Chindrieux‑Châtillon au lac du Bourget où la hausse du niveau du lac s’amorce avant 814 BC (Magny et al., 2012a).
113S’agissant des trois derniers millénaires, les phases 20, 22 et 24 correspondent respectivement aux phases régionales 5, 4 et 2‑1 de haut niveau lacustre (fig. 6). La phase 20 coïncide avec un changement climatique majeur associé à la transition Subboréal‑Subatlantique (Van Geel et al., 1996 ; Mayewski et al., 2004) et marqué dans les Alpes par une nouvelle avancée des glaciers (Holzhauser et al., 2005 ; Debret et al., 2010 ; Simonneau et al., 2014). La bordure littorale du lac apparaît alors désertée (fig. 6). Sur la plaine de la rive nord, seule une structure de combustion isolée, datée de la toute fin de l’âge du Bronze, a été mise au jour à 451 m d’altitude et à plus de 1 km de la rive actuelle du lac (Gabayet, 2015). Les deux phases de dépôt de graves alluviales observées à Annecy‑Mavéria renvoient à une certaine complexité de cette oscillation climatique bien illustrée par plusieurs avancées glaciaires reconnues pour cette période à la Mer de Glace (Le Roy et al., 2015). Enfin, la phase 24 du lac d’Annecy coïncide avec les phases régionales 2 et 1 de haut niveau lacustre, toutes deux contemporaines du Petit Âge Glaciaire qui s’amorce dès le xive siècle (Holzhauser et al., 2005 ; Mann et al., 2008).
114Les trois phases 20, 22 et 24 témoignent sans conteste d’une accentuation des flux hydrologiques au cours des trois derniers millénaires. Pour la même période, après les dépôts carbonatés authigéniques du Boréal (unité 4) et une longue période de hiatus sédimentaire, la séquence sédimentaire de Annecy‑Mavéria montre une reprise de la sédimentation caractérisée par l’importance du détritisme (unité 3). Ces observations sont confirmées par les données livrées par la carotte LDA dans le Grand lac qui, après un premier pic vers 4300 cal BP, mettent en évidence une tendance longue à la hausse des flux détritiques à partir de 3500 cal BP jusqu’à aujourd’hui, ponctuée par des pics vers 2500‑2300, 1200, 500 et 250 cal BP (Nomade, 2005). Les carottes sédimentaires extraites du fond du lac du Bourget montrent également un renforcement du détritisme qui s’amorce vers 4500 cal BP, c’est‑à‑dire à partir de l’événement 4,2 ka. Selon Arnaud et al. (2012), cette intensification du détritisme reflète alors probablement le double impact des conditions climatiques et anthropiques. Les diagrammes polliniques régionaux montrent en effet l’intensification de l’ouverture des forêts à partir de l’âge du Bronze (De Beaulieu et al., 1994 ; Gauthier & Richard, 2009). Cependant, la périodisation des phases de détritisme semble rester encore sous le contrôle du climat qui rythme les épisodes d’accumulation terrigène et permet de les corréler entre différents sites, parfois à relativement longue distance (Arnaud et al., 2012, 2016 ; Magny et al., 2012a). Les deux lacs de Saint‑Point et de Chaillexon (sur le cours du Doubs) montrent une intensification similaire du détritisme qui à partir de 5400 cal BP met fin à un long intervalle de sédimentation carbonatée authigénique amorcé vers 10 600 cal BP (Bichet et al., 1995 ; Magny et al., 2012b). Cette convergence inter‑régionale entre sites souligne l’impact du forçage orbital sur la sédimentation des lacs. S’agissant du lac d’Annecy, ce détritisme à la fois climatique et anthropique a pu accentuer la hausse du plan d’eau en rendant plus difficile l’évacuation des eaux à l’exutoire perturbé par des apports détritiques issus des pentes de l’extrémité nord du Semnoz et drainés par le ruisseau de Sainte Catherine (Nicoud & Manalt, 2001 ; fig. 1).
115Enfin, si les trois derniers millénaires marquent une augmentation des flux hydriques reflétée par un renforcement des maximums atteints par le niveau du lac au cours des phases 20, 22 et 24, la période récente signe au contraire une réduction de ces flux qui s’inscrit dans le réchauffement climatique en cours. La mesure du débit moyen annuel de l’exutoire du lac sur la période 1967‑2020 (hors années 1970‑1974 et 2016 non documentées) montre une baisse de 24 % du débit (fig. 8). En 2018, en réponse à une longue sécheresse estivale, le niveau du lac s’est abaissé à 446,30 m. Des études ont déjà montré l’impact, sans précédent depuis 4700 ans, de l’élévation de la température des eaux du lac sur les assemblages de la faune malacologique du lac (Mouthon & Magny, 2004). L’histoire holocène des variations du niveau lac indique que le plan d’eau a pu connaître de fortes fluctuations dans le passé en réponse aux variations de son alimentation. Les données collectées dans les Alpes et plus généralement au centre‑ouest de l’Europe suggèrent que la différence de température moyenne estivale entre l’Optimum climatique holocène (vers 9000‑7000 cal BP) et la période pré‑industrielle a été de l’ordre de 2° à 2,5° C (Renssen et al., 2009 ; Heiri et al., 2015). Cette amplitude thermique relativement limitée est à mettre en regard avec celle, plus marquée, des variations du niveau du lac d’Annecy qui, dans le même temps, dépasse les 5 mètres entre l’étiage de l’Holocène moyen et les hauts niveaux contemporains du Petit Âge Glaciaire. La régulation contemporaine de ce niveau par les aménagements de l’émissaire pourrait s’avérer insuffisante à l’avenir pour le maintien du niveau moyen du lac si le réchauffement climatique actuel devait s’accentuer et affecter plus fortement et plus durablement encore l’alimentation du lac.
Fig. 7 : Comparaison entre (4) les variations du niveau du lac d’Annecy (cette étude), (1) les variations de l’insolation à 40°N (Berger & Loutre, 1991), (2) un enregistrement glaciaire des Alpes suisses (Joerin et al., 2006), (3) les variations de la limite forestière dans les Alpes autrichiennes (Nicolussi et al., 2005) et les variations du niveau du lac de Cerin dans le Jura (Magny et al., 2011).
116HTM : Maximum thermique holocène
Fig. 8 : Variations du débit de l’émissaire du lac d’Annecy sur la période 1967‑2020.
Hors années 1970-1974 et 2016 non documentées ; d’après SILA 2011 pour la période 1967-2010 et les données fournies par la Mairie d’Annecy pour la période 2011-2020
Tab. 2 : Données sédimentologiques et chronologiques documentant les phases de variations du niveau du lac d’Annecy au cours de l’Holocène.
bnr/hnr : bas (haut) niveau relatif du lac.
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