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Déglaciation des Vosges gréseuses et reconstructions paléoclimatiques à partir de datations par le béryllium-10 produit in situ

Deglaciation of vosges gréseuses and paleoclimat reconstruction base on in situ produced beryllium-10 exposerent dating
Chloé Valenti, Vincent Rinterknecht, Héloïse Koehler, Sylvain Griselin, Lorena Audouard, Benjamin Gehres, Pierre­‑Olivier Couette et Équipe ASTER

Résumés

Face à la fonte généralisée des masses de glace, l'étude des glaciers et de leurs réponses aux variations climatiques présentes et passées peut fournir des informations nécessaires à la compréhension de leur évolution sur le long terme. Si les glaciers alpins et pyrénéens ont fait l'objet d'études paléoclimatiques, ce n'est pas le cas d'autres massifs de montagnes français, comme les Vosges Gréseuses (VG), un massif de basse à moyenne montagne, situé dans le Nord-Est de la France. Cette étude cible l'analyse des paléoglaciers de cette région, où de nombreuses structures glaciaires suggèrent qu’elle a été englacée au cours de la dernière période glaciaire du Würm. Nous avons déterminé la localisation de quatre paléoglaciers et les avons cartographiés en utilisant ArcGIS et l'outil « GlaRe » (Glacier Reconstructions Tools). Nous avons montré que ces glaciers des VG étaient peu étendus et n’excédaient pas 45 m d’épaisseur. Nous avons daté les moraines les plus proches des cirques en utilisant le nucléide cosmogénique 10Be, et confirmé que des glaciers étaient bien présents dans ce secteur des Vosges entre 19,5 et 13,0 ka. Les reconstructions climatiques, obtenues à partir de la Ligne d’Equilibre Glaciaire (LEG), montrent que la température estivale moyenne se situait entre 1,8 et 2,4°C, en considérant les précipitations moyennes annuelles comme équivalentes aux actuelles. Les glaciers des VG n’ont pas persisté pendant le Dryas Récent, en raison de leur faible étendue, ce qui les différencient des Vosges Cristallines où la déglaciation s’est faite plus tardivement. Enfin, la datation d’un des points culminants des VG, le Rocher de Mutzig, montre qu’une calotte glaciaire coiffait probablement le massif jusqu’à il y a 38 000 ans. Il est pertinent de relier ces évolutions glaciaires à la dynamique des populations préhistoriques, qui ont dû s’adapter aux conditions paléoclimatiques, à la fermeture de passages stratégiques et à la diminution de ressources pendant les périodes froides.

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Texte intégral

Ces travaux ont été soutenus par le Programme Collectif de Recherches (PCR) dédié au « Paléolithique et au Mésolithique d’Alsace, des massifs montagneux à la plaine : Ressources, localisation des sites et approches territoriales » (PaleoEls) et financé par le Service Régional de l'Archéologie du Grand Est, site de Strasbourg. Le projet a également bénéficié de financement d’un AAP interne du CEREGE (APIC 2020). Le spectromètre national ASTER (CEREGE, Aix-en-Provence) est financé par l’INSU/CNRS, l’ANR à travers le programme Projets thématiques d'excellence pour l’« Équipements d'excellence » ASTER-CEREGE et l’IRD. Nous remercions l’équipe d’ASTER pour leur travail de qualité. Je remercie personnellement Vincent pour son accompagnement et ses enseignements durant tout le projet.

1 - Introduction

1Alors que les couvertures de glace ne cessent de diminuer depuis le Petit Âge de Glace (PAG) il y a environ 200 ans, l’étude des variations de l’étendues des glaciers passés permet de comprendre l’évolution des conditions paléoclimatiques. En effet, leur évolution dépend en grande partie de la température de surface (T) et des précipitations (P), qui modulent les gains et pertes de glace et qui régissent eux-mêmes le bilan de masse d’un glacier. Dans le contexte climatique actuel, ils permettent l’appréhension des variations climatiques par la détermination de la position de la Ligne d’Equilibre Glaciaire (LEG) qui correspond à l’altitude où le bilan de masse d’un glacier est nul. Cette LEG est directement corrélée à la température moyenne estivale (T) et aux cumuls de précipitations annuels (P) (Ohmura & Boettcher, 2018). Si elle se détermine pour les glaciers actuels, elle peut être estimée également pour les paléoglaciers à l’aide de reconstructions de l’étendue passée des glaciers (Hofmann et al., 2022) et permet ainsi d’établir des conditions de paléotempérature et de paléoprécipitation (Benn & Lehmkuhl, 2000 ; Rea, 2009 ; Reixach et al., 2021).

2La glaciation würmienne (entre 117 ka et 11 ka) (Monjuvent & Nicoud, 1988) se caractérise par une extension maximale de la grande majorité des glaciers au cours du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) (Clark et al., 2009). Il faut ainsi imaginer une calotte glaciaire recouvrant toute l’Europe du Nord jusqu’à la Pologne et le nord de l'Allemagne (Rinterknecht et al., 2006 ; Tylmann et al., 2019). Aujourd’hui, les glaciers persistent seulement à des altitudes élevées, avec une LEG moyenne dans les Alpes de 3035 m ± 120 m (Rabatel et al., 2013). Cependant, les massifs de moyenne et basse montagne, dont font partie les Vosges, ne conservent de cette dernière glaciation que des formes glaciaires, preuves de la présence d’anciens glaciers.

3De nombreux massifs français n’ont aujourd’hui pas encore fait l’objet d’études paléoclimatiques à partir de reconstructions paléoglaciaires. L’enregistrement pollinique de la tourbière de la Grande Pile, localisée au sud des Vosges (département de Haute-Saône, 47°43'47,34"N, 6°30'29,59"E), a permis d’établir une période de grand froid entre 25 et 15 cal ka (Guiot et al., 1993), associée à la glaciation würmienne. D’autre part, quelques travaux sur les modelés glaciaires (Flageollet, 2002 ; Mercier & Jeser, 2004) ont confirmé l’englacement des Vosges Cristallines (Vosges du Sud) au cours de cet épisode. Ils montrent que le retrait glaciaire s’est effectué de manière tardive, au cours du Dryas Récent (DR, 13,0-11,8 ka, Reinig et al., 2021), et que les glaciers ont pu persister sous forme de glacier de cirque jusqu’entre 11,5 et 8,3 ka, par datation au Béryllium-10 (10Be) (âge directement tirés de Mercier & Jeser, 2004). Cependant, le maigre jeu de données existant à l’échelle des Vosges du Sud ne permet pas d’établir la dynamique glaciaire de l’ensemble du massif. Les Vosges Gréseuses (VG) sont ainsi encore très peu documentées, malgré la mise en évidence de structures glaciaires (Darmois-Théobald, 1972). Les tourbières issues de la dernière glaciation sont de solides marqueurs temporels dont l’analyse pollinique et/ou sédimentaire permet une reconstruction des paléoenvironnements et des climats. Sur la base de la lithostratigraphie et de la susceptibilité magnétique des sédiments tardiglaciaires de la tourbière de la Maxe (48°27'15,79"N, 7°7'27,27"E, fig. 1, point B) et du Lac de Sewen (47°48’42"N, 6° 53'50"E), l’étude montre un début de sédimentation il y a environ 13 ka et suggére un retrait glaciaire il y a au moins 13 ka (Walter-Simonnet et al., 2010). Pour pallier l’absence de données, malgré une présence évidente de structures glaciaires dans les VG, nous avons cartographié les formes glaciaires situées au plus proche des cirques glaciaires, déterminé l’âge de mise en place des moraines et estimé les conditions paléoclimatiques.

4Les paléoglaciers et leurs surfaces peuvent être cartographiés et reconstruits à l'aide du logiciel ArcGIS (Licence ESRI, version 2.7) et de l’outil Glacier Reconstruction (GlaRe) (Pellitero et al., 2016). La datation des dépôts morainiques combinées aux reconstructions spatiales des paléoglaciers et de leur LEG respectives vont permettre la compréhension de l’évolution des paléotempératures au cours du temps.

Fig. 1 : Carte topographique des Vosges avec localisations des sites identifiés dans la littérature (à gauche) et géologie simplifiée des VG avec localisation des sites d’échantillonnage et des stations météorologiques (à droite).

Fig. 1 : Carte topographique des Vosges avec localisations des sites identifiés dans la littérature (à gauche) et géologie simplifiée des VG avec localisation des sites d’échantillonnage et des stations météorologiques (à droite).

1/ Phalsbourg, 2/ Wangenbourg - Engenthal, 3/ Howald. La limite rouge correspond au contour des Vosges et la limite bleue au contour des Hautes Vosges Gréseuses. (*) Seuls les sites localisés en Vosges du Sud et ayant été dates par l’un des auteurs sont représentés ici.

2 - Secteur d’étude

5Les Vosges sont un massif de moyenne montagne localisé au Nord-Est de la France et qui culmine à 1 424 m. La partie nord du massif où se trouve le Massif du Donon, zone d’étude du projet, est caractérisée par deux sommets culminant à plus de 1 000 m : le Donon (1 009 m) et le Rocher de Mutzig (1 008 m).

6La géologie du secteur présente une lithologie homogène, composée de grès à strates de granulométrie variable, de grès conglomératiques au grès silteux/marneux, qui constitue la formation des « Grès Bigarrés » (Trias Inférieur) (fig. 1). Elles ont été mises en place dans un contexte fluvio-deltaïque de pénéplaine, à la suite du démantèlement de la chaîne hercynienne (325 – 250 Ma). Les couches gréseuses sont caractérisées par des apports importants en éléments détritiques (Chèvremont, 2008).

7Le Donon correspond à la délimitation de plusieurs bassins versants alimentant la Meurthe (versants Sud/Sud-Ouest), la Bruche (versants Nord, Nord-Est, jusqu’au Sud/Sud-Est), toutes deux sous - affluents du Rhin. Ces distinctions hydrographiques permettent de définir les vallées glaciaires du secteur, reconnaissables par leur structure en « U », dites vallées en auge, dont les dépôts en marge glaciaires n’ont pas été observés. Le Modèle Numérique de Terrain (MNT) de résolution 5 m x 5 m révèle grossièrement les cirques et niches de nivations du secteur (fig. 2). Les cirques sont souvent associés à un ombilic, dont la plupart ont été remplis par des dépôts organiques et sont répertoriés comme des tourbières. À ce jour, il a été dénombré plus de 250 tourbières issues de la dernière glaciation, sur l’ensemble du massif des Vosges (Mercier & Jeser, 2004). La présence des lacs et tourbières, retrouvés dans les Vosges, mais également dans les massifs voisins, témoignent d’un englacement passé des massifs de basse/moyenne montagne et basse/moyenne latitude : Ammersee (Von Grafenstein et al., 1999), Mondsee (Lauterbach et al., 2011) en Allemagne par exemples, et la tourbière de la Grande Pile en Haute-Saône (Seret et al., 1992). Sept sites glaciaires caractérisés par des moraines fronto-latérales renfermant lacs ou tourbières (figs. 1 & 2), ainsi que le Rocher de Mutzig ont été sélectionnés et échantillonnés afin d’investiguer sur la dynamique glaciaire des VG.

8La localisation des VG conduit à des conditions climatiques spécifiques résultantes de la jonction entre le climat océanique, continental et montagnard, avec des amplitudes thermiques annuelles très importantes et des précipitations abondantes, particulièrement sur les versants Nord/Nord-Ouest, compte tenu de la proximité de la mer du Nord qui favorise l’arrivée de masses d’air très humides, et du blocage orographique des perturbations atlantiques arrivant de l’Ouest. Ces précipitations peuvent s’élever jusqu’à 1 500 à 2 000 mm/an et sont réparties sur toutes les saisons. Les hivers sont longs et rudes avec des températures souvent négatives, d’après les valeurs climatologiques de Météo-France (service météorologique et climatique nationale de France). Les normales de saison (moyenne sur la période 1981 - 2010) montrent des températures moyennes oscillantes entre 0,0°C et 18,5°C et des précipitations abondantes, notamment sur la période hivernale, avec un cumul annuel de 1 182 mm, à la station de Wangenbourg – Engenthal (altitude : 465 m) (fig. 1, point 2).

Fig. 2 : Géomorphologie des sites étudiés.

Fig. 2 : Géomorphologie des sites étudiés.

À gauche, les quatre sites échantillonnés et datés : A/ Lac de la Maix, B/ Tourbière de la Maxe, C/ Chatte Pendue, D/ Trou du Cuveau. Le MNT utilisé est issu de la base de données BD ALT de l’Institut National de l’Information Géographique et Forestière, de résolution 5 x 5 m.

3 - Méthodologie

3.1 - Cartographie et reconstructions des paléoglaciers

9Les formes glaciaires telles que les moraines frontales et latérales observées sur le terrain sont cartographiées à l’aide du logiciel ArcGIS (Version 2.7, Licence ESRI) et servent de contraintes spatiales pour la reconstruction des paléoglaciers. Sur l’ensemble du secteur du Donon, les sept sites sélectionnés (fig. 1) se caractérisent chacun par un cirque glaciaire, flanqué d’un arc morainique unique ou multiple et d’une tourbière ou d’un lac (fig. 3). Parmi eux, quatre sites visités en 2020 ont fait l'objet d’une étude intégrale : le Lac de la Maix, la Tourbière de la Maxe, la Chatte Pendue et le Trou du Cuveau (figs. 1 & 2, points A à D). L’origine glaciaire est illustrée par les bourrelets morainiques identifiés sur le terrain, avec, au sommet, des blocs enchâssés. La lithologie étant gréseuse, la force érosive des glaciers, même faible, suffit à la mise en place de glaciers de faible extension (Jautzy et al., 2024). La formation des cirques étudiés s’est très probablement effectuée sur plusieurs cycles glaciaires et l’information nouvelle de cette étude est de dater le retrait des derniers glaciers dans les VG.

10Les reconstructions de surface de ces paléoglaciers sont ensuite générées avec ArcGis et l’outil GlaRe (Pellitero et al., 2016). Pour cela, la ligne d’écoulement est obtenue à partir du réseau hydrographique actuel et une contrainte de cisaillement qui correspond à la force de mise en mouvement du glacier. Cette dernière est appliquée le long de la ligne d’écoulement afin de déterminer l’épaisseur de la glace et la superficie du glacier, en contraignant le calcul par les moraines en aval et le relief du site en amont.

11Les LEG sont déterminées à partir des reconstructions cartographiques et des estimations surfaciques de glace reconstruites à l’aide de la position des moraines frontales ou latérales. Les variations de LEG sont des indicateurs du mouvement du glacier : un glacier qui recule se caractérise par un bilan de masse négatif et donc par une élévation de sa LEG. Corrélée aux valeurs de température estivale moyenne (T en °C) et précipitations annuelles (P en mm/an), la paléo-LEG sera utilisée pour déterminer les conditions paléoclimatiques de chaque site (Ohmura & Boettcher, 2018). Elles sont déterminées selon la méthode de Area x Altitude Balance Ratio (AABR) (Osmaston, 2005). La méthode se compose d’étapes successives au cours desquelles le bilan de masse est calculé pour une LEG hypothétique et se réitère tant qu’il n’est pas nul. Le Balance Ratio (BR) prend en compte les différences de gradient entre les zones d’accumulation et d’ablation ainsi que leur contribution au bilan de masse et apporte de la précision au calcul. La valeur du BR des glaciers de type alpin est de 1,59 ± 0,6 (Rea, 2009). Les paléotempératures moyennes estivales (T), peuvent être estimées à l’altitude de la LEG à partir de la relation P = 264,1 x T + 957 (Ohmura & Boettcher, 2018), en considérant des valeurs de P à cette même altitude. Dans le cadre de notre étude nous avons considéré les précipitations comme étant équivalentes aux actuelles. Elles sont déterminées en moyennant les normales de cumuls annuels moyens (sur la période 1981-2010) de trois stations météorologiques locales appartenant au réseau de Météo France (indiquées 1, 2 et 3 sur la fig. 1). Les précipitations variant avec l’altitude, un gradient altitudinal est appliqué sur la donnée de P actuelle (fixé à 200 mm/100 m ; Joly et al., 2009) pour prendre en compte la différence d’altitude entre la station météorologique et la LEG. Afin de prendre en compte d’éventuelles variations de P au cours de l’évolution climatique, les paléotempératures sont calculées pour des variations de P comprises entre -50 et +50 %.

Fig. 3 : Exemple de moraines trouvées sur le terrain.

Fig. 3 : Exemple de moraines trouvées sur le terrain.

BAM/ moraine latérale de la Chatte Pendue, TDC/  moraine interne du Trou du Cuveau; MAX/  moraine latérale de la tourbière de la Maxe.

3.2 - Datation par le 10Be produit in situ

12Un total de seize échantillons ont été prélevés lors de la campagne de terrain de 2020, et vingt-cinq autres lors de la campagne de terrain de 2021. Environ cinq blocs par moraine ont été sélectionnés (fig. 4), et tous présentent une surface sommitale plane et donc une exposition optimale. Les blocs sont suffisamment enchâssés dans la matrice de la moraine afin de minimiser l’hypothèse de blocs éboulés ou déplacés (Heyman et al., 2011 ; Tomkins et al., 2021). Enfin, les blocs échantillonnés sont répartis sur l’ensemble de l’arc morainique. Les échantillons ont été prélevés à l’aide d’un marteau et d’un burin et leur position enregistrée à l’aide d’un GPS (Trimble GeoXT) (fig. 5).

13En plus des blocs glaciaires, deux échantillons ont été collectés en 2021 sur le Rocher de Mutzig (figs. 1 & 6, point F), l’un des deux points culminant des VG. Sommet constitué de blocs entièrement exposés sous l’action des forces érosives, il s’agit d’un tor, dont l’analyse amènera des réponses quant à la présence ou non d’une calotte glaciaire sur les VG et sa période de mise en place.

14Les échantillons ont ensuite été traités au LN2C (Laboratoire National des Nucléides Cosmogéniques) selon un protocole mécanique et chimique modifié (Kohl & Nishiizumi, 1992 ; Child et al., 2000). Après un premier traitement mécanique par broyage et tamisage, la fraction de granulométrie 250-710 µm est passée dans un séparateur magnétique pour éliminer les minéraux tels que les magnétites et les biotites. Une flottation est effectuée pour éliminer les feldspaths avant de lessiver les échantillons par bains successifs d’acide fluorhydrique et nitrique afin d’obtenir un quartz le plus pur possible ([Al] inférieure à 200 ppm vérifié par analyse ICP-OES). À ce quartz pur est ajouté un entraîneur 9Be d’une concentration de 3025 ± 9 g/g, (Merchel et al., 2008) avant d’être complètement dissout dans de l’acide fluorhydrique. Les élutions successives des échantillons sur colonnes anioniques et cationiques permettent de séparer le titane, le fer et l’aluminium du Be. L’ajout d’ammoniaque permet de précipiter le Be et les rinçages successifs à l’eau ultrapure à pH 8 permettent l’élimination du bore-10 (10B), un isobare du 10Be. L’oxydation du Be est réalisée à l’aide d’un oxydateur thermique à 900°C. L’oxyde de Be est finalement mélangé à une poudre de niobium puis pressé dans une cathode en cuivre.

15Les cibles de BeO sont analysées par Spectrométrie de Masse par Accélérateur (SMA) pour obtenir les ratios 10Be/9Be. Ces mesures sont effectuées à ASTER (Accélérateur pour les Sciences de la Terre, Environnement et Risques), au Centre Européen de Recherche et d’Enseignement des Géosciences de l’Environnement (CEREGE), Aix-en-Provence (France). Les concentrations en 10Be sont calculées à partir de ces ratios. Les concentrations sont calibrées à l’aide d’un standard propre au SMA (STD-11), avec pour ratio (1,191 ± 0,013) × 10-11 (Braucher et al., 2015) et un temps de demi-vie pour le 10Be de 1,387 ± 0,012 Ma (Chmeleff et al., 2010). Quatre blancs issus des préparations chimiques ont été utilisés pour corriger les ratios 10Be/9Be des échantillons. Les valeurs de ces blancs sont 1,10 × 10-15, 8,35 × 10-16 et 5,93 × 10- 15. Les incertitudes analytiques des ratios 10Be/9Be sont constituées des erreurs statistiques du comptage par le SMA, des erreurs sur le standard et d’une erreur externe de 0,5 % prenant en compte les effets de variabilités du SMA en se basant sur des mesures long-terme du standard (Arnold et al., 2010). Les âges d’expositions sont calculés à l’aide du calculateur anciennement connu sous le nom de calculateur en ligne CRONUS-Earth version 3 (Balco et al., 2008 ; https://hess.ess.washington.edu/​, dernier accès 2021).

Fig. 4 : Reconstructions des glaciers de BAM, MAX, TDC et LLM obtenues à partir de GlaRe, pour une contrainte de cisaillement variable suivant la ligne d’écoulement entre 10 et 50 kPa.

Fig. 4 : Reconstructions des glaciers de BAM, MAX, TDC et LLM obtenues à partir de GlaRe, pour une contrainte de cisaillement variable suivant la ligne d’écoulement entre 10 et 50 kPa.

En gras/ âge de la moraine du glacier, en police normale/ âge des échantillons en ka (cinq par site) ; en italique/ échantillons écartés pour le calcul de l’âge de la moraine.

Fig. 5 : Exemples de blocs morainiques échantillonnés lors de la campagne terrain de 2021.

Fig. 5 : Exemples de blocs morainiques échantillonnés lors de la campagne terrain de 2021.

Les blocs ont des surfaces subhorizontales et sont solidement ancrés dans la matrice des moraines.

Fig. 6 : Vue depuis le Rocher de Mutzig, sommet rocheux fortement altéré et fracturé (à gauche) et exemple d’échantillonnage avec mise en évidence de l’érosion de la surface (à droite).

Fig. 6 : Vue depuis le Rocher de Mutzig, sommet rocheux fortement altéré et fracturé (à gauche) et exemple d’échantillonnage avec mise en évidence de l’érosion de la surface (à droite).

4- Résultats

4.1 - Âges d’exposition des blocs morainiques et âges des moraines

16Les résultats de la datation par le 10Be apportent un nouvel éclairage dans la compréhension de la dynamique glaciaire du massif du Donon au cours de la dernière glaciation. Les âges d’exposition compris entre 10,8 et 39,1 ka (figs. 4 & 7, tab. 1) indiquent la mise en place de moraines à la fin du Würm. L’âge de chaque moraine est alors calculé (fig. 4, tabs. 2 & 3) à partir des âges individuels appartenant à un même groupe et correspond soit à la moyenne des âges d’exposition si l’erreur analytique est inférieure à l’erreur géologique (i.e. l’écart type de la population des âges d’exposition), soit à la moyenne pondérée par les erreurs analytiques si l’erreur analytique est supérieure à l’erreur géologique. La distribution des âges est complexe et montre des stades glaciaires différents au cours desquels les moraines ont été formées.

17Toutefois, les résultats montrent une convergence des valeurs maximales pour chaque moraine : BAM-01 : 19,9 ka ; LLM-01 : 18,6 ka; MAX-04 : 18,6 ka ; TDC-03 : 16,8 ka. Ce n’est pas le cas pour les valeurs minimales (BAM-04 : 17,5 ka ; LLM-04 : 13,0 ka; MAX-03 : 15,5 ka ; TDC-05 : 10,8 ka), suggérant ainsi des variabilités plus ou moins marquées au sein de chaque site.

18Les moraines du Lac de la Maix et de la Chatte Pendue présentent des résultats homogènes et les âges d’exposition sont associés à un âge unique de dépôt : LLM : 16,1 ± 0,9 ka et BAM : 18,6 ± 0,4 ka respectivement, confirmé par un test statistique d’Anderson-Darling (test de normalité d’une population par détection de l’écart des extrema d’une distribution par rapport à la normalité). L’âge d’exposition de l’échantillon LLM-04, plus récent que les quatre autres blocs morainiques (13,0 ± 0,4 ka), n’est donc pas considéré comme une valeur aberrante. Il reste cohérent avec les données régionales de retrait glaciaire à l’échelle des Vosges (Mercier et al., 2000), ainsi que de l’apparition de la sédimentation des tourbières des Vosges du Nord (Walter-Simonnet et al., 2010).

19Les moraines de la Tourbière de la Maxe et du Trou du Cuveau montrent des résultats hétérogènes. Deux groupes d’âges se distinguent pour la tourbière de la Maxe : avec les échantillons MAX-02 : 15,5 ka et MAX-03 : 15,5 ka ; et les échantillons MAX-01 : 18,4 ka, MAX – 04 : 18,6 ka et MAX-05 : 18,5 ka. Le test statistique d’Anderson-Darling confirme une distribution bimodale des données, suggérant donc que la moraine de la Tourbière de la Maxe est polygénique, c’est-à-dire qu’elle aurait été construite pendant deux phases distinctes d’avancée ou de stabilité du glacier, avec des âges de dépôts à 18,5 ± 0,3 ka et 15,5 ± 0,4 ka (fig. 4).

20Le Trou du Cuveau présente des résultats hétérogènes avec un âge maximal de 39,1 ka (TDC‑01) et un âge minimal de 10,8 ka (TDC-05), s’expliquant par la complexité des dépôts d’origine glaciaires du site, formés lors de différents stades glaciaires. Les échantillons TDC‑01 et TDC-02, datés à 39,1 ka et 35,8 ka respectivement, sont donc écartés du calcul de l’âge de la moraine et considérés comme appartenant à un segment de moraine plus ancien, du fait de leur localisation géomorphologique. L’échantillon TDC-05, daté à 10,8 ka, est considéré comme une valeur aberrante et est donc également écarté. Plusieurs hypothèses peuvent expliquer que ce bloc présente un âge significativement plus jeune : il peut être issu d’un éboulement post‑glaciaire, peut avoir été déplacé lors de travaux forestiers, ou encore peut présenter une érosion mal évaluée sur le terrain. Les futures analyses, relevant de la campagne d’échantillonnage de 2021, pourront confirmer ces hypothèses ou, à l’inverse, montrer l’existence d’une moraine plus récente. De même, elles permettront également de déterminer si les âges de 39,1 ka et 35,8 ka représentent effectivement un stade glaciaire ou s’ils reflètent un héritage de 10Be dû à une exposition antérieure au dépôt final des blocs échantillonnés. La présence d’un cordon morainique, observé et échantillonné en 2021 plus à l’aval de la moraine du Trou du Cuveau datée ici, suggère cependant que ces blocs appartiennent à un complexe morainique plus ancien et d’extension plus importante. L’âge de la moraine, de 16,0 ± 0,8 ka, est donc déterminé à partir des seuls échantillons TDC-03 et TDC-04.

21L’extension maximale des glaciers au cours du DMG est très probablement située à l’aval des moraines échantillonnées. Cependant, notre étude se focalise sur les formes glaciaires les plus proches des têtes de cirques, correspondant ainsi à la phase terminale du DMG.

22Enfin, le Rocher de Mutzig, daté par le 10Be (tab. 3), complète ce jeu de données. Les âges d’exposition des échantillons RDM-01 et RDM-02, 39,0 ± 1,7 ka et 37,4 ± 1,6 ka respectivement, sont contemporains des âges les plus anciens calculés sur le site du Trou du Cuveau (TDC-01 : 39,1 ± 1,3 ka et TDC-02 : 35,8 ± 1,1 ka), ce qui ouvre la perspective de trouver des traces glaciaires plus anciennes que le DMG dans le secteur des VG. Ces premiers résultats permettent d’avancer l’hypothèse que la surface du Rocher de Mutzig est exposée depuis au moins 37,4 ka. Ces âges correspondent à la fin du MIS 3 et peuvent correspondre à une avancée glaciaire similaire à celle enregistrée dans les Alpes Occidentales, sur la période 40-30 ka, déterminée par Luminescence Optiquement Stimulée (OSL) sur des grains de quartz et feldspath (Gribenski et al., 2021). Seuls les résultats des mesures 26Al combinées aux mesures 10Be apporteront une explication plus complète quant à l’exposition continue ou non de ces tors.

4.2 - Reconstructions des lignes d’équilibre glaciaire et estimations paléoclimatiques

23Afin d’obtenir des reconstructions cohérentes avec les observations géomorphologiques, il a fallu ajuster les paramètres utilisés dans l’outil GLaRE. La moyenne globale de la valeur de contrainte de cisaillement est de 100 kPa (Locke, 1995). Toutefois, dans le cas des VG, les reconstructions de ces glaciers de cirque ont montré qu’elle est comprise entre 10 et 50 kPa maximum et est variable le long de la ligne d’écoulement du glacier.

24Les reconstructions paléoglaciaires mettent en évidence un faible développement des glaciers avec des épaisseurs de glace n’excédant pas 45 m (fig. 4), justifié par les altitudes de basse montagne auxquelles les glaciers se situent (entre 640 et 720 m). Les cirques sont localisés essentiellement sur les versants Nord ou Est, zones où l’ensoleillement est plus faible et les précipitations et apports de neige soufflée, du fait de la topographie et du climat vosgien, sont les plus importants. Le site de la Chatte Pendue présente l’accumulation de glace maximale (45 m), étant donné son orientation N-NE et le caractère isolé et abrité du site, le protégeant de l’exposition au soleil.

25Les LEG sont obtenues à partir de l’outil GlaRe et sont comprises entre 646 et 728 m d’altitude (tab. 2).

26Les paléotempératures moyennes estivales (T), sont estimées à l’altitude de la LEG à partir de la relation (P = 264,1 T + 957) (Ohmura & Boettcher, 2018).

27Les résultats (tab. 2) montrent, en prenant le scénario de variation de précipitations de 0 %, que les températures étaient comprises entre 1,8 et 2,4°C sur la période entre 18,6 et 15,5 ka. Le manque de données sur les paléoprécipitations limite l’interprétation de nos résultats et mettent en évidence la nécessité d’obtenir des simulations plus précises à l’échelle nationale, voire régionale, de l’évolution des paléoprécipitations ; ces résultats pourront alors améliorer l’exactitude des reconstructions climatiques.

Fig. 7 : Âge d’exposition des échantillons de chaque site accompagné de leurs incertitudes analytiques.

Fig. 7 : Âge d’exposition des échantillons de chaque site accompagné de leurs incertitudes analytiques.

Les sites de la Chatte Pendue et du Lac de la Maix présentent des résultats homogènes, contrairement à la moraine de la Tourbière de la Maxe et au Trou du Cuveau où la mise en place des moraines reflète probablement des dynamiques glaciaires plus complexes. Les âges des échantillons TDC-01 (39,1 ka) et TDC-02 (35,8 ka) ne sont pas représentés pour des raisons de clarté.

Tab. 1 : Age d'exposition minimal et incertitudes analytiques.

Tab. 1 : Age d'exposition minimal et incertitudes analytiques.

Les coordonnées géographiques sont référencées en WGS84 ; les échantillons ont été analysés par SMA par l’équipe d’ASTER ; les âges sont calculés à l’aide du la version 3 du calculateur en ligne connu anciennement sous le nom de CRONUS-Earth et en prenant en compte la mise à l’échelle de Lm, une densité de 2,4 g.cm-3 (valeur de référence pour une roche gréseuse), une atmosphère standard, une couverture neigeuse nulle et un taux d’érosion nul. Les calculs pour les échantillons RDM-01 et RDM -02 ont été effectués en prenant en compte les mêmes paramètres exceptés une densité de 2,7 g.cm-3.

Tab. 2 : Age des moraines pour chaque site.

Tab. 2 : Age des moraines pour chaque site.

Les lettres en majuscules correspondent aux repères sur la fig. 1. Les LEG déterminées avec la méthode AABR pour un BR de 1,59.

Tab. 3 : Paléotempératures moyennes estivales à l’altitude des LEG pour chaque site.

Tab. 3 : Paléotempératures moyennes estivales à l’altitude des LEG pour chaque site.

Pour des P variables par rapport aux P actuelles, 0 % correspondant à une valeur de P = P actuelles; les calculs sont effectués à partir de la relation Ohmura & Boettcher (2018) ; les LEG sont estimées à partir de Osmaston (2005).

5 - Discussion

5.1 - Paléoclimat des Vosges gréseuses durant le dernier maximum glaciaire

28En prenant le scénario où les paléoprécipitations sont équivalentes aux actuelles (environ 1200 mm par an), il apparait que les températures moyennes estivales étaient faibles, oscillant entre 1,8 et 2,4°C sur la période de 19 à 14 ka. Ces faibles températures définissent des anomalies de températures moyennes estivales entre -14,5 et -13,4°C par rapport à l'actuel : 16,1°C pour la Chatte Pendue et le Trou du Cuveau, 16,3°C au Lac de la Maix et 16,6°C à la Tourbière de la Maxe, température moyenne estivale estimée à l’altitude de chaque LEG. Ces valeurs n’étant pas négatives, elles indiquent que les précipitations dans le secteur auraient pu être suffisamment abondantes pour permettre un enneigement susceptible de nourrir des glaciers. Le scénario pour lequel les précipitations varient de 50 % suppose des températures estivales moyenne de 4,5 à 5,0°C. Ces températures sont très élevées et l’hypothèse d’une anomalie positive de 50 % sur les précipitations ne s’accorde pas avec les données de reconstruction paléoclimatique de la tourbière de la Grande Pile (Guiot et al., 1989). Ces travaux ont établi des anomalies de précipitations annuelles sur la période entre 18 et 10 ka comprises entre -200 et 600 mm en considérant une valeur actuelle de 1 080 mm. Ces anomalies suggèrent ainsi une variation de paléoprécipitations annuelles comprise entre -18 % et -55 % sur la période. Les scénarios les plus favorables dans le cas des VG sont donc ceux à anomalies négatives, comprises entre 0 et -50%. Toutefois, les climats et paléoclimats des VG et du secteur de la Grande Pile étant localement variables, les scénarios à anomalies positives (ou plus importantes) ne sont pas écartés. L’anomalie de température sur la période entre 14 et 19 ka varie entre -14,5 et -13,4°C dans les VG et est à mettre en perspective avec l’anomalie de température reconstruite sur la même période mais sur des bases polliniques et sédimentologiques à la Grande Pile et qui varie entre -9,7 et -10,6°C.

5.2 - Dynamique glaciaire des Vosges gréseuses corrélée aux données régionales

29Ces premiers résultats suggèrent que trois épisodes d’avancée glaciaire, au moins, ont eu lieu dans les VG au cours de la dernière glaciation de Würm. Les âges d’exposition obtenus sur les moraines externes du Trou du Cuveau (39,1 et 35,8 ka) et sur le Rocher de Mutzig (39,0 et 37,4 ka) sont associés au stade MIS 3. Les moraines de la Chatte Pendue et de la Tourbière de la Maxe (2) sont plus jeunes (respectivement 18,6 et 18,5 ka) et ont probablement été déposées à la fin du DMG. La mise en place de ces moraines en période de déglaciation est cohérente avec l’évènement Heinrich Stadial 1 (HS1) entre 18,2 et 16,7 ka. Il est associé à un ralentissement de la déglaciation suite à l’arrivée d’eaux douces en Atlantique Nord venant des inlandsis scandinave et laurentidien, qui ont perduré suites aux débâcles provenant de l’Inlandsis laurentidien, perturbant ainsi la circulation méridienne de retournement Atlantique (AMOC) et transportant la chaleur des tropiques par l’intermédiaire du courant de surface du Gulf Stream (Toucanne et al., 2015). Les moraines du Trou du Cuveau, de la Tourbière de la Maxe (1) et du Lac de la Maix ont des âges similaires (14,3, 15,5 et 16,1 ka respectivement), et sont probablement liées au même épisode de refroidissement pendant le Tardiglaciaire.

30Les stades glaciaires exprimés dans les VG que nous avons cartographiés et datés sont corrélés à des périodes froides ou de refroidissement (fig. 8). L’évolution de la concentration en δ18O (corrélée aux températures de surface) dans la carotte de glace NorthGRIP au Groenland (Buizert et al., 2018) représente l’évolution moyenne du climat à l’échelle planétaire et a permis d’établir l’évolution du climat au cours de la glaciation Würm. Les VG ont été englacées au cours du DMG et le sont restées jusqu’au milieu du Tardiglaciaire, périodes pendant lesquelles les températures étaient globalement les plus basses. De nombreux glaciers de cirques étaient en place à la fin du DR (Darmois-Théobald, 1972), identifiés selon des arguments géomorphologiques, les datations au 14C et l’étude pollinique de la tourbière de la Grande Pile, située dans les Vosges du Sud (fig. 1), montrent une période de grand froid entre 25 et 15 cal ka (Guiot et al., 1993). Cette étude pollinique consiste en la recherche d’analogue de spectres polliniques fossiles parmi des spectres modernes de références, en considérant que les climats associés à une végétation et à un spectre pollinique types présentent des analogues actuels (Guiot, 1990).

31Les datations confirment que la déglaciation des VG s’est faite indépendamment des Vosges du Sud. La déglaciation dans les Vosges du Sud s’est effectuée de manière tardive, et les glaciers ont pu localement persister jusqu’au DR. Les âges d’exposition des moraines du bassin de la Grande Fecht, rivière du département du Haut Rhin, située dans les Vosges du Sud, déterminés par datation au 10Be, montrent que le retrait du glacier s’est effectué à la fin du DR et a donc été plus tardif (Mercier et al., 2000). Ces données sont corrélées avec le début de sédimentation des tourbières et des séquences palynologiques il y a au moins 9 ka (Flageollet, 2002). En revanche, les glaciers des VG n’ont pas persisté jusqu’au DR. L’étude du forage de la tourbière de la Maxe, par palynologie et sédimentologie, apporte des informations sur le retrait de la glace dans le cirque de la Maxe (Walter-Simonnet et al., 2010). La présence de cendres volcaniques Vedde et Laacher See Tephra, datées respectivement à 12,1 ka (Lane et al., 2013) et 13,0 ka (Reinig et al., 2021), permet de contraindre indirectement la disparition des glaciers dans ce secteur des Vosges. Le spectre pollinique de la tourbière de la Maxe débute il y a au moins 13 ka. Il est associé à un environnement dépourvu de glace, et permet d’écarter l'hypothèse d'une déglaciation tardive dans les VG s'étalant sur la période du DR.

5.3 - Vers une compréhension de la chronologie de retrait des glaciers sur une échelle temporelle plus longue au cours de la glaciation würmienne

32Le Trou du Cuveau présente des âges d’exposition supérieurs à 35 ka,s et se caractérise par divers complexes morainiques issus de différents stades glaciaires ; il représente donc un site intéressant pouvant concentrer, à une échelle réduite, la chronologie de glaciation/déglaciation des Vosges. Ces deux âges de 39,1 ± 1,3 ka et 35,8 ± 1,1 ka suggèrent donc un englacement des VG au cours du MIS 3 (57 à 30 ka). L’extension de ces glaciers était plus importante que celle des glaciers du DMG dont, le Trou du Cuveau est à ce jour le seul site échantillonné ayant conservé des moraines de cet épisode glaciaire. L’étude ne remet pas en cause la présence éventuelle de moraine en aval pouvant être associée à cette période, qui n’ont à ce jour, pas encore été observées. Les âges d’exposition obtenus sur le Rocher de Mutzig, argumentent en faveur d’un englacement à l’altitude de 1 008 m jusqu’à au moins 38 ka, corroborent les données obtenues sur le site du Trou du Cuveau et suggèrent la présence d’une petite calotte de glace sur l’ensemble des VG. Cette hypothèse ne pourra toutefois être validée que par l’analyse en cours de nouveaux sites (fig. 1, sites E et G) et les datations par l’26Al des échantillons du Rocher de Mutzig. Les résultats viendront compléter le jeu de données chronologiques actuel et permettront d’affiner les reconstructions paléoclimatiques effectuées pour les VG.

Fig. 8 : Évolution des concentrations en δ18O, d’après la carotte de glace NorthGrip, température moyenne annuelle estimée à la Tourbière de la Grande Pile, âge des moraines et reconstitutions des températures moyennes estivales, sur la période de 21 à 10 ka.

Fig. 8 : Évolution des concentrations en δ18O, d’après la carotte de glace NorthGrip, température moyenne annuelle estimée à la Tourbière de la Grande Pile, âge des moraines et reconstitutions des températures moyennes estivales, sur la période de 21 à 10 ka.

Courbe δ18O d’après Buizert et al. (2018) ; températures de la Grande pile d’après Guiot et al. (1993) ; températures moyennes estivales déterminées pour une valeur de précipitation moyenne annuelle équivalent à l’actuel.

5.4 - L’impact des glaciers vosgiens sur la dynamique des populations

33L’étude de l’évolution des glaciers dans les VG permet également de mieux documenter les dynamiques de peuplement des premiers européens le long de l’espace rhénan. En effet, les populations préhistoriques ont dû s’adapter aux importantes variations climatiques qui ont rythmé le Quaternaire et notamment la glaciation würmienne, entraînant des stratégies cynégétiques, de déplacement et d’implantation contraintes par des périodes d’enneigement ou de glaciation plus ou moins marquées, comme celle documentée dans les VG durant le Tardiglaciaire avec des T moyennes estivales estimées à 2,1°C. L’enneigement et la fermeture de certains passages par les glaces et la présence d’une calotte glaciaire, ont, à n’en pas douter, eu un impact sur la présence de certaines espèces et sur la migration saisonnière des grands troupeaux d’herbivores (rennes, mammouth, etc.) traqués par les hommes pour la chasse, ainsi que sur l’accessibilité des gîtes de silex exploités pour la confection de l’outillage et de l’armement.

34Bien qu’il soit communément admis une désertion des populations humaines dans l’Est de la France ou en Allemagne durant les maximums glaciaires, notamment durant le DMG, les questions relatives aux modalités de la reconquête de ces territoires se posent dès le Badegoulien et le Magdalénien supérieur, reconquêtes attestées par la découverte des sites archéologiques en Alsace (Morschwiller-le-Bas et Wolschwiller : Koehler et al., 2016 ; Koehler et al., 2019), en Allemagne (Munzingen : Floss & Terberger, 1987 ; Pasda, 1998) et dans le nord de la Suisse (Kastelhöhle : Le Tensorer, 1999). Il reste à comprendre d’où viennent ces populations et si les cols, les vallées et les plaines ont pu être empruntés et à partir de quand.

6 - Conclusions

35La datation des formes glaciaires des VG a confirmé l’englacement du massif au cours de la dernière glaciation. Le retrait des glaciers a débuté il y a environ ~19 ka à la fin du DMG pour les sites de la Chatte Pendue (18,6 k ± 0,4 ka), et de la Tourbière de la Maxe (2) (18,5 ± 0,3 ka) et s'est prolongée sur quelques milliers d'années pour les sites du Lac de la Maix, du Trou du Cuveau et de la Tourbière de la Maxe (1), par son caractère polygénique (respectivement, 16,1 ± 0,9 ka, 16,0 ± 0,8 ka et 15,5 ± 0,4 ka), selon les spécificités caractéristiques à chaque glacier (altitude, orientation…). Ces âges d’exposition confirment que les paléoglaciers ont disparu avant le début du DR il y a 13,0 ka. Les extensions spatiales des paléoglaciers ont servi de base pour une reconstruction paléoclimatique du secteur des VG, la température moyenne estivale de l’époque ayant été estimée en moyenne à 2,1°C, pour des précipitations annuelles semblables aux actuelles (environ 1 200 mm/an). L’analyse en cours de nouveaux sites dans les VG et la datation par l’26Al des échantillons du Rocher de Mutzig, apporteront des informations nouvelles et permettront de confirmer l’hypothèse de la présence d’une calotte glaciaire sur ce secteur des Vosges antérieure au DMG. L’analyse de l’évolution paléoclimatique, couplée à la dynamique glaciaire et son emprise géographique dans le massif des Vosges, sont des éléments essentiels pour la compréhension de la place de l’Homme dans la région, de son évolution et des contraintes de déplacement liées à la présence de glaciers.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Carte topographique des Vosges avec localisations des sites identifiés dans la littérature (à gauche) et géologie simplifiée des VG avec localisation des sites d’échantillonnage et des stations météorologiques (à droite).
Légende 1/ Phalsbourg, 2/ Wangenbourg - Engenthal, 3/ Howald. La limite rouge correspond au contour des Vosges et la limite bleue au contour des Hautes Vosges Gréseuses. (*) Seuls les sites localisés en Vosges du Sud et ayant été dates par l’un des auteurs sont représentés ici.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 155k
Titre Fig. 2 : Géomorphologie des sites étudiés.
Légende À gauche, les quatre sites échantillonnés et datés : A/ Lac de la Maix, B/ Tourbière de la Maxe, C/ Chatte Pendue, D/ Trou du Cuveau. Le MNT utilisé est issu de la base de données BD ALT de l’Institut National de l’Information Géographique et Forestière, de résolution 5 x 5 m.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Fig. 3 : Exemple de moraines trouvées sur le terrain.
Légende BAM/ moraine latérale de la Chatte Pendue, TDC/  moraine interne du Trou du Cuveau; MAX/  moraine latérale de la tourbière de la Maxe.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 110k
Titre Fig. 4 : Reconstructions des glaciers de BAM, MAX, TDC et LLM obtenues à partir de GlaRe, pour une contrainte de cisaillement variable suivant la ligne d’écoulement entre 10 et 50 kPa.
Légende En gras/ âge de la moraine du glacier, en police normale/ âge des échantillons en ka (cinq par site) ; en italique/ échantillons écartés pour le calcul de l’âge de la moraine.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 93k
Titre Fig. 5 : Exemples de blocs morainiques échantillonnés lors de la campagne terrain de 2021.
Légende Les blocs ont des surfaces subhorizontales et sont solidement ancrés dans la matrice des moraines.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 166k
Titre Fig. 6 : Vue depuis le Rocher de Mutzig, sommet rocheux fortement altéré et fracturé (à gauche) et exemple d’échantillonnage avec mise en évidence de l’érosion de la surface (à droite).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 126k
Titre Fig. 7 : Âge d’exposition des échantillons de chaque site accompagné de leurs incertitudes analytiques.
Légende Les sites de la Chatte Pendue et du Lac de la Maix présentent des résultats homogènes, contrairement à la moraine de la Tourbière de la Maxe et au Trou du Cuveau où la mise en place des moraines reflète probablement des dynamiques glaciaires plus complexes. Les âges des échantillons TDC-01 (39,1 ka) et TDC-02 (35,8 ka) ne sont pas représentés pour des raisons de clarté.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 64k
Titre Tab. 1 : Age d'exposition minimal et incertitudes analytiques.
Légende Les coordonnées géographiques sont référencées en WGS84 ; les échantillons ont été analysés par SMA par l’équipe d’ASTER ; les âges sont calculés à l’aide du la version 3 du calculateur en ligne connu anciennement sous le nom de CRONUS-Earth et en prenant en compte la mise à l’échelle de Lm, une densité de 2,4 g.cm-3 (valeur de référence pour une roche gréseuse), une atmosphère standard, une couverture neigeuse nulle et un taux d’érosion nul. Les calculs pour les échantillons RDM-01 et RDM -02 ont été effectués en prenant en compte les mêmes paramètres exceptés une densité de 2,7 g.cm-3.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 124k
Titre Tab. 2 : Age des moraines pour chaque site.
Légende Les lettres en majuscules correspondent aux repères sur la fig. 1. Les LEG déterminées avec la méthode AABR pour un BR de 1,59.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 30k
Titre Tab. 3 : Paléotempératures moyennes estivales à l’altitude des LEG pour chaque site.
Légende Pour des P variables par rapport aux P actuelles, 0 % correspondant à une valeur de P = P actuelles; les calculs sont effectués à partir de la relation Ohmura & Boettcher (2018) ; les LEG sont estimées à partir de Osmaston (2005).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 43k
Titre Fig. 8 : Évolution des concentrations en δ18O, d’après la carotte de glace NorthGrip, température moyenne annuelle estimée à la Tourbière de la Grande Pile, âge des moraines et reconstitutions des températures moyennes estivales, sur la période de 21 à 10 ka.
Légende Courbe δ18O d’après Buizert et al. (2018) ; températures de la Grande pile d’après Guiot et al. (1993) ; températures moyennes estivales déterminées pour une valeur de précipitation moyenne annuelle équivalent à l’actuel.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/19147/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 37k
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Pour citer cet article

Référence électronique

Chloé Valenti, Vincent Rinterknecht, Héloïse Koehler, Sylvain Griselin, Lorena Audouard, Benjamin Gehres, Pierre­‑Olivier Couette et Équipe ASTER, « Déglaciation des Vosges gréseuses et reconstructions paléoclimatiques à partir de datations par le béryllium-10 produit in situ »Quaternaire [En ligne], vol. 35/1 | 2024, mis en ligne le 15 avril 2024, consulté le 25 mai 2024. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/19147 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.19147

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Auteurs

Chloé Valenti

GET, Université de Toulouse, IRD, UPS, CNRS, Observatoire Midi-Pyrénées 14, avenue Édouard Belin FR-31400 TOULOUSE. Courriel : chloe.valenti@get.omp.eu

Vincent Rinterknecht

Aix-Marseille Univ., CNRS, IRD, INRAE, CEREGE, Technopôle de l'Arbois-Méditerranée, BP80, FR-13545 AIX-EN-PROVENCE. Courriel : rinterknecht@cerege.fr

Héloïse Koehler

Archéologie Alsace, UMR 7044 Archimède, équipe Préhistoire de l’Europe moyenne, 11 rue Champollion, FR-67600 SÉLESTAT. Courriel : heloise.koehler@archeologie.alsace

Articles du même auteur

Sylvain Griselin

Institut National de Recherches Archéologiques Préventives, UMR 8068, Technologie et Ethnologie des Mondes Préhistoriques, Centre archéologique de Strasbourg, 10 rue d'Altkirch, CS 10042, FR-67027 STRASBOURG CEDEX. Courriel : sylvain.griselin@inrap.fr

Lorena Audouard

Ministère de la Culture et de la Communication, Service régional de l’archéologie du Grand Est, DRAC Grand Est Site de Strasbourg, Palais du Rhin, 2 place de la République, FR-67000 STRASBOURG. Courriel : lorena.audouard@culture.gouv.fr

Benjamin Gehres

CReAAH, UMR 6566, CNRS, Laboratoire Archéosciences, Université de Rennes 1, Campus de Beaulieu, bâtiment 25, FR-35042 Rennes. Courriel : benjamin.gehres@cnrs.fr

Pierre­‑Olivier Couette

Institut Terre & Environnement de Strasbourg UMR 7063, CNRS, Université de Strasbourg, 5 Rue René Descartes, FR-67000 STRASBOURG ; Département de géographie, Université Laval, 2325 Rue de l'Université, Québec, QC G1V 0A6, Canada. Courriel : pierre‑olivier.couette.1@ulaval.ca

Équipe ASTER

Georges AUMAÎTRE, Karim KEDDADOUCHE & Fawzi ZAIDI ; Aix­ Marseille Univ., CNRS, IRD, INRAE, CEREGE, Technopôle de l'Arbois‑Méditerranée, BP80, FR-13545 AIX-EN-PROVENCE. Courriel : rinterknecht@cerege.fr

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