1 - Introduction

1Les « spéléothèmes » (du grec « spelaion », caverne et « thema », objet) sont des concrétions karstiques, telles que les stalagmites, stalactites, fistuleuses, planchers, etc. (Moore, 1952). Il s’agit de dépôts chimiques secondaires liés au dégazage d’eaux de percolation dans une cavité. Ils sont donc essentiellement d’origine inorganique (bien que l’on suspecte dans certains cas une contribution microbienne ; Barton et al., 2001 ; Cacchio et al., 2004) et se différencient en cela des tufs calcaires et des travertins, qui sont par ailleurs des dépôts de surface (Ford & Pedley, 1996 ; Pentecost & Viles, 1994).

2Les spéléothèmes présentent une très grande variété de formes (Hill & Forti, 1997 ; fig. 1), leur masse étant essentiellement constituée de carbonate de calcium et le plus souvent de calcite (90 % des concrétionnements endokarstiques ; Maire, 1990). Les stalagmites et les planchers stalagmitiques notamment font l’objet d’un intérêt croissant de la part des paléoclimatologues. En effet, des données bien calées dans le temps sont nécessaires pour documenter les fluctuations climatiques passées, mieux comprendre le fonctionnement du système global et finalement améliorer la prévision de ses réponses dans le futur, à différentes échelles temporelles et spatiales. Les stalagmites et les planchers sont particulièrement utiles à cet égard car ils peuvent être collectés dans de nombreuses régions du monde, analysés à haute résolution et datés avec une haute précision et fiabilité. Les études les plus courantes concernent leurs enregistrements des variations des rapports isotopiques de l’oxygène et du carbone. L’interprétation de ces enregistrements dépend des processus qui interviennent au cours du cheminement des isotopes dans le système global, avant et pendant la précipitation de la calcite. Ceci fait l’objet d’une discussion détaillée par ailleurs (cf. dans ce numéro). Ici, nous présentons une revue des autres principales propriétés des spéléothèmes qui ont le potentiel d’enregistrer les conditions climatiques et environnementales au moment de leur formation.

3Ainsi, après avoir rappelé les paramètres géologiques, géographiques et chimiques nécessaires à la formation des spéléothèmes, les méthodes de datation applicables sont brièvement exposées en soulignant leur intervalle optimal d’application mais aussi leurs limites. Les datations permettent de situer dans le temps les périodes de croissance des spéléothèmes et d’évaluer leur taux de croissance. Ces données primaires peuvent constituer par elles-mêmes des indications paléoenvironnementales. Différentes propriétés physico-chimiques des spéléothèmes répondent également aux variations environnementales et climatiques : la pétrographie (porosité, fabrique cristalline, minéralogie) ; la composition en éléments traces et mineurs ; les rapports isotopiques du strontium et de l’uranium. Des inclusions de particules extérieures au réseau cristallin, piégées au cours de la croissance du spéléothème, telles que de la matière organique ou des pollens, peuvent constituer une autre source d’information paléoenvironnementale. Enfin, cette revue est complétée par quelques exemples d’événements sporadiques naturels ou d’origine anthropique pour lesquels les spéléothèmes peuvent fournir des informations.

2 - Formation et distribution des spéléothèmes

2.1 - Répartition spatiale

4Les zones susceptibles d’abriter des spéléothèmes sont les régions karstiques. Le « Karst » est un terme allemand désignant une région calcaire de Slovénie, le « Kras », où se développe un paysage marqué par la dissolution de la roche, tant en surface qu’en profondeur. Cela se traduit par un enfouissement total ou partiel du réseau hydrographique à l’intérieur des cavités naturelles. Le mot karst est devenu un nom commun générique pour désigner des terrains présentant des phénomènes similaires à ceux décrits dans le Karst slovène.

5Les zones karstiques sont très largement réparties à la surface de la planète (fig. 2). On estime qu’elles représentent environ 20 % des terres émergées (Gvozdetskii, 1967). En effet, leur formation est possible dès lors que quatre éléments sont réunis :

• une roche très soluble ;

• une porosité développée (primaire ou de fissure) ;

• de l’eau libre ;

• un dénivelé entre la zone d’absorption de l’eau et le niveau de base.

6Les régions carbonatées sont les plus propices à la karstification du fait de la forte solubilité de ces roches dans les eaux naturelles. Divers facteurs favorisent la dissolution des carbonates :

• l’augmentation de l'agressivité de l’eau par 1) l’incorporation de davantage de CO₂ dissout, biogénique le plus souvent, atmosphérique ou d’origine profonde pour les karsts hydrothermaux, 2) l’agitation ou la turbulence de l’écoulement, 3) la pollution, 4) le mélange des eaux (Bšgli, 1964 in Salomon, 2000) ;

• le temps et la surface de contact entre l’eau et la roche carbonatée ; la fracturation d’un calcaire (par détente, tectonique) le rend plus sensible à la karstification, l’eau pouvant cheminer par de multiples voies (Maire, 1990 ; Vandycke & Quinif, 1999) ;

• l’abondance de l’eau disponible et surtout son renouvellement (Salomon, op. cit. ; Maire, op. cit.).

7Les spéléothèmes se forment par précipitation de carbonate de calcium due au dégazage du CO₂ de l’eau d’infiltration. Globalement, ils peuvent donc se développer dans les cavités où de l’eau s’infiltre. Ainsi, les concrétionnements ne sont absents qu’aux hautes latitudes et altitudes, où l’eau est gelée en permanence, dans les régions très arides et dans les cavités surmontées par des couches imperméables (e.g. grotte de Rouffignac, Dordogne). Les spéléothèmes ont donc une très large répartition spatiale sur les continents.

8Par ailleurs, ce qui les rend particulièrement intéressants en tant qu’archives paléoenvironnementales, est le fait que, contrairement aux sédiments de surface, ils sont protégés dans l’endokarst de la plupart des facteurs érosifs et des actions anthropiques (Maire & Pomel, 1994 ; Quinif et al., 1994).

2.2 - Processus de formation

9Tout d’abord, il faut préciser qu’il existe une grande variété de formes de spéléothèmes dérivant de leur mode de précipitation. Pour que les spéléothèmes présentent un intérêt pour les études paléoenvironnementales, ils doivent contenir un axe chronologique définissable et, plus particulièrement, une micro-stratigraphie de lamines déposées séquentiellement (White, 2004). Les spéléothèmes dont la croissance a été très irrégulière et discontinue ou qui ont subi des dissolutions et des re-précipitations sont moins propices à la restitution d’enregistrements climatiques. Les spéléothèmes les plus adaptés sont généralement les stalagmites et les planchers. Les stalactites, bien qu’elles présentent également une structure laminée, sont beaucoup moins appropriées. En effet, l’eau qui alimente les stalactites s’écoule à la fois à travers un canal central et sous forme de film d’eau sur les parois externes (fig. 3). La séquence chronologique est donc difficile à définir. De plus, la présence de ce canal central les rend plus sensibles aux recristallisations, rédhibitoires pour un certain nombre d’études (en raison des problèmes associés à l’ouverture du système cristallin ; cf. infra). Les planchers sont constitués de lamines plus ou moins parallèles, les séquences de dépôts sont donc aisément déchiffrables. Cependant, à cause de fluctuations dans l’écoulement de l’eau, l’épaisseur des planchers varie souvent beaucoup d’un endroit à l’autre du dépôt et ils présentent fréquemment des

10discontinuités de croissance. De plus, leur morphologie et leur position les rend plus sensibles aux pollutions par des particules détritiques. Quant aux stalagmites, elles contiennent généralement les axes chronologiques les plus lisibles et une stratigraphie à plus haute résolution que celle des planchers (du fait de leur vitesse de croissance plus grande), mais elles couvrent généralement une période de croissance plus courte. Les stalagmites les plus adaptées à ce type d’étude montrent une stratigraphie constituée par la superposition de lamines convexes (fig. 3), de sorte que l’axe de la stalagmite représente également un axe chronologique cohérent (White, op. cit.).

11Pour constituer les stalagmites et les planchers, une série d’échanges chimiques se succèdent depuis les pluies en surface jusqu’au concrétionnement dans la cavité (Holland et al., 1964). Les eaux de pluie s’infiltrent d’abord dans le sol, où elles se chargent en gaz carbonique (1), lequel a été dégagé dans l’atmosphère du sol par la respiration des racines et des micro-organismes et par la décomposition de la matière organique (fig. 4).

12L’atmosphère du sol peut atteindre une concentration en CO₂ de 10 % dont la plupart est diffusée vers l’atmosphère (White, 1988). La présence de CO₂ dissous rend l’eau plus agressive vis-à-vis du calcaire. Le CO₂ est très soluble dans l’eau pure, cette solubilité obéissant à la loi de Henry selon laquelle elle augmente à mesure que la température décroît et/ou que la pression s’élève (White, op. cit.). Ces eaux acides percolent jusqu’au contact avec le substratum. Le calcaire est dissous (2) jusqu’à ce que l’eau approche de l’équilibre. Si le temps de résidence au contact du substratum est suffisant, l’eau qui s’infiltre à travers les fissures du calcaire est plus ou moins saturée en carbonates dissous et peu de dissolution supplémentaire se produit au cours du cheminement. Lorsque l’eau parvient au toit d’une cavité, elle n’est plus en équilibre avec l’environnement local. En effet, la pression partielle du CO₂ du sol étant très élevée par rapport à celle de l’atmosphère, celle du CO₂ de l’eau est également élevée. Dans les grottes, la pression partielle du CO₂ est généralement supérieure à celle de l’atmosphère (à titre indicatif, en moyenne 10 fois supérieure ; en réalité elle est très variable d’une cavité à l’autre, au sein d’une même cavité et d’une saison à l’autre ; Maire, 1990), mais inférieure à celle de l’eau d’infiltration (Ford & Williams, 2007 ; White, 2004 ; fig. 4). Ainsi, l’eau s’égouttant au plafond de la cavité, giclant sur le sol ou s’écoulant sur les parois dégaze du CO₂ et devient sursaturée en carbonates. Un rééquilibrage s’ensuit, qui se traduit par la précipitation de calcite (2). Dans certaines conditions, l’évaporation peut également intervenir dans la précipitation de carbonate de calcium (e.g. zone ventilée de la cavité ou faible hygrométrie).

13Le taux de croissance des stalagmites peut varier d’au moins deux ordres de grandeurs (en général entre 0,01 et 1,0 mm/an) en fonction de facteurs tels que la température, la concentration en Ca²⁺ des eaux de percolation (Dreybrodt, 1980, 1981), la concentration en carbonate dissous, le rapport entre la pression partielle du CO₂ de l’eau de percolation et celle du CO₂ de l’atmosphère de la grotte, l’épaisseur du film d’eau à partir duquel le CO₂ dégaze et la vitesse d’alimentation en eau (White, op. cit.). Dreybrodt (op. cit.) a montré que plus le débit de l’eau est fort, plus la croissance de la calcite est rapide. En revanche, si l’écoulement devient quasi-continu, alors le dégazage de CO₂ n’a pas le temps de se faire au niveau du point d’alimentation et la croissance en hauteur ralentit ; le dégazage se fait sur les côtés et le spéléothème s’élargit. Pour cet auteur, le facteur primordial qui conditionne la croissance des spéléothèmes est le degré de minéralisation (i.e. [Ca²⁺]), or celui-ci est directement lié à la capacité de l’eau à dissoudre le carbonate de calcium, elle‑même dépendante de la pCO₂ dans l’eau du sol. Ainsi, l’activité des plantes et des micro-organismes du sol au-dessus de la cavité, en déterminant la production de CO₂ biogénique, influence directement le taux de croissance des spéléothèmes (Baker et al., 1998 ; Genty et al., 2001a). Cet aspect sera développé plus loin.

2.3 - Cas particuliers de concrétionnements

14Il existe des cas où le concrétionnements n’est pas inféodé à la production de CO₂ biogénique puisqu’il se produit sans qu’il y ait de sol en surface. Cela peut se produire par exemple en montagne, en altitude, sous de la roche nue. Le taux de croissance des spéléothèmes est en général beaucoup plus faible dans ce contexte, cependant, leur présence démontre que d’autres processus peuvent permettre l’enrichissement en CO₂ de l’eau d’infiltration. Ainsi, Dreybrodt (1982) propose une hypothèse pour expliquer la modeste croissance des spéléothèmes en l’absence de sources de CO₂ biogénique : si l’eau d’infiltration est en équilibre avec le CO₂ atmosphérique à une température proche du point de gel de l’eau, en percolant vers la grotte, l’eau va se réchauffer et cette légère augmentation de température est suffisante pour sursaturer l’eau et provoquer le dépôt de calcite. Dreybrodt estime le taux maximum de croissance à 10 m/an. Maire (1990) ajoute que l’eau doit arriver dans l’atmosphère des cavités « sous forme diffuse, par suintement fissural » : en effet, la pCO₂ du milieu fissuré - milieu confiné, quoique faible, est toujours plus importante que celle des cavités.

15Par ailleurs, en haute altitude, des spéléothèmes peuvent se développer pendant les périodes où de l’eau liquide est disponible (i.e. non gelée) grâce à la présence de pyrite dans le calcaire encaissant qui, sous des conditions oxydantes, peut se transformer en acide sulfurique (H₂SO₄). L’acide dissout le calcaire, produisant du CO₂ et permettant la formation de solutions sursaturées en carbonate et la précipitation de calcite (HolzkŠmper et al., 2 004 ; Atkinson, 1983). La précipitation de calcite est favorisée lorsque le rapport Mg/Ca ou SO₄/Ca de l’eau de percolation est important, c’est-à-dire en présence de l’association gypse-calcaire, calcaire-dolomie ou calcaire-pyrite dans l’encaissant (Atkinson, op. cit.).

3 - Méthodes de datation

16Les spéléothèmes présentent l’atout majeur de pouvoir être datés par une variété de méthodes, ce qui permet de caler dans le temps à la fois leur croissance et leurs enregistrements paléoenvironnementaux, mais aussi ponctuellement des événements, naturels ou anthropiques. Ces méthodes de datation peuvent être divisées en trois catégories : absolues, relatives ou par marqueurs (i.e. un signal caractéristique est identifié et daté indépendamment dans d’autres types de dépôts). Elles sont ici passées rapidement en revue.

17Comptage de lamines

18Les spéléothèmes se forment par l’accumulation de fines lamines de croissance, le plus souvent annuelles. Dans certains cas, il est possible de dénombrer ces lamines (généralement sous microscope ou loupe binoculaire) et donc, comme pour les varves des sédiments subaquatiques ou les cernes des arbres, de dater les différentes parties d’une concrétion ou les événements enregistrés pendant sa croissance, de manière relative sur les spéléothèmes anciens et absolue sur les spéléothèmes actifs (e.g. Baker et al., 1998 ; Baker et al., 1993a ; Bertaux et al., 2002 ; Broecker et al., 1960 ; Frisia et al., 2003 ; Genty, 1993 ; Genty et al., 1994a ; Genty et al., 1997c ; Genty et al., 1994b ; Proctor et al., 2000 ; Tan et al., 2006).

19230_Th/234_{U :}

20Cette méthode de datation absolue peut fournir de bons résultats, précis et fiables. La qualité de la mesure dépend de la quantité d’uranium dans l’échantillon, de sa pureté (en cas de pollution, l’échantillon peut contenir du ²³⁰Th initial et être ainsi artificiellement « vieilli ») et de l’absence de dissolution et recristallisation (afin de conserver un système géochimique fermé). Lorsque la calcite est sale, l’application de la méthode des isochrones permet néanmoins d’obtenir des âges corrects (Przybylowicz et al., 1991 ; Schwarcz & Latham, 1989). Les âges limites varient entre 350 et 500 ka selon la technique de mesure utilisée et la qualité du matériau daté (Chen et al., 1992 ; Hellstrom, 2003 ; Hoffmann et al., 2007 ; Li et al., 1989 ; Luo et al., 1997 ; White, 2004).

21231_Pa/238_{U :}

22Cette méthode donne des âges avec un large intervalle d’erreur ; cependant sa combinaison avec la méthode ²³⁰Th/²³⁴U constitue un bon test du comportement en système fermé de l’échantillon car la diagenèse conduit souvent à des âges discordants (Cheng et al., 1998 ; Edwards et al., 1997). La limite d’application de cette méthode se situe aux alentours de 250 ka.

23234_U/238_{U :}

24L’équilibre entre la désintégration de ²³⁴U et sa production à partir de ²³⁸U est atteint en 1,25 à 1,5 millions d’années. Cependant, le rapport ²³⁴U/²³⁸U peut varier considérablement dans les eaux d’alimentation d’un spéléothème. Les rapports publiés pour des spéléothèmes de différentes régions du monde s’échelonnent entre <1 à >20. Le rapport ²³⁴U/²³⁸U peut seulement être calculé directement pour les échantillons présentant aussi un déséquilibre de ²³⁰Th (i.e. d’âge inférieur à 600 ka). Si tous les échantillons récents d’un même spéléothème, d’une grotte ou d’une zone karstique fournissent le même rapport ²³⁰Th/²³⁴U initial calculé, la méthode ²³⁴U/²³⁸U peut raisonnablement •tre appliquée pour estimer l’âge des échantillons les plus anciens. Les résultats obtenus avec cette méthode doivent toujours être interprétés avec précaution (Ford, 1997).

25206_Pb/238_{U :}

26Cette méthode est habituellement utilisée pour des échelles de temps de l’ordre du million d’années mais elle présente des problèmes liés à la mobilité du plomb dans l’environnement karstique (Dorale et al., 2002 ; Lundberg et al., 2000). Toutefois, de récents travaux ont montré que sous certaines conditions, notamment de forte concentration en uranium et de très faible concentration en Pb, des âges concordants entre les méthodes ²⁰⁶Pb/²³⁸U et ²³⁰Th/²³⁴U pouvaient être obtenus sur des spéléothèmes aussi récents que 200 ka, avec une résolution comparable (Cliff et al., 2005 ; Richards et al., 1998 ; Richards & Dorale, 2003 ; Woodhead et al., 2006). Cette méthode prend utilement le relais de la méthode U-Th, pour les échantillons plus vieux que 500 ka. Elle n’a potentiellement pas de limite supérieure, si ce n’est celle liée aux incertitudes qui deviennent excessivement larges au-delà de 2 Ma pour résoudre des problèmes paléoclimatiques typiques.

27Excès de ²¹⁰Pb/²²²Rn :

28Il est issu de la désintégration rapide du ²²²Rn présent en grande quantité dans les eaux karstiques. Sa demie vie est de 21,4 ans, ce qui permet de l’utiliser pour dater des spéléothèmes âgés d’une centaine d’années (Baskaran & Iliffe, 1993).

29Excès de ²²⁶Ra/²³⁰Th :

30Cette méthode a rarement été appliquée aux spéléothèmes; elle s’applique à des sédiments de quelques centaines d’années à 7 ka (la demie vie du ²²⁶Ra étant de 1600 ans). Elle est ainsi complémentaire à la méthode de datation par ²³⁰Th/²³⁴U, qui n’est précise sur des échantillons jeunes que si la concentration initiale en uranium est suffisante, et à la méthode par ²¹⁰Pb, adaptée entre 0 et 100 ans (Eikenberg et al., 2001; Pons-Branchu, 2001). Dernièrement, la méthode ²²⁶Raв¹⁰Pb a été appliquée ˆ la datation d’un spéléothème récent (moins de 100 ans) précipité à partir d’eaux thermales (Condomines & Rihs, 2006).

3114_{C :}

32Cette méthode peut être performante à condition que la calibration et les corrections nécessaires puissent être effectuées (pour la proportion de carbone mort incorporé au niveau de l’encaissant et les variations du ¹⁴C atmosphérique) (Genty & Massault, 1997, 1999 ; Genty et al., 1999 ; Goslar et al., 2000 ; Hennig et al., 1983). Elle permet de dater des échantillons plus jeunes que 50 ka.

33Thermoluminescence (TL) et Résonance Paramagnétique Electronique (RPE ou Electron Spin Resonance, ESR) :

34Ces méthodes dosimétriques ont le potentiel de s’appliquer à un intervalle de temps plus large que les séries de l’uranium, jusqu’à 1 million d’années ou plus. Elles reposent sur l’estimation de la dose accumulée dans les cristaux de calcite depuis leur cristallisation, à la suite de leur exposition 1) aux rayonnements cosmiques et 2) aux rayonnements émis par les radioéléments naturels (famille de l’uranium 238 et du thorium 232 et potassium 40) contenus au sein de la formation carbonatée et dans le sédiment environnant (Valladas & Mercier, 2005). La principale source d’incertitude réside dans l’estimation de la dose annuelle de rayonnement. Jusqu’à présent, la TL a été peu appliquée aux spéléothèmes, contrairement à la RPE. Quelques comparaisons entre dates TL et ²³⁰Th/²³⁴U ont montré une faible concordance (Goslar & Hercman, 1988 ; Hennig et al., 1980 ; Hercman & Lauritzen, 1996). Les comparaisons entre dates RPE et ²³⁰Th/²³⁴U sont plus fréquentes et donnent des résultats variables (Falguères & Bahain, 2002 ; Goslar & Hercman, op. cit. ; Hennig et al., op. cit. ; Hercman & Lauritzen, op. cit. ; Smart et al., 1988). Il semble que les erreurs ˆ une déviation standard pour les derniers 300 ka soient d’environ ± 15 % (Ford, 1997).

35Inversions magnétiques :

36La détermination des orientations magnétiques le long de l’axe de croissance des spéléothèmes combinée à des datations ²³⁰Th/²³⁴U permet de compiler les données et de construire une courbe des variations séculaires du paléomagnétisme pour une région donnée. En principe, cela doit ensuite permettre de dater des spéléothèmes en identifiant des événements caractéristiques dans leur enregistrement paléomagnétique et en les comparant à la courbe de référence (Latham et al., 1989 ; Latham et al., 1979, 1986 ; Latham et al., 1982). Cependant, cette approche est difficile à mettre en œuvre et a été peu suivie car il y a peu de magnétite dans les spéléothèmes et le signal est extrèmement faible.

37Racémisation des acides aminés :

38Une tentative de datation par cette méthode a été réalisée par Lauritzen et al. (1994). Il en ressort qu’en calibrant le taux d’épimérisation avec des datations Th/U, il est possible de l’extrapoler, dans le même spéléothème, pour des périodes antérieures aux limites de la méthode Th/U. Les âges ainsi estimés apparaissent concordants avec les données du paléomagnétisme du spéléothème.

39Finalement, les méthodes ²³⁰Th/²³⁴U, ²³¹Pa/²³⁸U et ¹⁴C sont les plus fiables et les plus employées. La méthode ²³⁰Th/²³⁴U est une méthode particulièrement efficace à condition que les échantillons ne soient pas altérés (i.e. système géochimique fermé). Elle donne des âges calendaires et permet de dater avec une haute précision (1 à 3 % d’incertitude à 2σ) des échantillons de quelques dizaines d’années jusqu’ˆ environ 500 ka. Les développements récents de la méthode ²⁰⁶U/²³⁸Pb vont permettre d’étendre l’étude des enregistrements paléoenvironnementaux des spéléothèmes au-delà de 500 ka.

4 – Informations paléoenvironnementales livrées par les spéléothèmes

40Les spéléothèmes fournissent différents modes d’archivage du climat et des paléoenvironnements. Le plus primaire est représenté par leur distribution spatio-temporelle et par l’intensité des concrétionnements. Des variations paléoenvironnementales sont également enregistrées sous forme de variations des propriétés physico-chimiques des spéléothèmes ou via l’incorporation de proxies au cours de leur croissance.

4.1 - Croissance des spéléothèmes

41Les limites géographiques à la formation des spéléothèmes, telles que nous les avons évoquées plus haut, évoluent au cours du temps et notamment au cours des cycles climatiques. Lors des alternances de périodes glaciaires et interglaciaires caractéristiques du Quaternaire, de vastes régions ont été englacées puis déglacées, immergées puis émergées, les circulations atmosphériques et océaniques ont fluctué, influençant le régime des précipitations et les températures. Par conséquent, la présence/absence de spéléothèmes, leur fréquence ou leur vitesse de croissance peuvent être associées à des facteurs climatiques pour une région donnée.

4.1.1 - Conditions associées à la présence/absence de concrétionnements

42Dans les régions côtières de faible altitude, des grottes qui se sont formées durant des périodes de bas niveau marin associées aux épisodes glaciaires, sont immergées durant les périodes interglaciaires. Des spéléothèmes peuvent se développer alors que le niveau marin est bas et s’interrompre lorsqu’il remonte. La datation de ces spéléothèmes permet de connaitre leur période de croissance et donc la chronologie des fluctuations du niveau marin (e.g. Bard et al., 2002 ; Gascoyne et al., 1979 ; Harmon et al., 1978 ; Lundberg & Ford, 1994).

43De même, puisque la croissance des spéléothèmes dépend de l’alimentation en eau, des interruptions de croissance (hiatus) peuvent résulter d’une augmentation de l’aridité en surface (e.g. Bar-Matthews & Ayalon, 2002 ; Fleitmann et al., 2002) ou du blocage des eaux d’infiltration par un pergélisol (e.g. Lauriol et al., 1997 ; Spštl & Mangini, 2002 ; Spštl et al., 2002 ; fig. 5).

44Enfin, la proximité d’un glacier peut provoquer l’ennoiement du karst et donc l’arrêt temporaire du concrétionnement (e.g. Bar-Matthews & Ayalon, 2002 ; Lauritzen, 1995 ; Lauritzen et al., 1990 ; Quinif & Maire, 1998 ; fig. 5).

45Dans ces diverses situations, la datation des spéléothèmes permet de caler dans le temps les épisodes favorables à leur croissance, c’est à dire les périodes où des percolations en milieu vadose peuvent se produire. Toutefois, les résultats de ces datations doivent être répliqués sur plusieurs spéléothèmes afin d’éviter les particularismes locaux (e.g. fissure d’alimentation du spéléothème qui se bouche ; déplacement de l’alimentation ; inondation partielle et submersion du spéléothème ; etc.).

46En-dehors de ces cas extrêmes, marqués par l’absence de concrétionnement, les fluctuations du climat peuvent s’exprimer à travers la fréquence des spéléothèmes et leur vitesse de croissance.

4.1.2 - Fréquence de concrétionnement et vitesse de croissance

47Le concrétionnement est principalement déterminé par la production biogénique de CO₂ dans le sol, qui influence la concentration en Ca²⁺ de l’eau, et par l’alimentation en eau (Baker et al., 1998 ; Dreybrodt, 1980 ; Genty et al., 2001a ; cf. supra). Or la température contrôle l’activité microbienne et la respiration racinaire dans le sol. Par conséquent, il existe une relation entre la pCO₂ des eaux du sol et la température moyenne annuelle (Drake, 1980 ; Drake & Wigley, 1975). La pCO₂ du sol est également dépendante de l’humidité disponible (Brook et al., 1983) et du type de couverture végétale (i.e. valeurs plus hautes sous les terrains boisés que sous les prairies ; Gunn & Trudgill, 1982). Ces observations fournissent les bases de l’interprétation paléoenvironnementale de la fréquence de croissance des spéléothèmes. Durant les périodes froides, la production de CO₂ du sol est plus limitée du fait d’une végétation plus éparse, de températures plus basses et d’une plus faible disponibilité en eau. Dans ces conditions, la croissance des spéléothèmes est plus lente, voire cesse. Au contraire, durant les périodes tempérées, l’activité biologique est accrue, produisant davantage de CO₂, et l’alimentation en eau augmente, le tout résultant en un concrétionnement plus intense.

48Des compilations de datations réalisées sur des spéléothèmes d’une région donnée ont donc été effectuées afin de cerner les épisodes favorables à leur croissance. Ainsi, Gordon et al. (1989) ont appliqué une technique de représentation sous forme de «  courbe de fréquence cumulative à erreur distribuée » (Gordon & Smart, 1984) à 341 âges Th/U pour des spéléothèmes du Royaume Uni. Les courbes obtenues montrent des pics dont les âges sont interprétés comme la meilleure estimation de l’âge des périodes interglaciaires et interstadiaires. Aux hautes latitudes ou altitudes, les âges des spéléothèmes sont groupés sur les périodes tempérées, puisque ces régions sont soumises aux avancées et retraits des glaciers et du pergélisol (Gascoyne, 1992 ; Harmon et al., 1977 ; Lauritzen, 1993 ; Maire, 1990). Les données des régions plus méridionales sont plus étalées dans le temps et moins contrastées entre les périodes stadiaires et interstadiaires (fig. 6 ; Baker et al., 1996c ; Baker et al., 1993b ; Gascoyne & Ford, 1984 ; Hennig et al., 1983 ; Onac & Lauritzen, 1996). Dans les régions arides, ce type d’étude permet de cerner le timing des épisodes pluvieux et d’évaluer leur importance en termes de précipitation efficace (Ayliffe et al., 1998 ; Vaks et al., 2003).

4.2 - Propriétés physico-chimiques

4.2.1 - Pétrographie

49La pétrographie des spéléothèmes est contr™lée par divers facteurs hydrologiques, chimiques, biologiques et physiques. Elle procure donc des indications sur les conditions paléoenvironnementales dans lesquelles la précipitation des spéléothèmes s’est déroulée.

50Une premi•re approche de la pétrographie d’un spéléo-th•me peut se faire par l’observation ˆ l’échelle macro-scopique, sur section polie, de sa teinte et de sa structure interne, en particulier sa lamination. La Ç teinte È des spéléothèmes (i.e. apparence plus ou moins claire ou sombre, ˆ ne pas confondre avec la couleur) dépend de la densité de microporosités : les pores intracristallins et intercristallins multiplient le nombre de surfaces qui interagissent avec la lumi•re incidente et augmentent ainsi la proportion de lumi•re dispersée (Genty et al., 1997a). Les spéléothèmes présentent donc une calcite globalement claire et opaque macroscopiquement lorsque la microporosité est importante et sombre et compacte lorsqu’elle est faible. Ainsi, la texture contr™le la teinte per•ue ˆ l’Ïil nu. La Ç couleur È d’un spéléo-th•me, en revanche, peut •tre due ˆ des impuretés piégées dans le réseau cristallin (acides humiques (Lauritzen et al., 1986 ; White, 1981), argiles, charbons (Perrette et al., 1997a), etc.). La teinte globale d’un spéléothème, ˆ l’échelle macroscopique, dépend généra-lement du rapport entre le développement de deux types de lamines : les lamines sombres compactes et les lamines claires poreuses (Genty, 1993). Ces variations texturales refl•tent des variations des conditions de précipitation. Les lamines poreuses ont un taux d’accré-tion rapide (cette rapidité nuit au bon équilibre de l’édi-

51fice cristallin et induit une forte porosité) tandis que les lamines compactes se forment lentement (le réseau cris-tallin présente donc moins de défauts). Le taux d’accré-tion dépend du débit, de l’efficacité chimique des solutions (c’est ˆ dire de leur sursaturation et de leur concentration en Ca²⁺ ; Dreybrodt, 1980 ; Genty et al., 2001a) et de la vitesse de dégazage du CO₂. L’activité biopédologique favorise la concentration en Ca²⁺ et en HCO₃^- des solutions (cf. supra). Au contraire, une pluviosité importante tend ˆ diluer les infiltrations et ˆ diminuer leur efficacité chimique. Ainsi, les lamines sombres compactes se forment souvent durant les épisodes humides et/ou ˆ partir d’eaux qui se sont infil-trées alors que l’activité biologique du sol était moins active (i.e. automne-hiver) et qui sont de ce fait moins minéralisées. Quant aux lamines claires poreuses, elles se forment souvent dans des environnements plus secs et/ou ˆ partir d’eaux qui se sont infiltrées alors que l’ac-tivité biologique du sol était plus active (i.e. printemps-été) et qui sont de ce fait plus minéralisées et plus sursaturées (e.g. Genty, 1993, 1994 ; Genty et al., 1997c ; Genty & Quinif, 1996 ; Niggemann et al., 2003). Sur la base de ces corrélations, il est tentant d’attribuer la préci-pitation des lamines compactes ˆ la mauvaise saison et celle des lamines poreuses ˆ la saison estivale. Cependant, cette attribution des types de lamines ˆ une saison n’est pas toujours vraie car elle dépend du temps de résidence des solutions dans la zone karstique avant d’atteindre la cavité. Par exemple, si la pluviosité est faible l’été, il se peut que les solutions restent stockées dans le karst. Ces eaux efficaces chimiquement ne seront chassées qu’ˆ l’automne par des pluies plus abondantes, précipitant alors des lamines poreuses (Baker et al., 1997 ; Genty et al., 1997c). Sous nos climats aux saisons contrastées, chaque doublet de lamine est souvent annuel. Toutefois, si l’efficacité chimique et le débit des percolations ne change pas suffisamment au cours de l’année, leur fréquence peut •tre supra-annuelle (alors liée ˆ des événements climatiques particuliers). Au contraire, des doublets infra-annuels peuvent également appara”tre en plus de l’alternance annuelle classique, au gré d’événements climatiques prononcés, si le taux de croissance est suffisamment rapide pour les enregistrer.

52La lamination d’un spéléothème peut également •tre liée ˆ la précipitation alternée de minéraux différents, d’aragonite et de calcite par exemple. La présence d’ara-gonite dans une stalagmite peut indiquer une diminution de la vitesse d’égouttement, une évaporation importante et/ou la présence en quantité de Mg²⁺ dans l’eau (le Mg inhibe la cristallisation de la calcite mais n’affecte pas celle de l’aragonite ; Bischoff, 1968 ; Cabrol, 1978 ; Fern‡ndez-D’az et al., 1996). Ainsi, l’aragonite cristal-lise souvent dans les grottes creusées dans un encaissant dolomitique ou de calcite magnésienne et o• r•gne une certaine aridité. Le param•tre d’aridité est associé ˆ des égouttements lents qui favorisent l’augmentation de la sursaturation de la solution ˆ travers un dégazage prolongé. Il peut •tre associé également ˆ de l’évapora-tion qui augmente encore la sursaturation de la solution. Celle-ci augmente en retour le taux de précipitation de la

53calcite et accél•re le retrait du Ca²⁺ de la solution. Tandis que la concentration en Ca²⁺ diminue, le Mg²⁺ est concentré dans la solution restante et la précipitation d’aragonite est favorisée (Bar-Matthews et al., 1991 ; Bischoff, op. cit. ; Deleuze & Brantley, 1997 ; Denniston et al., 2000 ; Fern‡ndez-D’az et al., op. cit. ; Frisia et al., 2002 ; Gonzales & Lohmann, 1988 ; Railsback et al., 1994). Dans les cavités karstiques, un rapport molaire de Mg/Ca supérieur ˆ 1 est nécessaire pour précipiter de l’aragonite (Frisia et al., op. cit. ; Gonzales & Lohmann, op. cit.).

54Enfin, les structures cristallines, ou Ç fabriques È, iden-tifiables au microscope polarisant (en lames minces) ou au microscope électronique ˆ balayage ou ˆ transmission (MEB, MET), sont associées ˆ des variations des condi-tions de précipitation. Les param•tres qui déterminent plus particuli•rement le type de fabrique précipitée sont : l’intensité et la variabilité des égouttements ; le degré de sursaturation et la minéralisation de l’eau ; la présence d’impuretés ou d’inhibiteurs de croissance (Couchoud, 2006, 2007 ; Folk, 1974 ; Frisia, 2003 ; Frisia et al., 2000 ; Gonzales et al., 1992 ; Self & Hill, 2003). L’étude des fabriques cristallines des spéléothèmes fournit ainsi des indications sur le contexte environnemental et climatique de formation, notamment sur le régime hydrologique et le développement de l’activité bio-pédologique en surface.

Fig. 6 : Diagramme cumulatif de fréquence de 520 âges obtenus par datation U-Th, pour le nord-ouest de l’Europe. Les lignes pointillées définissent l’enveloppe des incertitudes ˆ 95% obtenues à partir de données générées aléatoirement. Les périodes o• la courbe de fréquence cumulée se situe au-dessus et au-dessous de cette enveloppe représentent respectivement les épisodes statistiquement significatifs de haute et faible fréquence de croissance (d’apr•s Baker et al., 1993b). Reproduit avec la permission d'Elsevier.

554.2.2 - Eléments traces et mineurs

56Tous les spéléothèmes, quelle que soit leur composi-tion minérale principale, contiennent des constituants mineurs (0,1Ð1%), traces (< 0,1%) et ultra-traces (≤ ppm) (Christian, 1994), généralement désignés sous le nom d’Ç impuretés È. Ces constituants peuvent exister sous différentes formes : éléments, ions simples ou complexes, composés organiques ou inorganiques. Seuls les éléments métalliques transportés sous forme ionique (en solution) dans les eaux d’alimentation des spéléo-th•mes seront traités ici.

57La présence d’éléments traces et mineurs dans les eaux d’alimentation peut influencer la précipitation en modi-fiant la cristallographie et la composition des spéléo-th•mes. Les éléments les plus fréquemment incorporés dans la structure minérale des spéléothèmes sont le Sr et le Mg, mais on rencontre aussi Ba, U, Fe, Ni, Cu, Mn, Ra, etc. Sr²⁺, Ba²⁺, UO₂²⁺ou Ra²⁺ ont des rayons ioniques supérieurs ˆ celui du Ca²⁺. Ils seront donc plus solubles dans des cristaux de maille orthorhombique tels que ceux de l’aragonite (Speer, 1983). Le Mg²⁺, comme Co²⁺, Fe²⁺, Mn²⁺, Cu²⁺, Zn²⁺ et Cd²⁺, a un rayon ionique plus petit que le Ca²⁺ et est donc plus soluble dans les carbonates rhomboédriques tels que la calcite (Reeder, 1983). La présence de Mg²⁺ est cependant un facteur favorable ˆ la précipitation d’aragonite car cet élément inhibe la nucléation de la calcite (Bischoff, 1968 ; Bischoff & Fyfe, 1968 ; Cabrol, 1978 ; Deleuze & Brantley, 1997 ; Fern‡ndez-D’az et al., 1996 ; Hill & Forti, 1997 ; Paquette & Reeder, 1995) et retarde sa croissance (Burton & Walter, 1987 ; Mucci & Morse, 1983). Aussi, il est possible que l’incorporation de surface de Mg²⁺ contr™le pour partie la fabrique des cristaux de calcite

58(Folk, 1974 ; Frisia et al., 2000). Dans le cas d’une concentration importante de Mg²⁺ dans la solution, liée par exemple ˆ de l’évaporation (N.B. : Mg²⁺ n’est alors plus considéré comme un élément trace), la forme et la composition du spéléothème changent, depuis la calcite vers la calcite magnésienne, puis l’aragonite en aiguilles, jusqu’au mondmilch d’hydromagnésite, huntite ou magnésite (Bar-Matthews et al., 1991 ; James, 1997 ; Railsback et al., 1994).

59La composition en éléments traces d’un cristal peut renseigner sur les param•tres environnementaux au moment de sa formation : température, intensité des précipitations, nature de l’encaissant, cheminement de l’eau ˆ travers le karst, etc. Le rapport d’un élément trace au calcium en solution est lié au même rapport dans une phase solide homog•ne par un coefficient de partage ou de distribution (K_D). Par exemple pour le Mg :

60K_D = (Mg/Ca)_calcite/(Mg/Ca)_solution.

61Il appara”t que le coefficient de distribution du Mg varie avec la température, contrairement ˆ celui du Sr, qui varie principalement avec la vitesse de croissance du cristal (Burton & Walter, 1991 ; Huang & Fairchild, 2001 ; Lorens, 1981 ; Morse & Bender, 1990 ; Mucci, 1987 ; Tesoriero & Pankow, 1996). Ainsi, en théorie, les paléotempératures de précipitation pourraient •tre calcu-lées ˆ partir du contenu en Mg de la calcite des spéléo-th•mes. Toutefois, cela impliquerait que la concentration en Mg²⁺ des eaux d’alimentation reste constante, ce qui, en réalité, est rarement le cas. Il a donc été proposé d’uti-liser les variations du rapport Mg/Sr dans les spéléo-th•mes comme paléothermom•tre (Gascoyne, 1983 ; Schwarcz et al., 1982). Mais lˆ encore, cette application n’est valide que si les processus qui alimentent l’eau en Mg et Sr sont identiques. L’importance du syst•me hydrochimique en addition aux processus ˆ l’interface eau/calcite, a été soulignée par diverses études. Ainsi, les variations de concentration de l’eau en éléments traces peuvent •tre liées : au temps de résidence de l’eau d’in-filtration dans le karst (fonction notamment de l’intensité des précipitations, i.e. du taux de recharge ou de la quan-tité de précipitations efficaces) ; ˆ la précipitation de calcite dans des poches d’air de la zone vadose, au cours du cheminement de l’eau, en amont du spéléothème (prior calcite precipitation, favorisée lors des épisodes de sécheresse ou de faibles écoulements) ; ˆ une dissolu-tion préférentielle de Mg et de Sr par rapport au Ca (Banner et al., 1996 ; Bar-Matthews et al., 1991 ; Fairchild et al., 2000 ; Gonzales & Lohmann, 1988 ; Huang et al., 2001 ; McMillan et al., 2005 ; Musgrove & Banner, 2004 ; Roberts et al., 1998 ; Roberts et al., 1999 ; Verheyden et al., 2000). Concernant ce dernier point, il est lié notamment ˆ la différence de solubilité de la calcite et de la dolomite (la calcite se dissout plus rapide-ment). Ainsi, si l’eau traverse des niveaux de dolomite et de calcite, un temps de résidence plus long permet une plus forte dissolution de la dolomite et donc un enrichis-sement de l’eau en Mg²⁺. Dans le détail, la dissolution affecte d’abord la calcite et la dolomite, mais ˆ une vitesse beaucoup plus lente pour la dolomite. Cependant (si le temps de résidence de l’eau est suffisant), alors que

62la saturation de l’eau par rapport ˆ la calcite est atteinte, la dissolution de la dolomite se poursuit (incongruent dolomite dissolution). Ainsi, la concentration en Mg²⁺ augmente tandis que la concentration en Ca²⁺ est main-tenue constante par la précipitation de calcite. Parall•lement, le rapport Sr/Ca diminue car la dolomite contient généralement moins de Sr que la calcite. Cette dissolution se poursuit jusqu’ˆ ce que la saturation par rapport ˆ la dolomite soit atteinte (Fairchild et al., 2000 ; Hellstrom & McCulloch, 2000 ; Roberts et al., 1998). Le temps de contact de l’eau avec la roche peut varier égale-ment en fonction de son itinéraire. Celui-ci dépend de la profondeur de la cavité et de la nature du syst•me de drainage. Des travaux ont montré que la structure de drainage de la zone d’infiltration du karst est hiérar-chisée et peut se diviser en deux syst•mes : un syst•me transmissif et un syst•me capacitif (Bakalowicz, 1995 ; Delannoy et al., 1999 ; Destombes et al., 1997 ; Perrette, 1998). L’importance de chacun sur le drainage des eaux météoriques varie notamment en fonction de la quantité de précipitations efficaces (i.e. lorsque le syst•me de microfissures est saturé, les conduits plus larges pren-nent en charge l’excédent d’eau et l’évacuent plus rapi-dement). La vitesse de circulation dans ces deux syst•mes étant radicalement différente, le contenu en éléments traces des eaux issues de chacun sera égale-ment différent, et par conséquent, des spéléothèmes contemporains alimentés par ces sources enregistreront des informations différentes. De même, un spéléothème alimenté par des eaux empruntant plus ou moins l’un des deux syst•mes enregistrera des variations saisonni•res de concentration en éléments traces. Ces études démontrent l’importance du temps de résidence et du cheminement de l’eau dans la zone vadose du karst sur la concentration en éléments traces ou sur les rapports entre éléments traces et calcium.

63Des processus de surface peuvent également intervenir sur la composition chimique des eaux d’infiltration et donc sur celle des spéléothèmes. Ainsi, les changements d’acidité, de concentration en CO₂ et de chimie orga-nique du sol, conduits pas des changements d’activité de la végétation, exercent une influence sur le contenu en éléments traces des eaux d’infiltration (Hellstrom & McCulloch, 2000). L’intensité des précipitations influence également la contribution relatives du sol ou de l’encaissant. Par exemple, ˆ Soreq (Isra‘l), les concentra-tions en Sr, Ba et U atteignent des valeurs minimales durant les épisodes les plus humides car le sol est érodé et le calcaire encaissant contribue davantage. Au contraire, pendant les épisodes froids et secs, les concen-trations en éléments traces augmentent du fait d’une plus grande contribution des sources exog•nes, telles que les poussi•res éoliennes et embruns marins, et d’une contri-bution plus faible de l’encaissant (Ayalon et al., op. cit. ; Bar-Matthews et al., op. cit.). L’importance des sources exog•nes a également été soulignée lors de l’étude d’une stalagmite de Tasmanie qui présente une distribution bimodale du Sr. Celle-ci est expliquée par des change-ments rapides de direction des vents forts dominants, qui contr™lent la contribution en Sr par des poussi•res

64terrestres déposées au-dessus de la grotte, en supplément

• la source locale, le calcaire encaissant (Goede, 1994 ; Goede et al., 1998).

65Les spéléothèmes présentent également des variations en éléments traces annuelles ou sub-annuelles. Cette cyclicité peut permettre de calculer le taux de croissance (voire de dater le début de croissance) des spéléothèmes en l’absence de lamines visibles (Borsato et al., 2007 ; Fairchild et al., 2001 ; Huang et al., 2001 ; Kuczumow et al., 2003 ; McMillan et al., 2005). L’origine de cette saisonnalité est variable selon l’élément considéré. Les principaux facteurs discutés ci-dessus, qui gouvernent les variations de concentration en éléments traces sur de longues échelles de temps, exercent également leur influence ˆ l’échelle annuelle ou sub-annuelle. Sur ces échelles de temps, des éléments tels que H, F, P, U, Ba, Na, peuvent présentent un intér•t particulier. Par exemple, Na et Ba semblent affectés par la vitesse de croissance du spéléothème (Fairchild et al., 2001 ; Treble et al., 2003), tandis que le P semble refléter la producti-vité végétale en surface, déterminée, selon les régions, par la température ou les précipitations saisonni•res. (Baldini et al., 2002 ; Fairchild et al., 2001 ; Huang et al., 2001 ; Treble et al., 2003). Davantage de données de terrain et expérimentales sont nécessaires pour mieux cerner les modalités de leur incorporation dans la calcite.

664.2.3 - Isotopes du strontium et de l’uranium

67Des formations rocheuses différentes ont généralement des valeurs de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr distinctes, ce qui fait de ce rapport isotopique un traceur efficace des sources de Sr. Le ⁸⁷Sr est produit par la désintégration du ⁸⁷Rb en 5.10¹⁰ ans. Le rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr d’un minéral dépend donc des rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et ⁸⁷Rb/⁸⁷Sr initiaux ainsi que de son âge. Parce que les isotopes du Sr ne sont pas fractionnés par des processus naturels, les variations du rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr au sein d’un syst•me hydrologique peuvent renseigner sur les sources de Sr, sur les différents processus de mélange et sur les taux d’érosion (cf. réfé-rences dans Verheyden, 2001).

68De la même mani•re, les isotopes de l’uranium ne sont a priori pas fractionnés par les processus naturels tels que la précipitation de la calcite et, si de tels fractionnements existaient, ils seraient compensés lors de l’analyse par normalisation avec le rapport naturel ²³⁸U/²³⁵U (Hellstrom

• McCulloch, 2000). Le ²³⁴U/²³⁸U initial des spéléo-th•mes refl•te donc celui des eaux d’alimentation et peut •tre utilisé comme indicateur paléoenvironnemental.

69Ainsi, des variations de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et de ²³⁴U/²³⁸U mesurées dans des spéléothèmes de Soreq ont été attri-buées ˆ des différences de taux d’altération de l’encais-sant carbonaté en liaison avec l’intensité des précipitations (Ayalon et al., 1999 ; Bar-Matthews et al., 1999). Durant la derni•re glaciation, période froide et

70s•che, les rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et ²³⁴U/²³⁸U sont plus élevés. Ils refl•tent une contribution relative plus importante de sources exog•nes de Sr (embruns marins, poussi•res terrestres éoliennes) et une plus grande proportion rela-tive d’uranium provenant du lessivage des particules du sol. Au contraire, durant l’Holoc•ne, période plus chaude

71et humide, les rapports isotopiques du Sr et de l’U dimi-nuent, témoignant d’une augmentation de l’altération de l’encaissant dolomitique et de sa contribution relative aux apports de Sr et d’U (Ayalon et al., op. cit. ; Bar-Matthews et al., op. cit. ; Kaufman et al., 1998).

72D’autres auteurs ont interprétés des changements de ²³⁴U/²³⁸U dans les spéléothèmes en termes de change-ments hydrologiques. Par exemple, les variations de ²³⁴U/²³⁸U observées dans un spéléothème de Nouvelle Zélande, sont influencées de mani•re prédominante par les changements de taux de précipitations efficaces au-dessus de la cavité et par la nature du cheminement de l’eau (Hellstrom & McCulloch, 2000). De même pour le ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, il appara”t dans des spéléothèmes de la Barbade que les variations de ce rapport renseignent sur le taux de recharge du karst et le cheminement de l’eau. Ainsi, les rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr diminuent lors des périodes de fortes précipitations, ce qui peut •tre associé ˆ une circulation plus rapide de l’eau dans les conduits et donc ˆ une durée d’interaction entre l’eau et l’encaissant plus courte (Banner et al., 1996). Les variations de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr mesu-rées dans de la calcite secondaire d’horizons de lÏss et de paléosols en Chine indiquent également l’intensité de l’altération chimique associée ˆ la Mousson d’été en Asie de l’Est (Yang et al., 2000).

73En complément ˆ l’étude des variations de concentra-tion en Sr dans les eaux de percolation, les rapports isotopiques ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr peuvent permettre d’identifier des changements de sources. L’exemple des spéléothèmes de Soreq a déjˆ été cité plus haut (Ayalon et al., op. cit. ; Bar-Matthews et al., op. cit.). Dans des spéléothèmes de la Barbade, Banner et al. (1996) suspectent que le chan-gement de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr durant les périodes s•ches est dž pour partie ˆ l’accumulation accrue de sels d’embruns marins, dont le ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr est élevé. L’analyse des rapports isoto-piques du Sr a également permis de mettre en évidence des changements de direction des vents forts dominants qui contr™lent l’apport de poussi•res terrestres au-dessus d’une cavité de Tasmanie (Goede, 1994 ; Goede et al., 1998). Enfin, l’enregistrement du ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr dans un spéléothème de Jérusalem refl•te les variations de flux de poussi•res du Sahara vers l’est de la Méditerranée (Frumkin & Stein, 2004).

744.3 - PROXIES PALéOENVIRONNEMENTAUX PIèGéS EN COURS DE CROISSANCE

75Les proxies paléoenvironnementaux présentés dans cette partie ne participent pas ˆ l’édification du réseau cristallin. Il s’agit d’inclusions interstitielles, de parti-cules piégées au cours de la formation du spéléothème.

764.3.1 - Mati•re organique

77L’incorporation de mati•re organique dans les spéléo-th•mes est étudiée notamment ˆ travers l’analyse de leur luminescence. L’absorption d’une énergie d’excitation par un atome conduit ˆ élever les électrons d’un état de repos ˆ un état d’excitation. Lorsque ces électrons reviennent ˆ un niveau plus bas, ils émettent de la lumi•re. Si cette émission se produit seulement pendant l’excitation, elle

78est appelée ÇfluorescenceÈ tandis que si elle se produit plus tard (quelques secondes ou minutes apr•s l’excita-tion), elle est appelée ÇphosphorescenceÈ (Shopov, 2004). En fonction de la source d’excitation, il existe différents types de luminescence. La méthode d’excitation la plus simple et efficace, qui est aussi généralement celle employée pour les spéléothèmes, est l’irradiation par de la lumi•re ultraviolette (UV), produisant de la Çphotolumi-nescenceÈ. La couleur de la luminescence varie avec le type de centres de luminescence, tandis que son intensité est fonction de la concentration en centres de lumines-cence (Shopov, op. cit.). L’origine de la luminescence dans les spéléothèmes est variable. Ainsi, Shopov (op. cit.) liste 6 types de luminescences dans les spéléothèmes en fonc-tion du type de centres de luminescence et de leur incor-poration dans le minéral. Parmi ceux-ci, le plus courant pour des minéraux formés ˆ des températures de grottes normales, est la luminescence des molécules, des ions ou radicaux adsorbés sur les cristaux. Ces molécules peuvent •tre organiques ou inorganiques. Certains éléments traces et terres rares produisent de la luminescence lorsqu’ils sont co-précipités avec de la calcite (Mason & Mariano, 1990; Richter et al., 2004; Terakado & Masuda, 1988). Néanmoins, van Beynen et al. (2001) montrent que la fluorescence des spéléothèmes est essentiellement produites par les substances humiques.

79Les molécules organiques présentes dans les spéléo-th•mes sont principalement des acides humiques et fulviques (White & Brennan, 1989), sous forme de sels de calcium (Shopov, 2004). Leur identification s’est d’abord inscrite dans le débat concernant l’origine de la couleur des spéléothèmes. Selon une opinion communé-ment admise, les couleurs jaune et brun orangé des spéléothèmes ont longtemps été attribuées ˆ la présences d’oxydes et d’hydroxydes de fer, jusqu’ˆ ce que Gascoyne (1977) sugg•re qu’elles sont dues ˆ des substances organiques provenant des sols sus-jacents. Cette hypoth•se a été vérifiée peu de temps apr•s par des mesures spectrométriques (White, 1981) et par l’extrac-tion chimique de mati•re humique des spéléothèmes (Lauritzen et al., 1986). Les substances humiques indui-sent également une certaine phosphorescence des spéléo-th•mes (White, 1986). Ces derni•res sont un mélange de structures moléculaires qui varient d’un échantillon ˆ l’autre. Il appara”t que l’acide fulvique a généralement l’intensité de luminescence la plus forte (van Beynen et al., 2001 ; White, 2004 ; White & Brennan, 1989). La caractérisation des acides organiques des spéléothèmes et des eaux de percolation montre que les composés luminescents proviennent du sol sus-jacent et que leurs propriétés sont influencées par divers facteurs, en parti-culier le type de sol et son degré d’humification, la végé-tation et le climat (Baker et al., 1996b ; Baker & Genty, 1999 ; McGarry & Baker, 2000 ; Perrette et al., 2005).

• l’échelle microscopique, sur section polie, l’intensité de luminescence montre une structure laminée (non visible ˆ l’Ïil nu) parall•le aux lamines de croissance, lorsque ces derni•res existent (Shopov & Dermendjiev, 1990). Des lamines de luminescence forte alternent avec des lamines de luminescence faible. Leur épaisseur est

80comparable ˆ celle des lamines de croissance. Il a été établi que, comme ces derni•res, les bandes lumines-centes représentent un enregistrement saisonnier (souvent une alternance par année) (Baker et al., 1993a ; Perrette et al., 1999 ; Shopov et al., 1994). Leur dénombrement peut ainsi s’avérer utile pour mesurer le taux de croissance annuel des spéléothèmes ou pour leur datation (en parti-culier si le concrétionnement est toujours actif) dans les cas o• les lamines de croissance ne sont pas visibles.

81L’intensité de luminescence se corr•le notamment avec l’exc•s de précipitation et le taux de dégradation de la mati•re organique dans les sols sus-jacents (Baker et al., 1996b ; Baker et al., 1999 ; Charman et al., 2001 ; Perrette et al., 2000). Les lamines aux intensités les plus fortes se formeraient donc ˆ partir des eaux d’automne et d’hiver, alors que la quantité de précipitations efficaces augmente, lessivant davantage de mati•re organique (Baker et al., 1996a ; Baker et al., 1997 ; Genty et al., 1997a ; White, 2004). Toutefois, ces eaux sont parfois stockées dans l’aquif•re pendant plusieurs mois avant d’alimenter la formation des spéléothèmes, ce qui peut décaler la saison de précipitation des lamines les plus luminescentes (Baker et al., 2000). Il n’y a donc pas de corrélation systématique entre lamine luminescente et lamine visible (Perrette et al., 1997b).

82Par ailleurs, les variations d’intensité de luminescence peuvent •tre affectées par les propriétés optiques de la calcite, en particulier par les variations de porosité (McGarry & Baker, 2000). Ainsi, sur de longues échelles de temps, l’analyse des variations de longueurs d’onde de fluorescence sont privilégiées. Elles refl•tent les changements de sol et de végétation ˆ long terme et les changements de température et d’exc•s d’eau (qui affecte le temps de résidence des molécules organiques dans le sol ; Baker & Genty, 1999 ; McGarry & Baker, 2000 ; Perrette et al., 2000).

834.3.2 - Pollens

84Une des limitations majeures associées ˆ l’étude des séquences polliniques continentales est le fait qu’elles ne peuvent •tre datées de mani•re fiable que jusqu’ˆ environ 40 ka par le ¹⁴C. Au-delˆ de cette limite, les enregistre-ments polliniques continus et bien datés sont rares. Ils sont plus généralement placés dans un cadre chronolo-gique par comparaison, de séquences ou d’événements, avec d’autres dép™ts ou calés par rapport aux param•tres orbitaux (Ç orbital tuning È) (e.g. Frogley et al., 1999 ; Kukla et al., 1997 ; S‡nchez Go–i et al., 2000 ; Turon et al., 2003 ; Tzedakis et al., 1997 ; Woillard, 1979). Parfois des couches de téphras permettent des datations radiomé-triques et fournissent ainsi quelques points de contr™le chronologique (e.g. Magri & Sadori, 1999 ; Pilcher, 2002 ; Reille & De Beaulieu, 1995 ; Tzedakis et al., 1997).

85Les spéléothèmes peuvent •tre datés avec précision au moins jusqu’ˆ ~500 ka grâce ˆ la méthode U-Th (et au-delˆ avec la méthode U-Pb ; cf. supra) et plusieurs études ont démontré que l’on pouvait extraire des pollens en quantité suffisante pour permettre une reconstruction de la paléovégétation (Bastin, 1978, 1982, 1990 ; Bastin & Quinif, 1993 ; Burney et al., 1994 ; Lauritzen et al., 1990 ;

86Paquereau, 1976). Dans certain sites, les spéléothèmes peuvent donc constituer une source de données polli-niques de fort potentiel procurant des enregistrements terrestres précisément datés pour des périodes sous-étudiées jusqu’ˆ présent (McGarry & Caseldine, 2004).

87Toutefois, un certain nombre de questions relatives au mode de transport de ces pollens jusque dans les spéléo-th•mes, ˆ leur représentativité par rapport ˆ la végétation de surface, ˆ leur conservation différentielle et aux biais liés ˆ la préparation des échantillons sont toujours discu-tées (Genty et al., 2001b ; McGarry & Caseldine, op. cit.). Quelques expérimentations ont fourni des résultats hétérog•nes (Bui-Thi Mai & Girard, 1988 ; Burney & Burney, 1993 ; Genty et al., op. cit.). Si des progr•s ont été réalisés en termes d’échantillonnage, de préparation et de compréhension de la taphonomie, les grains de pollen des spéléothèmes doivent cependant •tre inter-prétés avec précaution, en particulier s’ils proviennent de portions polluées par des particules détritiques (appor-tées par une rivi•re, lors d’une inondation ; Genty et al., op. cit.). Par ailleurs, leur concentration dans les spéléo-th•mes varie généralement entre 0 et 10 grains par gramme de calcite, jusqu’ˆ (exceptionnellement) quelques dizaines de grains par gramme lorsque les spéléothèmes se sont formés pr•s des entrées en présence de forts courants d’air (McGarry & Caseldine, 2004). La question est alors de savoir si la destruction par acidolyse du spéléothème est justifiée pour un rendement si faible (et aléatoire) et donc une interprétation tr•s délicate.

885 - AUTRES INFORMATIONS PONCTUELLEMENT FOURNIES PAR LES SPéLéOTHéMES

89Les spéléothèmes peuvent faire l’objet d’un grand nombre d’autres études que celles abordées jusqu’ici. Il s’agit généralement d’approches plus marginales, souvent liées ˆ un contexte ou un événement particulier, ou dont le potentiel de succ•s est soumis ˆ un certain nombre de facteurs extérieurs. Elles sont présentées dans cette section, qui ne se prétend pas exhaustif.

905.1 - TECTONIQUE ET SISMICITé

91Les bris et déplacements de concrétions ont souvent été attribués ˆ de l’activité sismique. Toutefois, des tests en laboratoire et des observations de terrains consécu-tives ˆ des séismes ont montré que les concrétions étaient plut™t résistantes et que seules les plus fines (fistuleuses, stalagmites allongées) subissaient des dégâts cosis-miques (Gilli, 2005). Ces derni•res constituent donc un outil intéressant pour l’étude de la paléosismicité d’une région puisque il est possible de dater les événements ˆ partir de la calcite. De plus, ces marques sont protégées de l’érosion dans l’endokarst. Cependant, l’hypoth•se d’une origine sismique n’est validée que sur la base d’une analyse systématique des anomalies ˆ l’échelle régionale (Dubois & Grellet, 1997). Les autres facteurs pouvant expliquer les anomalies de croissance et les

92cassures des concrétions sont variés : gravité, vanda-lisme, passage d’animaux, subsidence, décompression, fluage et compaction de sédiments, intrusion de glace dans le réseau karstique, tectonique et glacio-tectonique (Forti, 1997 ; Gilli, 2005). Le nombre de ces facteurs, leur juxtaposition dans les cavités et la ressemblance de leurs effets sur les concrétions rendent finalement assez délicate l’interprétation des cassures et anomalies.

935.2 - DATATION D’éLéMENTS Piégés ET DES éVéNEMENTS ASSOCIéS

94Lors de leur croissance, les spéléothèmes peuvent incorporer des éléments de différentes origines. En datant la calcite qui les contient, un âge pourra •tre attribué ˆ leur dép™t et parfois ˆ l’événement qui leur est associé.

95éruptions volcaniques :

96En fonction de la puissance de l’éruption et des courants atmosphériques, les cendres volcaniques peuvent parcourir des distances tr•s variables. L’étude géochimique de ces particules peut permettre de déter-miner leur origine (Juvigne & Gewelt, 1988). Les spéléo-th•mes enregistrent également les variations de concentration atmosphérique en aérosols sulfatés émis par l’activité volcanique (Frisia et al., 2005b) ou anthro-pique (Frisia et al., 2005a). Des refroidissements clima-tiques sont souvent associés aux pics d’activité volcanique explosive ainsi identifiés (Briffa et al., 2004 ; Davi et al., 2003 ; Frisia et al., 2005b ; Stuiver et al., 1995).

97Inondations :

98Des particules d’argiles sont mises en suspension lors de l’inondation de la cavité et constituent des rev•te-ments en surface des spéléothèmes submergés lors du retrait des eaux. Cette fine couche argileuse représentant l’événement peut •tre préservée dans la calcite lorsque la croissance du spéléothème reprend. Les stalagmites dont la croissance est continue pendant de longues périodes peuvent ainsi contenir un enregistrement détaillé des rythmes d’inondations (Dorale et al., 2005).

99Déforestation, agriculture et pâturage :

100Les déforestations peuvent avoir diverses origines, notamment le climat (fort refroidissement ou sécheresse durable), les incendies naturels ou provoqués (e.g. essar-tage) ou le déboisement pour le chauffage, la construc-tion, la fabrication de charbon ou la libération d’espace de pâture. Elles sont généralement suivies d’une déstabi-lisation du sol et d’une érosion accentuée. De même, l’agriculture et le surpâturage ont tendance ˆ augmenter l’érosion des sols. Les particules fines sont emportées en suspension dans les eaux de ruissellement ou sont lessi-vées par les percolations vers les vides hypogés. Ainsi, les spéléothèmes peuvent •tre davantage pollués par de fines particules détritiques en période de déstabilisation du sol (Jeannin et al., 2005). Dans une stalagmite du

101Vercors (Choranche), la pression humaine sur le milieu entre 1300 et 1900 environ a été mise en évidence par l’étude des inclusions d’argile et de charbon ainsi que des caractéristiques de la fabrique cristalline (Perrette, 2000 ; Perrette et al., 1997a). Cette pression consistait en des défrichements par essartage déstabilisant le sol, de l’activité charbonni•re et le fonctionnement de forges ˆ canons et d’autres industries écoulant le charbon produit.

102Fréquentation de la cavité par les hommes :

103Des charbons et composés organiques provenant de la combustion de bois dans des foyers ˆ l’intérieur de la cavité, peuvent •tre redéposés en surface de spéléo-th•mes (Gradziéski et al., 2003). Dans la mesure o• ces particules sont déposées secondairement sur les spéléo-th•mes, il n’est pas possible d’associer une lamine de ces dép™ts ˆ un événement d’occupation de la cavité, ni d’•tre sžr de leur âge (ˆ moins de pouvoir dater directe-ment les charbons par ¹⁴C).

104En revanche, la suie produite par des foyers ou des torches se dépose directement par voie aérienne et lors-qu’elle est retrouvée dans des spéléothèmes (ou sur les parois recouvertes de calcite), elle témoigne d’un épisode de fréquentation (Brochier, 1997 ; Genty et al., 1997b).

105Des particules de mangan•se ont également été retrou-vées dans des spéléothèmes, vraisemblablement dépo-sées lors de la réalisation d’Ïuvres pariétales par les hommes préhistoriques (stalagmite de la grotte de Villars ; Genty et al., 1997b).

106Vestiges archéologiques ou paléontologiques :

107Lorsqu’il ne s’agit plus seulement de particules témoi-gnant indirectement d’une activité humaine ou animale mais de vestiges, les concrétionnements servent encore souvent ˆ leur attribuer un âge. Si les vestiges sont piégés dans un spéléothème en cours de formation, la datation de la calcite de part et d’autre des objets permet de cerner avec une grande fiabilité l’âge du dép™t (Blackwell & Schwarcz, 1986 ; Schwarcz et al., 1979). Cette méthode est d’autant plus appréciable qu’elle n’est pas destructive pour l’objet daté et que la datation Th/U par TIMS ou MC-ICPMS peut s’appliquer sur de petites quantités de calcite, jusqu’ˆ environ 500 ka. En revanche, lorsque les vestiges sont distinctement postérieurs, antérieurs ou intercalés entre des épisodes de concrétionnement (e.g. planchers stalagmitiques dans une stratigraphie ; voile de calcite recouvrant des Ïuvres pariétales), la datation des spéléothèmes permet de leur attribuer un âge relatif (e.g. Blackwell et al., 1983 ; Couchoud, 2006 ; Falgu•res et al., 2004 ; Lisker et al., 2007 ; Plagnes et al., 2003 ; Shen et al., 2007). Cette approche peut néanmoins donner des résultats tr•s satisfaisants, d’autant qu’elle est parfois la seule applicable ou la plus fiable. Enfin, en datant des concrétions formées sur des remplissages sédimentaires obstruant l’acc•s ˆ des vestiges archéologiques ou ˆ des représentations pariétales, un âge minimum peut •tre donné ˆ la fréquentation de la cavité (e.g. grotte Chauvet ; Genty et al., 2005).

1085.3 - PALéOMAGNéTISME

109Les spéléothèmes peuvent contenir en petite quantité des grains de magnétite, commune dans tous les environ-nements, ou d’autres minéraux magnétiques plus rares. Lorsqu’ils se déposent, ces grains s’orientent (en décli-naison et inclinaison) vers les p™les magnétiques terrestres. Dans les spéléothèmes, cette position est ensuite préservée par la croissance cristalline (Latham et al., 1979). Les spéléothèmes qui contiennent suffisam-ment de matériel pour •tre mesuré par magnétométrie sont les plus Ç sales È (i.e. riches en particules détri-tiques ; Ford, 1997). En principe, le paléomagnétisme des spéléothèmes, associé ˆ des datations Th/U, pourrait maintenant •tre utilisé pour étudier le comportement du champ magnétique terrestre de mani•re détaillée durant les derniers 500 ka (Ford, op. cit.). Cependant, cette méthode présente des inconvénients (Latham et al., 1989) :

• la résolution peut varier au cours de l’enregistrement avec la vitesse de croissance du spéléothème ; elle dépend également de l’épaisseur de l’échantillon ;

• les âges et les taux de croissance calculés dépendent de la qualité des datations Th/U (probl•mes associés aux pollutions par des détritiques, ˆ la pauvreté en uranium, etc.) ;

• en général, il n’est pas possible d’avoir des enregis-trements continus tr•s longs.

110Par exemple, les tests réalisés ˆ la grotte de Villars sur un carottage de plancher et une stalagmite montrent qu’un signal n’est détectable qu’ˆ proximité des dép™ts argileux, c’est ˆ dire dans les zones les moins propices ˆ des datations Th/U de qualité (D. Genty, comm. pers.). En revanche, contrairement ˆ la plupart des dép™ts sédi-mentaires, les stalagmites ne semblent pas •tre sujettes ˆ des Ç erreurs È dépositionnelles et post-dépositionnelles. Cette méthode semble donc complémentaire ˆ l’utilisa-tion de séquences sédimentaires pour l’étude des varia-tions séculaires du paléomagnétisme (Latham et al., op. cit.). Enfin, l’enregistrement du paléomagnétisme d’un spéléothème peut permettre de le dater s’il est possible d’identifier des événements caractéristiques et de les comparer ˆ une courbe de référence régionale datée par Th/U (Latham et al., 1986 ; Latham et al., 1982).

1116 - CONCLUSION

112Les spéléothèmes constituent des archives paléoenvi-ronnementales remarquables pour le milieu terrestre. En effet :

• ils sont largement répartis sur les continents ;

• ils sont souvent bien préservés dans le milieu endo-karstique ;

• ils peuvent •tre datés précisément par des méthodes radiométriques, jusqu’ˆ environ 500 ka par la méthode U-Th ou plusieurs millions d’années par la méthode U-Pb;

• ils préservent une grande variété d’indicateurs sur le contexte climatique et environnemental de leur formation,

113notamment: distribution et intensité des concrétionne-ments, pétrographie (minéralogie, lamination, porosité, fabriques cristallines), éléments traces et mineurs, rapports isotopiques de l’uranium et du strontium ou de l’oxyg•ne et du carbone (ces derniers font l’objet d’un autre article, dans ce numéro), luminescence et pollens piégés;

• ils peuvent fournir des informations variées sur les paléoclimats, la végétation, l’hydrologie, le niveau marin, l’évolution du paysage, les actions humaines, etc. ;

• ils permettent d’aborder les variations paléoenviron-nementales ˆ long terme, grâce ˆ leur croissance continue et durable, mais également ˆ tr•s haute résolu-tion temporelle (jusqu’ˆ l’échelle saisonni•re) ;

• enfin, dans certains cas, ils permettent de dater indi-rectement des événements sismiques, des vestiges archéologiques, des épisodes sédimentaires ou kars-tiques, etc.

114Les spéléothèmes procurent donc des informations précieuses pour mieux conna”tre les paléoenvironne-ments continentaux ˆ l’échelle régionale ou globale et ˆ différentes échelles de temps. Ces archives peuvent ainsi contribuer ˆ une meilleure appréhension des milieux de vie des populations préhistoriques. De plus, leurs enre-gistrements peuvent permettent d’alimenter et de tester les mod•les climatiques de circulation générale et de mettre en relief des diachronismes entre les différentes composantes du syst•me climatique. Ils peuvent •tre utilisés pour améliorer le calage chronologique des événements climatiques enregistrés par les carottes marines (en particulier au-delˆ de la limite de datation

115par le ¹⁴C) et par les carottes de glace (au delˆ des limites du comptage des lamines annuelles), ainsi que de tous les enregistrements qui s’appuient sur ces chronologies.

116REMERCIEMENTS

117Je remercie vivement Dominique Genty, Russell Drysdale et deux relecteurs anonymes pour leurs commentaires constructifs.

118RéFéRENCES BIBLIOGRAPHIQUES

119

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