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Articles originaux

La chronologie IRSL des séquences lœssiques de l'est de la Roumanie

IRSL chronology of eastern Romanian loess sequences
Sanda Balescu, Michel Lamothe, Cristina Panaiotu et Cristian Panaiotu
p. 115-126

Résumés

La méthode de datation IRSL sur feldspaths alcalins (40-60μm) est appliquée aux lœss du Pléistocène supérieur et moyen récent (< 300 ka) de deux séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie, à Mircea Voda et à Mostistea, dans la continuité des datations IRSL réalisées à Tuzla dans la même région (Balescu et al., 2003). L’ensemble des âges IRSL obtenus, corrigés pour le fading, confirme que les lœss L1, L2 et L3 se sont mis en place dans le sud-est de la Roumanie au cours des trois derniers cycles glaciaires du Pléistocène (MIS 2 à 4, MIS 6, MIS 8) et que le sol du Dernier Inter- glaciaire dont la position stratigraphique était controversée, correspond au pédocomplexe S1. Ces résultats impliquent la validité d’une chronologie longue au détriment d’une chronologie courte dans laquelle les pédocomplexes S1 et S2 étaient attribués au Dernier Glaciaire (Conea, 1969). Cela amène donc à reconsidérer la chronologie des occupations de plein air du Paléolithique moyen de la Roumanie qui jusqu’à présent, a été limitée au dernier cycle glaciaire. Enfin, ces résultats IRSL confirment que le début de la sécheresse en contexte interglaciaire dans le sud-est de la Roumanie, attesté par l’apparition du premier pédocomplexe steppique de type chernozem (S2) au sein des séquences lœssiques, remonte au MIS 7.

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Texte intégral

Nous remercions vivement Michelle Laithier (UQAM, Montréal) pour la réalisation des figures, ainsi que les trois relecteurs dont Olivier Moine pour leurs commentaires très constructifs.

1 - Introduction

1Les lœss de l’est de la Roumanie appartiennent à un vaste domaine lœssique qui s’étend de l’Ukraine à la Serbie, dans le prolongement des lœss de la Plaine russe (fig. 1). Ces dépôts lœssiques qui bordent le bas Danube et la Mer Noire occidentale (fig. 2), sont remarquables par leur continuité et leur extension géographique et chronologique. La sédimentation lœssique y aurait débuté il y a environ 1 Ma (Dodonov et al., 2006). L’inversion Bruhnes‑Matuyama (B/M) a été identifiée à la base des séquences lœssiques en Roumanie, à Tuzla (J. Hus, 2001, comm. pers.), en Bulgarie, à Viatovo (Jordanova & Petersen, 1999 a, b ; Jordanova et al., 2008). Par contre, en Serbie à Stari Slankamen (Hambach et al., 2009), en Moldavie et dans le sud de l’Ukraine, à Novaya Etuliya et Roxolany (Dodonov et al., 2006 ; Gendler et al., 2006), les enregistrements lœssiques remontent à l’événement Jaramillo soit 0,99- 1,07 Ma.

2Les séquences lœssiques d’Europe Centrale à l’est des Carpates, dans les bassins du Dnieper, du Dniester et du bas Danube (fig.2), constituent de précieuses archives paléoclimatiques et paléoenvironnementales du Pléistocène moyen et renferment d’importants gisements paléolithiques (Boguckyj et al., 2009 ; Chabai et al., 2004 ; Paunescu, 1999 a, b ; Sytnik, 2000). La chronologie des lœss y est toutefois encore très débattue et fort controversée (Dodonov et al., 2006). Pour les lœss du dernier cycle glaciaire jusqu’à 40‑50 ka, un premier schéma chronostratigraphique de référence a été proposé par Haesaerts et al. (2003). Il repose sur une chronologie 14C à haute résolution établie sur charbon de bois, et couplée à une étude pédostratigraphique. Ce schéma s’appuie sur l’étude de trois séquences lœssiques complémentaires: Mitoc Malu Galben, Cosautsi et Molodova (fig.2). La chronologie absolue des lœss du Pléistocène moyen par contre est encore très incertaine et sujette à controverse. La méthode 14C n’y est plus applicable et le matériel datable par les méthodes U/Th, RPE et K/Ar (ossements, émail dentaire, matériel volcanique) y est rare. Enfin, la méthode de datation par luminescence (TL/OSL) du quartz y est généralement inapplicable, le signal TL/OSL du quartz atteignant dans les lœss un seuil de saturation vers environ 100 ka. La luminescence (TL/OSL) des feldspaths dont le seuil de saturation est plus élevé, constitue donc une alternative à l’utilisation du quartz pour la datation des sédiments d’un âge supérieur à 150 ka. Elle reste toutefois problématique et souvent délicate à appliquer en raison de l’instabilité du signal TL/OSL (appelée « fading ») qui engendre une sous-estimation systématique des âges TL/OSL et nécessite la mise en œuvre de procédures de correction.

3L’application de la technique classique des grains fins aux lœss du Pléistocène moyen récent du NW de la France (Debenham, 1985 ; Wintle et al., 1984 ; Wintle, 1985) et d’Europe Centrale à l’ouest des Carpates orientales, de la vallée du Rhin au bassin de la Tisa (fig. 2) (Frechen et al., 1997 ; Musson & Wintle 1994 ; Novothny et al., 2002 ; Packman & Grün, 1989 ; Singhvi et al., 1989 ; Zöller et al., 1994) ont montré que les âges TL et IRSL (forme particulière d’OSL, cf. Hütt et al., 1988) sur grains fins (4-11μm) étaient systématiquement sous-estimés et plafonnaient à 150-200 ka, n’autorisant dès lors aucune différenciation chronologique au sein du Pléistocène moyen. Une alternative à cette technique des grains fins a été proposée et développée par Balescu (1988, 2004). Elle repose sur l’analyse du signal TL/IRSL des grains de feldspaths alcalins (K-Na) plus grossiers (40-60 μm). Son application à plusieurs séquences lœssiques de référence du Nord-Ouest de l’Europe a démontré qu’il était possible de distinguer les lœss saaliens des stades isotopiques 6 et 8 et d’individualiser, au sein des lœss du stade isotopique 6, plusieurs générations lœssiques (Balescu, 1988, 2004 ; Balescu et al., 1988 ; Balescu & Tuffreau, 2004).

4Dans les années 1960, Conea (1969, 1970) a identifié en Roumanie sept unités lœssiques et six paléosols ou pédocomplexes intercalés sur plus de 20 m d’épaisseur. Cet enregistrement sédimentaire a donné lieu à deux interprétations. Une chronologie courte a été proposée par Conea qui situe le Dernier Interglaciaire dans le premier pédocomplexe brun-rouge à partir de la surface, qui a été ultérieurement dénommé S3 (Panaiotu et al., 2001) ; les deux pédocomplexes (S1 et S2) sus-jacents à S3 étant attribués au Dernier Glaciaire. Par contre, il semblerait d’après les variations de la susceptibilité magnétique mesurées au sein des séquences lœssiques de Mostistea (Panaiotu et al., 2001) et de Mircea Voda (Buggle et al., 2009 ; Timar et al., 2009) dans le sud-est de la Roumanie, que la pédogenèse du pédocomplexe le plus récent (sol S1 de type chernozem) soit attribuable au Dernier Interglaciaire ce qui implique une chronologie longue pour les séquences lœssiques à paléosols multiples de la Roumanie. Cependant, en l’absence de tout contrôle chronologique indépendant, cette dernière interprétation reste en grande partie spéculative.

5Si les longues séquences lœssiques des bordures occidentales et septentrionales de la Mer Noire qui couvrent tout le Pléistocène moyen ont fait l’objet de nombreuses études magnétostratigraphiques au cours de ces vingt dernières années, les applications de la luminescence y sont encore rares, voire inexistantes selon les régions. La validité des quelques âges TL obtenus pour les lœss du sud de l’Ukraine a été remise en question, ces derniers étant systématiquement sous-estimés dans des coupes comprenant plusieurs paléosols d’un âge postérieur à Brunhes/Matuyama, comme à Roxolany (Dodonov et al., 2006). En conséquence, le seul repère chronologique fiable actuellement disponible au sein des séquences lœssiques de Bulgarie, de Moldavie et du sud de l’Ukraine est la limite B/M. En Serbie, la séquence lœssique de Ruma a récemment fait l’objet d’une analyse aminostratigraphique (Markovic et al., 2006). En Roumanie par contre, on dispose depuis quelques années, d’une chronologie IRSL de référence pour les lœss du Pléistocène supérieur et moyen récent (Balescu et al., 2003). Celle-ci s’appuie sur la luminescence des feldspaths alcalins (40-60 μm). Elle a été testée à Tuzla (Dobroudja), dans les falaises de la Mer Noire qui entaillent des séquences lœssiques (fig. 3 et 4). Dans ce nouveau schéma chronostratigraphique, Balescu et al. (2003) montrent que les lœss L1, L2 et L3 se sont mis en place au cours des trois derniers épisodes glaciaires du Pléistocène (MIS 2-4, 6 et 8) et que le sol du Dernier Interglaciaire, dont la position stratigraphique était fort contestée, correspond au pédocomplexe S1.

6Plus récemment, la méthode OSL sur quartz a été appliquée à la séquence lœssique de Mircea Voda en Dobroudja (Timar et al., 2009). Les âges obtenus confirment que le lœss L1 s’est mis en place au cours du Dernier Glaciaire et que le pédocomplexe S1 correspond au Dernier Interglaciaire. Par contre, les âges OSL sur quartz, contrairement aux âges IRSL sur feldspaths, des lœss plus anciens (L2, L3, L4) plafonnent à 160 ka, n’autorisant dès lors aucune différenciation chronologique au sein des lœss du Pléistocène moyen.

7L’objet de cet article est de tester la reproductibilité et de démontrer la validité de la chronologie des lœss roumains proposée par Balescu et al. (2003) qui s’appuie sur l’IRSL des feldspaths alcalins (40-60 μm) en appliquant cette même méthode à deux autres séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie : Mircea Voda (Dobroudja) et Mostistea (plaine du bas Danube).

Fig. 1: Répartition des lœss en Europe avec délimitation de la région étudiée

Fig. 1: Répartition des lœss en Europe avec délimitation de la région étudiée

(modifié d’après R.F. Flint, 1971).

Fig. 2 : Carte de localisation.

Fig. 2 : Carte de localisation.

En caractères gras : séquences lœssiques datées par IRSL ; en caractère italique séquences lœssiques mentionnées dans le texte.

2 - Présentation des séquences étudiées

8Les séquences de lœss étudiées (fig. 4) qui peuvent atteindre jusqu’à 20 m d’épaisseur reposent sur un substrat constitué soit de calcaire Miocène à Tuzla et à MirceaVoda, soit de sables fluviatiles ou d’argiles lacustres du Pléistocène inférieur à Mostistea. D’après les résultats des analyses géochimiques comparées des lœss d’Europe Centrale et de leurs matériaux sources potentiels (Buggle et al., 2008), les lœss du sud‑est de la Roumanie sont constitués d’apports allochtones (matériaux silteux glacio-fluviatiles issus des plaines d’épandages proglaciaires d’Ukraine) et d’apports locaux (alluvions du Danube) résultant de vents de secteur nord. Les dépôts lœssiques de l’est de la Roumanie, séparés de ceux du reste de l’Europe Centrale (Hongrie, Slovaquie, République tchèque, Autriche) par la chaîne des Carpates orientales (fig. 2), témoignent d’un contexte climatique plus aride (Bokhorst et al., 2009 ; Buggle et al., 2009).

9La séquence de Mircea Voda, sur le plateau de la Dobroudja, est comparable à celle de Tuzla étudiée par Balescu et al. (2003). Elle présente une succession de six lœss (L1 à L6 ; épaisseur de 26 m) interstratifiés de six pédocomplexes (S1 à S6). Le sol de surface S0 et les pédocomplexes S1 et S2 sont des sols gris-brun de type chernozem (horizons Ah), caractéristiques d’environnements steppiques secs et arides. Les pédocomplexes S3 à S6 dans la partie inférieure de la séquence sont par contre des sols brun-rouge qui attestent d’un environne- ment forestier plus humide et plus chaud. Le lœss L1 renferme par ailleurs un paléosol de type chernozem faiblement développé (noté S-L1, fig. 4).

10La séquence de Mostistea, dans la plaine du Danube (épaisseur : 21 m) est caractérisée par une superposition de quatre lœss (L1 à L4) et quatre pédocomplexes interstratifiés (S1 à S4), sous le sol récent de surface (S0). Elle est similaire à celle observée dans la partie supérieure de Mircea Voda. Les pédocomplexes S1 et S2 sont des chernozems, S3 et S4 sont des sols brun-rouge forestiers. Le lœss L2 renferme par ailleurs un tuf volcanique (Panaiotu et al., 2001) (fig. 4).

11Enfin, la séquence de Tuzla montre une succession de sept lœss (L1 à L7) interstratifiés de sept pédocomplexes (S1 à S7) sur 20 m d’épaisseur (fig. 3 & 4) : S1 et S2 sont des chernozems, S3 à S6 sont des sols brun-rouge forestiers. Le lœss L1 renferme un chernozem faiblement développé (S-L1, fig. 3). L’étude magnétostratigraphique menée par Hus (2001, comm. pers.) a permis d’identifier au sein de cette série, l’inversion paléomagnétique B/M dans L7. La séquence lœssique de Costinesti, situé à environ 600 m au sud de Tuzla, dans le prolongement de la falaise bordant la Mer Noire, montre la même succession lithostratigraphique (L1 à L6 et S1 à S5) sur 12,5 m d’épaisseur. Elle n’a pas été datée par IRSL mais a fait l’objet d’une analyse de la susceptibilité magnétique (C. & C. Panaiotu, inédit).

12Au sein de chacune de ces séquences lœssiques, le pédocomplexe S2 regroupe trois horizons pédologiques superposés. Il renferme à sa base, deux chernozem séparés par un mince dépôt lœssique, le chernozem supé- rieur étant toujours le plus marqué. Ce dernier est surmonté d’un second dépôt lœssique et d’un chernozem plus faiblement développé (fig. 4).

13Les échantillons destinés à la datation IRSL ont été prélevés à Mircea Voda, Mostistea et Tuzla dans les unités L1, L2 et L3 constituées de lœss calcaires (15 à 20 % de CaCO3) homogènes, non remaniés et non pédogénéisés. En ce qui concerne L1, les prélèvements ont été effectués de part et d’autre du paléosol S‑L1.

14Pour tester la validité des âges IRSL, la méthode a été appliquée à titre comparatif au lœss récent L1, attribué au MIS 2, de deux séquences sédimentaires de l’Est de la Roumanie comprenant des industries lithiques du Paléolithique supérieur pour lesquelles on dispose de datations 14C sur charbon de bois. Le niveau paléolithique supérieur ancien de Giurgiu‑Malu Rosu (Alexandrescu et al., 2004 ; Paunescu, 2000), dans la plaine du Danube, a été daté à 21140 ± 140 et 22790 ± 130 années BP par 14C (dates non calibrées obtenues sur charbons de bois associés à un foyer). L’échantillon de lœss MALU 1 (Balescu et al., 2003) a été prélevé 20 cm sous le niveau archéologique. Le second échantillon IRSL de contrôle (MITO 4c in Tuffreau et al., 2009) provient de la séquence de Mitoc Malu Galben (nord-est de la Roumanie, vallée du Prut) qui renferme plusieurs couches à industries lithiques attribuables à de l’Aurignacien et à du Gravettien (Chirica, 2001 ; Otte et al., 2007). L’échantillon MITO 4c a été prélevé dans l’unité 4c (Haesaerts et al., 2003) du Pléniglaciaire supérieur. Il s’agit d’un dépôt lœssique homogène, purement éolien, qui incorpore des niveaux d’occupation gravettienne (assemblage gravettien IV). L’âge de ce dépôt est contrôlé par des dates 14C non calibrées sur charbon de bois: 23830 ± 330 et 23650 ± 400 années BP (Haesaerts et al., 2003).

Fig. 3 : La séquence lœssique de Tuzla (Dobroudja).

Fig. 3 : La séquence lœssique de Tuzla (Dobroudja).

L1, L2, L3 : unités lœssiques; S-L1 et S1 à S6 : paléosols.

Fig. 4 : Lithostratigraphie, résultats IRSL et interprétation chronostratigraphique des séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie: Tuzla (Balescu et al., 2003), Mircea Voda et Mostistea (cette étude).

Fig. 4 : Lithostratigraphie, résultats IRSL et interprétation chronostratigraphique des séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie: Tuzla (Balescu et al., 2003), Mircea Voda et Mostistea (cette étude).

Enregistrement de la teneur en poussière de la carotte glaciaire de Vostok (Petit et al., 1998) et courbe δ18O SPECMAP (Imbrie et al., 1984). • Position des échantillons IRSL.

3 - Méthodologie

15La méthode de datation IRSL mise en œuvre repose sur l’analyse du signal IRSL des feldspaths alcalins grossiers (densité < 2,58 g.cm-3) : 40-60 μm (Tuzla, Mostistea) ou 60-80 μm (Mircea Voda, Mitoc). La paléodose (dose totale, dénommée De, de radiation reçue par le minéral depuis son enfouissement) est estimée par la méthode des doses γ additives (MDA) appliquée à des aliquotes multiples: différentes aliquotes multigrains (20 mg) d’un même échantillon sont irradiées à température ambiante au moyen d’une source γ de 60Co. Les aliquotes sont ensuite préchauffées à 160°C pendant 10 heures. Les contributions des rayonnements externes (α β et γ) et internes (β) à la dose annuelle (Da) sont calculées à partir des teneurs en U, Th et K du sédiment et des teneurs en K interne des grains qui ont toutes été mesurées par activation neutronique. La contribution du rayonnement cosmique est calculée à partir des données de Prescott & Hutton (1994) en tenant compte des profondeurs actuelles des échantillons. La teneur en eau estimée correspond à la moyenne entre la teneur en eau actuelle et la teneur à saturation. L’équilibre radioactif a été contrôlé par spectrométrie gamma (Balescu et al., 2003).

16Pour tester l’efficacité de la remise à zéro de la luminescence des feldspaths au moment du dépôt, la technique de l’aliquote unique, la technique « SAR » (« Single-aliquot regenerative-dose technique »), développée par Murray & Wintle (2000) et adaptée aux feld-spaths par Lamothe (2004) a été mise en œuvre à Tuzla et Mostistea en appliquant des doses β de régénération sur des aliquotes uniques multigrains (10 à 30 grains par aliquote) en utilisant une préchauffe de 250°C pendant 1 minute (pour la dose régénérée et la dose test). Cette méthode utilisée dans le laboratoire de Montréal depuis le début des années 2000, s’est révélée appropriée pour de nombreux projets de datation (e.g. Auclair et al., 2003 ; Huot & Lamothe, 2003), ainsi que pour les lœss de Tuzla (Balescu et al., 2003).

17Les courbes de croissance MDA et SAR des lœss de Mostistea et de Mircea Voda sont semblables à celles des lœss de Tuzla reproduites dans Balescu et al. (2003). Cette similitude reflète l’homogénéité de la composition minéralogique et chimique des feldspaths alcalins de cette région.

18Les âges IRSL mesurés sont stratigraphiquement cohérents mais systématiquement sous-estimés. Cette sous-estimation qui croît avec l’âge résulte de l’instabilité du signal TL/IRSL des feldspaths (« fading ») qui se traduit par une perte spontanée de signal au cours du temps. Deux formes d’instabilité ou de fading ont été décrites: le fading thermique à long terme (« long-term thermal emptying» : Mejdahl, 1988, 1989) et le fading athermique aussi appelé fading anormal (« anomalous fading » : Wintle, 1973). Dans le cas du fading thermique à long terme, la perte d’électrons au sein des pièges profonds résulte d’une désexcitation thermique spontanée à température ambiante au cours de l’enfouissement. D’après Mejdahl (1988,1989) la durée de vie réelle des électrons dans les pièges profonds est systématiquement inférieure à la durée de vie théorique prédite par les études cinétiques. Le signal de luminescence des feldspaths atteindrait donc dans l’environnement naturel un seuil au-delà duquel un état d’équilibre s’établit : le nombre d’électrons accumulés dans les pièges étant égal au nombre d’électrons libérés par effet thermique (ou fading). Ce seuil est inférieur au niveau de saturation observé en laboratoire. Son apparition impose donc une limite sur l’âge maximum qui peut être obtenu. Le fading anormal par contre, est lié à un processus athermique de mécanique quantique (« effet tunnel » ; Visocekas, 1979). Il se traduit par une décroissance logarithmique du signal avec le temps (Aitken, 1985 ; Spooner, 1992 ; Huntley & Lamothe, 2001). Plusieurs protocoles ont été proposés pour réduire l’effet du fading ou le corriger.

19Dans le cadre de cette étude, les lectures IRSL ont été réalisées 12 mois après l’irradiation en laboratoire pour réduire les effets du fading anormal (Spooner, 1992). La correction de Huntley & Lamothe (2001) pour le fading anormal par contre, n’a pas été mise en œuvre ici, celle-ci ne s’appliquant qu’à des sédiments d’âge inférieur à 50 ka dont le signal IRSL naturel est situé dans la zone linéaire de la courbe de croissance. Son application aux lœss L2 et L3 de Tuzla (Balescu et al., 2003) s’est en effet révélée insuffisante. Les âges IRSL mesurés ont ensuite été corrigés pour le fading à long terme en utilisant la procédure proposée par Mejdahl (1988, 1989). Notons que la correction de Wintle (1990) pour le fading à long terme, appliquée à titre comparatif par Balescu et al. (2003) aux lœss de Tuzla, n’a pas été mise en oeuvre ici, celle-ci ne prenant pas en compte la dose annuelle des échantillons. La procédure corrective de Mejdahl repose sur l’évaluation de la durée de vie thermique (τ2) réelle du signal de luminescence. Ce paramètre τ2 est estimé sur des feldspaths d’âge infini (Pléistocène inférieur ou Tertiaire) qui ont atteint leur seuil d’équilibre thermique et dont la provenance géologique et géographique est identique à celle des échantillons à dater. Dans la présente étude, le paramètre τ2 est estimé sur les feldspaths alcalins de l’échantillon TUZ7, prélevé dans le lœss L7 sous la limite B/M (fig. 4). Tous les échantillons de lœss de l’est de la Roumanie reportés dans le tableau 1, y compris TUZ 7, montrent les mêmes courbes de croissance (MDA) comme l’atteste la similitude du terme exponentiel (B) de la fonction exponentielle utilisée pour l’ajustement de leurs courbes de croissance (paramètre B de Mejdahl, 1988). La valeur moyenne du paramètre B dans cette région est estimée à B = 0,0015 ± 0,002. La durée de vie (τ2) est estimée à 467 ± 33 ka en se référant à l’équation (7) de Mejdahl (1988). Les âges IRSL mesurés sont ensuite corrigés en utilisant l’équation (8) de Mejdahl (1988). Notons cependant que l’âge IRSL de TUZ 7 (271 ± 39 ka) ne peut être corrigé, cet échantillon ayant atteint son seuil d’équilibre. Cet âge IRSL fixe donc l’âge maximum accessible par la méthode IRSL des feldspaths alcalins pour les lœss de cette région.

4 - Présentation et discussion des résultats de la datation IRSL

20Les résultats de la datation IRSL des lœss de Roumanie sont présentés dans le tableau 1. La faible dispersion des paléodoses (De) estimées par la technique « SAR » à Tuzla et à Mostistea (σ est compris entre 3 et 8 %, n=24) suggère que la remise à zéro du signal IRSL des feldspaths au moment du dépôt a été très efficace, condition essentielle à l’application de la méthode.

21Les âges IRSL du lœss L1 (MIS 2) contenant des niveaux du Paléolithique supérieur à Giurgiu‑Malu Rosu (Balescu et al., 2003) et à Mitoc Malu Galben (Tuffreau et al., 2009) sont cohérents avec les âges 14C non calibrés sur charbon de bois sachant que vers 20.000 ans BP les dates 14C sont rajeunies de quelque trois millénaires (Evin & Oberlin, 2001). Les âges IRSL des échantillons (TUZ-1, MOST-1, MIVO-1), prélevés dans le lœss L1 de part et d’autre du paléosol S-L1, sont cohérents avec les âges OSL sur quartz obtenus pour le lœss L1 à Mircea Voda (Timar et al., 2009) et confirment l’attribution du paléosol S-L1 au MIS 3 (Timar et al., 2009 ; Buggle et al., 2009). L’âge OSL de l’échantillon prélevé à la même profondeur que MIVO-1 au-dessus du sol S-L1 est de 21 ± 3 ka ; les échantillons sous-jacents au sol S-L1 ont donné des âges OSL sur quartz variant de 61 ka à 68 ka. Cette concordance des données radiométriques (14C, IRSL, OSL) au sein de L1 confirme l’efficacité de la remise à zéro du signal IRSL des feldspaths au moment du dépôt du lœss et démontre la validité des âges IRSL.

22L’ensemble des âges IRSL corrigés obtenus à Mostistea et à Mircea Voda sont stratigraphiquement cohérents et comparables à ceux de Tuzla (fig. 5) ; ils confirment que les lœss L1, L2 et L3 de ces séquences lœssiques se sont mis en place au cours des trois derniers épisodes glaciaires du Pléistocène (MIS 2 à 4, MIS 6, MIS 8) et que le sol du Dernier Interglaciaire dont la position stratigraphique était controversée, correspond bien au pédocomplexe S1. La cohérence stratigraphique des résultats valide donc la chronologie IRSL des lœss du sud-est de la Roumanie proposée antérieurement (Balescu et al., 2003). Il est par ailleurs intéressant de signaler que cette chronologie IRSL est en accord avec les résultats de l’analyse aminostratigraphique de la séquence lœssique de Ruma (Markovic et al., 2006). Celle-ci est caractérisée par une superposition de quatre lœss (L1 à L4) et trois pédocomplexes interstratifiés (V-S1 à V-S3). Les valeurs du rapport Alloisoleucine/ Isoleucine mesuré sur gastéropodes suggèrent une mise en place des lœss L1, L2 et L3 au cours des MIS 2-4, 6 et 8. Notons enfin que le tuf volcanique identifié dans le lœss L2 à Mostistea (Panaiotu et al., 2001) est équivalent de par sa position stratigraphique à celui observé dans le lœss L2 des séquences lœssiques serbes telles qu’à Batajnica (Buggle et al., 2009 ; Markovic et al., 2009).

23Les résultats de la présente étude confirment que la méthode de datation IRSL sur feldspaths alcalins (K‑Na) grossiers accompagnée de la procédure corrective de Mejdahl (1988, 1989) pour le « fading à long terme », permet une discrimination chronologique entre les lœss des stades isotopiques 6 et 8, alors que la technique IRSL sur grains fins de feldspaths indifférenciés (mélange de feldspaths alcalins et plagioclases) appliquée aux lœss d’Europe centrale à l’ouest des Carpates (Hongrie et République tchèque) plafonne à environ 200 ka. L’application simultanée de cette même méthode IRSL aux grains fins et aux feldspaths alcalins grossiers d’autres types de sédiments (lacustres, marins littoraux) incluant plusieurs sédiments d’âge infini (Balescu, 2004) a confirmé que les âges IRSL sur grain fin étaient systématiquement inférieurs à ceux sur feldspaths alcalins grossiers. Ces résultats suggèrent que le signal IRSL des grains fins est moins stable que celui des feldspaths alcalins grossiers tels que l’avaient déjà évoqué Li & Aitken en 1989. Cette différence de stabilité pourrait être attribuée selon nous à la présence au sein des échantillons de grains fins, de plagioclases calciques qui d’après les travaux de Spooner (1993) présentent des taux de fading anormal plus élevés que ceux des feldspaths alcalins. Des investigations IRSL complémentaires de plagio- clases calciques grossiers seraient nécessaires pour tester cette hypothèse.

24A Mostistea, les âges IRSL corrigés obtenus pour le lœss L2 (MOST-2.1 : 132 ± 4 ka et MOST-2.2 : 171 ± 22 ka) qui atteint ici 6 m de puissance, permet une différenciation chronologique au sein des lœss du MIS 6. Ces données IRSL suggèrent en effet une mise en place au cours de deux sous-stades distincts du MIS6, MIS 6.2 et 6.4, et donc l’existence d’au moins deux générations lœssiques. Une investigation IRSL complémentaire de L2 s’appuyant sur un plus grand nombre d’échantillons, couplée à une analyse sédimentologique et minéralogique détaillée de ce dépôt, devrait permettre de vérifier cette hypothèse. Il est toutefois intéressant de signaler que le caractère discontinu de la sédimentation lœssique au cours du MIS 6 est attesté par différentes études sur les séquences de Russie et du NW de l’Europe. Dans la Plaine d’Europe orientale (Russie), trois générations lœssiques successives ont été reconnues au sein des lœss de la glaciation du Dnieper (MIS 6) : le lœss Alabushevo rapporté au début de la glaciation du Dnieper, le lœss Tsna corrélé au stade du Dnieper qui correspond à la phase d’avancée maximale de l’inlandsis fenno-scandinave et enfin le lœss Mertsalovka rapporté au stade de Moscou qui est associé à la dernière phase d’avancée de l’inlandsis en retrait par rapport à celle du Dnieper (Faustov et al., 2009). En Europe du NW par ailleurs, trois générations lœssiques ont été individualisées au sein du MIS 6 sur base d’arguments chronologiques (TL et IRSL), chronostratigraphiques et sédimentologiques (minéraux lourds et faciès TL) (Balescu 1988 ; Balescu et al., 1988). Ainsi par exemple, au sein de la séquence lœssique saalienne de Cagny‑la‑Garenne, près d’Amiens, dans la vallée de la Somme, considérée comme une séquence de référence pour les lœss saaliens (MIS 6) du nord de la France, deux générations lœssiques y ont été identifiées (Balescu & Haesaerts, 1984). Il s’agit de deux dépôts lœssiques à faciès distincts : un lœss sableux non calcaire (LAS) surmonté d’un lœss calcaire (LAC) dont la partie supérieure est affectée par la pédogenèse éemienne (MIS 5e), ceux-ci étant séparés par un cailloutis renfermant une industrie épiacheuléenne. Les âges IRSL obtenus sur feldspaths alcalins grossiers (40-60 μm) corrigés pour le fading à long terme (LAC : 129 ± 12 ka et LAS : 190 ± 29 ka), suggèrent une mise en place au cours de deux sous-stades distincts du MIS 6 (Balescu, 1988, 2004 ; Balescu & Tuffreau, 2004). Il pourrait s’agir des MIS 6.2 et 6.6, en relation avec les phases d’avancées successives de l’inlandsis fenno-scandinave dans le Nord de l’Europe (stades de la Drenthe et de la Warthe, Ehlers et al., 1984). Notons enfin, que ce caractère discontinu de la sédimentation lœssique au cours du MIS 6 est cohérent avec l’enregistrement de la teneur en poussières éoliennes de la carotte glaciaire de Vostok (Petit et al., 1999) qui entre 200 ka et 135 ka présente plusieurs pics distincts correspondant à des augmentations de la charge éolienne (fig. 5).

25La présente étude fournit également de nouveaux éléments de réflexion pour la compréhension de l’évolution du climat et de l’environnement au Pléistocène moyen dans l’est de la Roumanie. Elle confirme que le début de la sécheresse en contexte interglaciaire dans le sud-est de la Roumanie, attesté par l’apparition du premier pédocomplexe steppique S2 de type chernozem au sein des séquences lœssiques remonte au MIS 7, ainsi que l’avait suggéré les premiers résultats IRSL obtenus à Tuzla (Balescu et al., 2003).

26Les séquences pédostratigraphiques (S0 à S6) du sud-est de la Roumanie sont comparables à celles décrites dans les lœss de Bulgarie à Koriten et à Viatovo (Jordanova & Petersen, 1999 a, b) et dans les lœss de Serbie à Ruma et à Batajnica (V-S0 à V-S6 en Vojvodina ; Markovic et al., 2006, 2009). Elles témoignent d’une même évolution climatique marquée par une augmentation progressive de l’aridité au cours des derniers 800 000 ans. Les pédocomplexes inférieurs (S3 à S6 ou V-S3 à V-S6) incluant chacun deux à trois horizons pédologiques superposés sont des sols brun-rouge forestiers, très rubéfiés et riches en hématite, à éluviation marquée (horizon Bt) et à teneur élevée en argile (kaolinite, smectite). Ces pédocomplexes révélateurs d’un environnement forestier chaud et humide sont surmontés par des pédocomplexes de type chernozem (S0, S1 et S2 ou VS0, VS1 et VS2) à montmorillonite, caractéristiques d’un environnement steppique aride. Une même succession de sols (PK1 à PK7) a été décrite en Moldavie et dans le sud de l’Ukraine (Velichko et al., 2009). Les analyses des argiles (Perederij, 2001), la micromorphologie (Tsatskin et al., 1998 ; Velichko et al., 2009) et les analyses palynologiques (Bolikhovskaya & Molodkov, 2006) de ces paléosols (PK1 à PK7) montrent une même tendance à l’aridification du climat au cours du Pléistocène moyen.

27Comme le montre la figure 5, les variations de la susceptibilité magnétique (SM), enregistrées au sein des lœss et paléosols de Mostistea (Panaiotu et al., 2001), de Mircea Voda (Buggle et al., 2009; Timar et al., 2009) et de Costinesti (C. & C. Paniotu, inédit), sont comparables à celles observées en Bulgarie à Koriten (Jordanova & Petersen, 1999 a, b), ainsi qu’en Serbie à Batajnica (Markovic et al., 2009). Au niveau des paléosols (S0 à S6 ou V-S0 à V-S6), on observe une augmentation de la SM consécutive à la néoformation de magnétite authigène d’origine pédogénique. A Mircea Voda et à Costinesti on observe également au sein de L1 une faible augmentation de la SM au niveau du sol interstadiaire S-L1 (Buggle et al., 2009 ; Timar et al., 2009). Ces variations de la SM qui témoignent d’importantes modifications des conditions paléoclimatiques (température et humidité), suggèrent que les sols S0, S1 et S2 dont les valeurs SM sont plus faibles que dans S3, se sont formés sous un climat plus sec que le sol brun-rouge sous-jacent (S3) (Jordanova & Petersen, 1999 a, b ; Panaiotu et al., 2001), ce qu’attestent également la nature des paléosols concernés.

28Au sein des séquences lœssiques roumaines, serbes et bulgares, le pédocomplexe S2 attribué au MIS 7, présente une même signature SM (fig. 5). Celle-ci est caractérisée par une succession de trois pics: un double pic relativement intense correspondant aux deux horizons chernozemiques inférieurs, suivi d’un pic distinct de plus faible intensité qui coïncide avec le chernozem supérieur faiblement développé. Cette tripartition du pédocomplexe S2 semble par ailleurs cohérente avec la signature pollinique du MIS 7 au sein des séquences lacustres du nord de la Grèce (Ioannina et Tenaghi Philippon). L’Avant-Dernier Interglaciaire y est systématiquement représenté par une succession de trois phases tempérées à végétation forestière entrecoupées de deux phases plus froides à végétation herbacée. Ces phases tempérées ont été corrélées aux trois sous-stades du MIS7, MIS 7.1, 7.3 et 7.5 (Tzedakis et al., 1997). Des investigations complémentaires du pédocomplexe S2, s’appuyant sur des analyses pédologiques, micromorphologiques et palynologiques détaillées qui jusqu’ici font défaut, devraient permettre de vérifier et d’affiner les corrélations entre ces deux archives paléoclimatiques continentales.

29Enfin, la chronologie des lœss établie par la méthode IRSL sur feldspaths alcalins a des implications sur l’étendue chronologique du Paléolithique moyen de Roumanie qui, jusqu’à présent, s’appuyant exclusivement sur des âges 14C, a été restreinte au seul dernier cycle glaciaire (Cârciumaru, 1999) alors que l’apparition du Paléolithique moyen de l’Ouest de l’Europe et de l’Europe Centrale se situe dans le Pléistocène moyen récent (Balescu & Tuffreau, 2004 ; Bosinski, 2000/ 2001 ; Roebroeks & Tuffreau, 1999 ; Tuffreau, 1979). Il convient notamment de reconsidérer l’interprétation chronologique des séquences lœssiques de Mamaïa Sat en Dobroudja (Paunescu, 1999b ; Valoch, 1993) et de Ripiceni Izvor (Paunescu, 1993) dans le Nord-Est de la Roumanie (vallée du Prut) à proximité de Mitoc Malu Galben. Le paléosol brunâtre de Ripiceni Izvor, développé dans un lœss situé à la base de la séquence stratigraphique et attribué au Début Glaciaire, contient dans sa partie supérieure un matériel archéologique (niveau moustérien III) qui a été daté au 14C entre 45,4 ka à 46,4 ka BP. Un tel âge 14C peut être considéré comme infini. Par ailleurs, ce paléosol brunâtre correspond en fait au paléosol S1. En conséquence, les industries lithiques des niveaux les plus profonds (Moustérien I et II) incluses dans le lœss sous-jacent à ce paléosol brunâtre ne seraient plus attribuables au début du Dernier Glaciaire mais bien au Pléistocène moyen récent (MIS 6).

Tab. 1 : Résultats de la datation IRSL et données sur la radioactivité des lœss.

Tab. 1 : Résultats de la datation IRSL et données sur la radioactivité des lœss.

Références : (1) : cette étude ; (2) : Balescu et al. (2003) ; (3) : Tuffreau et al. (2009). De : paléodose estimée par la méthode des doses additives (délai de 8 à 12 mois entre l’irradiation γ et la mesure IRSL); (+) De estimée par la technique SAR (n=24 ; mesure IRSL immédiate) ; Da : dose annuelle ; (a) : contribution beta externe ; (b) : contribution gamma externe et rayonnement cosmique ; (c) contribution alpha externe ; (d) : contribution beta interne. Teneur moyenne en K interne des grains de feldspaths alcalins : 4 ± 1%. Les différentes composantes externes de la dose annuelle ont été corrigées pour tenir compte de l’atténuation des rayonnements en fonction de la taille des grains et de la teneur en eau. La teneur en eau moyenne a été estimée à 20 ± 5%, valeur moyenne entre la teneur en eau in situ et la saturation en eau. (*) Age IRSL corrigé pour le fading à long terme suivant le protocole de Mejdahl (1988, 1989).

Fig 5 : Variations de la susceptibilité magnétique des séquences lœssiques de Mostistea (Panaiotu et al., 2001), Mircea Voda (Timar et al., 2009) et Costinesti (C. & C. Panaiotu, inédit) dans le sud-est de la Roumanie, de Koriten en Bulgarie (d’après Jordanova & Petersen, 1999 a, b) et de Batajnica en Serbie (d’après Markovic et al., 2009).

Fig 5 : Variations de la susceptibilité magnétique des séquences lœssiques de Mostistea (Panaiotu et al., 2001), Mircea Voda (Timar et al., 2009) et Costinesti (C. & C. Panaiotu, inédit) dans le sud-est de la Roumanie, de Koriten en Bulgarie (d’après Jordanova & Petersen, 1999 a, b) et de Batajnica en Serbie (d’après Markovic et al., 2009).

O : Position des échantillons IRSL.

5 - Conclusion

30La datation IRSL sur feldspaths alcalins (40-60 μm) de deux séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie, celles de Mircea Voda et de Mostistea, dans la continuité de celle réalisée à Tuzla (Balescu et al., 2003) fournit de nouveaux jalons chronologiques pour l’établissement d’un cadre chronostratigraphique. La cohérence des âges IRSL, aux échelles locales et régionales, conforte le schéma chronostratigraphique des lœss du Pléistocène supérieur et moyen récent (< 300 ka) obtenu à Tuzla. L’attribution des lœss L1, L2 et L3, aux trois derniers épisodes glaciaires du Pléistocène (MIS 2-4, 6 et 8) se trouve ainsi être confirmée ainsi que l’attribution du paléosol S1 au Dernier Interglaciaire. Ces résultats impliquent donc la validité d’une chronologie longue au détriment d’une chronologie courte dans laquelle les paléosols S1 et S2 sont attribués au Dernier Glaciaire.

31Il est ainsi possible d’établir une discrimination chronologique entre les lœss des stades isotopiques 6 et 8, contrairement à la technique TL/IRSL classique des grains fins (4-11μm) qui, appliquée aux lœss d’Europe Centrale à l’ouest des Carpates (Hongrie et République tchèque), plafonne à 200 ka. Par ailleurs, à Mostistea où le lœss L2 atteint 6 mètres de puissance, les âges IRSL corrigés obtenus (132 ka et 171 ka) suggèrent une mise en place au cours de deux sous-stades distincts du MIS6 : MIS 6.2 et 6.4.

32Le début de la sécheresse en contexte interglaciaire, attesté par l’apparition du premier pédocomplexe steppique S2 de type chernozem au sein des séquences lœssiques, remonte donc au MIS 7. Les séquences pédostratigraphiques (paléosols S0 à S6) enregistrées dans les lœss du sud-est de la Roumanie sont comparables à celles décrites en Bulgarie, en Serbie, en Moldavie et dans le sud de l’Ukraine, pour lesquelles toutefois les repères chronologiques fiables au‑dessus de la limite Brunhes/Matuyama sont encore rares. Cette succession de paléosols témoigne d’une même évolution climatique au cours du Pléistocène moyen marquée par la transition d’un environnement forestier chaud et humide à un environnement steppique aride. L’extension géographique de la datation IRSL des séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie à celles des régions avoisinantes devrait permettre de tester la validité des corrélations stratigraphiques interrégionales des séquences lœssiques d’Europe centrale orientale qui de la Serbie à l’Ukraine, s’appuie jusqu’à présent essentiellement sur des données magnétostratigraphiques et pédostratigraphiques. Il est important de vérifier également si l’instauration de l’aridité au Pléistocène moyen (à partir du MIS 7) correspond à un même changement climatique qui a affecté les bordures occidentales et septentrionales de la Mer Noire.

33Enfin, la datation IRSL sur feldspaths alcalins grossiers amène à reconsidérer la chronologie des occupations de plein air du Paléolithique moyen de la Roumanie qui jusqu’à présent, a été limitée au dernier cycle glaciaire en raison d’un schéma chronologique court des séquences lœssiques et parfois aussi du fait de l’utilisation du 14C au-delà de son champ d’application.

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Bibliographie

AITKEN M.J., 1985 - Thermoluminescence Dating. Academic Press, New York.

ALEXANDRESCU E., BALESCU S., & TUFFREAU A., 2004 - Nouvelles données chronologiques, technologiques et typologiques sur le Paléolithique supérieur ancien de la Plaine roumaine du Danube : le gisement de Giurgiu-Malu Rosu. L’Anthropologie, 108, 407- 423.

AUCLAIR M., LAMOTHE M., & HUOT S., 2003 - Measurement of anomalous fading for feldspar IRSL using SAR. Radiation Measurements, 37, 487-492.

BALESCU S., 1988 - Apports de la thermoluminescence à la stratigraphie et à la sédimentologie des lœss saaliens du NW de l’Europe. Thèse de Doctorat, Université Libre de Bruxelles, 2 volumes, 199 p. et 144 p.

BALESCU S., 2004 - Datation par luminescence des sédiments quaternaires et exploration des champs d’application de la méthode (archives paléoclimatiques, paléorivages, géoarchéologie et risques naturels). Habilitation à Diriger des Recherches, Université des Sciences et Technologies de Lille, 2 volumes, 191 p. et 200 p.

BALESCU S., & HAESAERTS P., 1984 - The Sangatte raised beach and the age of the opening of the Strait of Dover. Geologie en Mijn-bouw, 63, 355-362.

BALESCU S., & TUFFREAU A., 2004 - La phase ancienne du Paléo- lithique moyen dans la France septentrionale (stades isotopiques 8 à 6) : apports de la datation par luminescence des séquences lœssiques. Archaeological almanac (Donetsk), 16, 5-22.

BALESCU S., DUPUIS C., & QUINIF Y., 1988 - TL stratigraphy of pre-Weichselian loess from NW Europe using feldspar coarse grains. Quaternary Science Reviews, 7, 309-313.

BALESCU S., LAMOTHE M., MERCIER N., HUOT S., BALTEANU D., BILLARD A., & HUS, J., 2003 – Luminescence chronology of Pleistocene loess deposits from Romania: testing methods of age correction for anomalous fading in alkali feldspars. Quaternary Science Reviews, 22, 967-973.

BOGUCKYJ A.B., LANCZONT M., LACKA B., MADEYSKA T., & SYTNYK O., 2009 - Age and palaeoenvironment of West Ukrainian Palaeolithic: the case of Velykyi Glybochok multi-cultural site. Journal of Archaeological Science, 36, 1376-1389.

BOKHORST M.P., BEETS C.J., MARKOVIC S.B., GERASI- MENKO N.P., MATVIISHINA Z.N., & FRECHEN M., 2009 - Pedo-chemical climate proxies in Late Pleistocene Serbian-Ukranian loess sequences. Quaternary International, 198, 113-123.

BOLIKHOVSKAYA N.S., & MOLODKOV A.N., 2006 - East European loess-palaeosol sequences: Palynology, stratigraphy and correlation. Quaternary International, 149, 24-36.

BOSINSKI G., 2000/2001 - El Paleolitico medio en Europa central. Zephyrus, 53/54, 79-142.

BUGGLE B., GLASER B., ZÖLLER L., HAMBACH U., MARKOVIC S., GLASER I., & GERASIMENKO N., 2008 - Geochemical characterization and origin of Southeastern and Eastern loesses (Serbia, Romania, Ukraine). Quaternary Science Reviews, 27, 1058-1075.

BUGGLE B., HAMBACH U., GLASER B., GERASIMENKO N., MARKOVIC S., GLASER I., & ZÖLLER L., 2009 - Stratigraphy, and spatial and temporal paleoclimatic trends in Southeastern/Eastern European loess-paleosol sequences. Quaternary International, 196 (1-2), 86-106.

CÂRCIUMARU M., 1999 - Le Paléolithique en Roumanie. Editions Jérôme Million, Grenoble, 331 p.

CHABAI V., MARKS A., & MONIGAL K., 2004 - Crimea in the context of the Eastern European Middle Paleolithic and Early Upper Paleolithic. In V. Chabai, K. Monigal & A. Marks (eds.), The Middle Paleolithic and Early Upper Paleolithic of Eastern Crimea (The Paleolithic of Crimea III). ERAUL, 104, 419-460.

CHIRICA V., 2001 - Gisements paléolithiques de Mitoc. Le Paléolithique supérieur de Roumanie à la lumière des découvertes de Mitoc. Helios, Iasi, 216 p.

CONEA A., 1969 - Profils de lœss en Roumanie. In J. Fink (ed.), La stratigraphie des lœss d’Europe. Supplément du Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du Quaternaire, INQUA, 127-134.

CONEA A., 1970 - Formatiuni cuaternare in Dobroudja (Lœssuri si paleosoluri). Editura Academiei Republicii Socialiste România, Bucuresti, 234 p.

DEBENHAM N.C., 1985 - Use of U.V. emissions in the TL dating of sediments. Nuclear Tracks Radiation and Measurements, 10, 717-724.

EVIN J., & OBERLIN C., 2001 - Les développements récents en datation par le radiocarbone pour l’archéologie. In J.-N. Barendon, P. Guibert & V. Michel (dir.), Datation. XXIe Rencontres Internationales d’Archéologie et d’Histoire d’Antibes, Editions APDCA, Antibes, 93-111.

DODONOV A.E., ZHOU L.P., MARKOVA A.K., TCHEPALYGA A.L., TRUBIKHIN V.M., ALEKSANDROVSKI A.L., & SIMAKOVA A.N., 2006 - Middle-Upper Pleistocene bio-climatic and magnetic records of the Northern Black Sea Coastal Area. Quaternary International, 149, 44-54.

EHLERS J., MEYER K.D., & STEPHAN H.J., 1984 - The Pre-Weichselian Glaciations of North-West Europe. Quaternary Science Reviews, 3, 1- 40.

FAUSTOV S.S, VIRINA E.I., TSATSKIN A.I., GENDLER, T.S., & HELLER F., 2009 - The Matuyama/Bruhnes boundary in loess sections in the south of the East European Plain and their correlation on the basis of palaeomagnetic and palaeopedologic data. Quaternary International, 201, 60-66.

FLINT R.F., 1971 - Glacial and Quaternary Geology. J. Wiley, New York, 892 p.

FRECHEN M., HORVATH E., & GABRIS G., 1997 - Geochronology of Middle and Upper Pleistocene Loess sections in Hungary. Quaternary Research, 48, 291-312.

GENDLER T.S., HELLER F., TSATSKIN A. SPASSOV S., DUPASQUIER J., & FAUSTOV S.S., 2006 - Roxolany and Novaya Etuliya-key sections in the western Black Sea loess area : Magnetos- tratigraphy, rock magnetism, and palaeopedology. Quaternary International, 152-153, 78-93.

HAESAERTS P., BORZIAK I., CHIRICA V., DAMBLON F., KOULAKOVSKA L., & van der PLICHT J., 2003 - The East Carpathian loess record: a reference for the Middle and Late Pleniglacial stratigraphy in Central Europe. Quaternaire, 14, 163-188.

HAMBACH U., JOVANOVIC M., MARKOVIC S.B., & ROLF C., 2009 - The Matuyama-Brunhes geomagnetic reversal in the Stari Slankamen loess section (Vojvodina, Serbia): Its detailed record and its stratigraphic position. Geophysical Research Abstract, 11, EGU2009-0, 2009.

HUNTLEY D.J., & LAMOTHE M., 2001 - Ubiquity of anomalous fading in K-feldspars, and the measurement and correction for it in optical dating. Canadian Journal of Earth Sciences, 38, 1093-1106.

HUOT S., & LAMOTHE M., 2003 - Variability of infrared stimulated luminescence properties from fractured feldspar grains. Radiation Measurements, 37, 499-503.

HÜTT G., JAEK I., & CHONKA J., 1988 - Optical dating: K-feld-spars optical response stimulation spectra. Quaternary Science Reviews, 7, 381-385.

IMBRIE J., HAYS J.D., MARTINSON D.G., McINTYRE A., MIX A.C., MORLEY J.J, PISIAS N.G., PRELL W.L., & SHACKLETON N.J., 1984 - The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record. In A.L. Berger, J. Imbrie, J. Hays, G. Kukla & B. Saltzman (eds.), Milankovitch and Climate. Part I, Reidel Publ. Comp., Dordrecht, 269-305.

JORDANOVA D., & PETERSEN N., 1999a - Paleoclimatic record from loess-soil profile in northeastern Bulgaria - I. Rock magnetic properties. Geophysical Journal International, 138, 520-532.

JORDANOVA D., & PETERSEN N., 1999b - Paleoclimatic record from loess-soil profile in northeastern Bulgaria - II. Correlation with global climatic events during the Pleistocene. Geophysical Journal International, 138, 533-540.

JORDANOVA D., HUS J., EVLOGIEV J., & GEERAERTS R., 2008 - Palaeomagnetism of the loess/palaeosol sequence in Viatovo (NE Bulgaria) in the Danube basin. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 167, 71-83.

LAMOTHE M., 2004 - Optical dating of pottery, burnt stones, and sediments from selected Quebec archaeological sites, Canadian Journal of Earth Sciences, 41, 659-667.

LI S., & AITKEN M. J., 1989 - How far back can we go with the optical dating of K‑feldspar. In M.J. Aitken (ed.), Synopses from a Workshop on “Long and Short Range Limits in Luminescence Dating”. Occasional Publication 9, The Research Laboratory for Archaeology and the History of Art, Oxford University, Oxford, 45-50.

MARKOVIC S.B., OCHES E., SÜMEGI P., JOVANOVIC M., & GAUDENYI T., 2006 - An introduction to the Middle and Upper Pleistocene loess-paleosol sequence at Ruma brickyard, Vojvodina, Serbia, Quaternary International, 149, 80-86.

MARKOVIC S.B., HAMBACH U., CATTO N., JOVANOVIC M., BUGGLE B., MACHALET B., ZOLLER L., GLASER B., & FRECHEN M., 2009 - Middle and Late Pleistocene loess sequences at Batajnica, Vojvodina, Serbia. Quaternary International, 198, 255-266.

MEJDAHL V., 1988 - Long-term stability of the TL signal in alkali feldspars. Quaternary Science Reviews, 7, 357-360.

MEJDAHL V., 1989 - How far back: life times estimated from studies of feldspars of infinite ages. In M.J. Aitken (ed.), Synopses from a Workshop on “Long and Short Range Limits in Luminescence Dating”. Occasional Publication 9, The Research Laboratory for Archaeology and the History of Art, Oxford University, Oxford, 53-58.

MURRAY A.S., & WINTLE A.G., 2000 - Luminescence dating of quartz using an improved single-aliquot regenerative-dose protocol. Radiation Measurements, 32, 57-73.

MUSSON, F.M., & WINTLE A.G., 1994 - Luminescence dating of the loess profile at Dolní Vestonice, Czech Republic. Quaternary Science Reviews, 13, 411-416.

NOVOTHNY A., HORVATH E., & FRECHEN F., 2002 - The loess profile at Albertirsa, Hungary - improvements in loess stratigraphy by luminescence dating. Quaternary International, 95-96, 153-163.

OTTE M., CHIRICA V., & HAESAERTS P., 2007 - L’Aurignacien et le Gravettien de Mitoc Malu-Galben (Moldavie roumaine). ERAUL, 72, Liège, 233 p.

PACKMAN S., & GRÜN R., 1989 - TL dating of loess samples from Achenheim. In M.J. Aitken (ed.), Synopses from a Workshop on “Long and Short Range Limits in Luminescence Dating”. Occa- sional Publication 9, The Research Laboratory for Archaeology and the History of Art, Oxford University, Oxford, 65-70

PANAIOTU C.G., PANAIOTU E.C., GRAMA A., & NECULA C., 2001 - Paleoclimatic Record from a Loess-Paleosol Profile in South- eastern Romania. Physics and Chemistry of the Earth (A), 26, 893-898.

PAUNESCU A., 1993 - Ripiceni-Izvor. Paleolitic si Mezolitic. Studiu monografic. Editura Academiei Române, Bucarest, 228 p.

PAUNESCU A., 1999a - Paleoliticul şi Epipaleoliticul de pe teritoriul Moldovei cuprins între Carpaţi şi Siret. Editura Satya Sai, vol. I, Bucarest, 396 p.

PAUNESCU A., 1999b - Paleoliticul şi Mezoliticul de pe teritoriul Dobrodgei. Editura Satya Sai, vol. II, Bucarest, 241 p.

PAUNESCU A., 2000 - Paleoliticul si Mezoliticul din spatiul cuprins intre Carpati si Dunare. Editura AGIR, Bucarest, 492 p.

PEREDERIJ V.I., 2001 - Clay mineral composition and palaeocli- matic interpretation of the Pleistocene deposits of Ukraine. Quater- nary International, 76/77, 113-121

PETIT J.R., JOUZEL J., RAYNAUD D., BARKOV N.I ., BARNOLA J.M., BASILE I., BENDER M., CHAPPELLAZ J., DAVIS M., DELAYGUE G., DELMOTTE M., KOTLYAKOV V.M., LEGRAND M., LIPENKOV V., LORIUS C., PÉPIN L., RITZ C., SALTZMAN E., & STIEVENARD M., 1999 – Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature, 399, 429-436.

PRESCOTT J., & HUTTON J.T., 1994 - Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating: large depths and long-term time variations. Radiation Measurements, 23, 497-500.

ROEBROEKS W., & TUFFREAU A., 1999 - Palaeoenvironment and settlement patterns of the Northwest European Middle Palaeolithic. In W. Roebroeks & C. Gamble (eds.), The Middle Palaeolithic Occupation of Europe. Leiden, 121-138.

SINGHVI A.K., BRONGER A., SAUER W., & PANT R.K., 1989 - Thermoluminescence dating of loess-paleosol sequences in the Carpathian Basin (East-Central Europe): a suggestion for a revised chronology. Chemical Geology, 73, 307-317.

SPOONER N.A., 1992 - Optical dating: preliminary results on the anomalous fading of luminescence from feldspars. Quaternary Science Reviews, 11, 139-145.

SYTNIK O., 2000 - Сepeднiй палеоліт Пoділля (Middle Palaeolithic of Podillia). National Ukranian Academy of Science, Lviv, 372 p.

TIMAR A., VANDENBERGHE D., PANAIOTU E.C., PANAIOTU C.G., NECULA C. COSMA C., & VAN DEN HAUTE P., 2009 - Optical dating of Romanian loess using fine-grained quartz. Quaternary Geochronology, sous presse.

TSATSKIN A., HELLER F., HAILWOOD E.A., GENDLER T.S., HUS J., MONTGOMERY P., SARTORI M., & VIRINA E.I., 1998 - Pedosedimentary division, rock magnetism and chronology of the loess/palaeosol sequence at Roxolany (Ukraine). Palaeogeo- graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 143, 111-113.

TUFFREAU A., 1979 - Les débuts du Paléolithique moyen dans la France septentrionale. Bulletin de la Société Préhistorique Française, LXXVI, 140-142.

TUFFREAU A., CHIRICA V., BALESCU S., & HAESAERTS P., sous presse - Nouvelles recherches sur le gisement paléolithique de Mitoc Valea Izvorului (département de Botoşani). Materiale şi Cercetări Arheologice, serie nouă, III, Bucureşti.

TZEDAKIS P., ANDRIEU V., BEAULIEU de J.-L., CROWHURST S., FOLLIERI M., HOOGHIEMSTRA W., MAGRI D., REILLE M., SADORI L., SHACKELTON N.J., & WIJMSTRA T.A., 1997- Comparison of terrestrial and marine records of changing climate of the last 500,000 years. Earth and Planetary Science Letters, 150 (1/2), 171-176.

VALOCH K., 1993 - Les industries du Paléolithique moyen de Mamaïa Sat, Roumanie. L’Anthropologie, 97, 239-264.

VELICHKO A.A., CATTO N.R., KONONOV M.Y., MOROZOVA T.D., NOVENKO E.Y., PANIN P.G., RYSKOV G.Y., SEMENOV V.V., TIMIREVA S.N., TITOV V.V., & TESAKOV A.S., 2009 - Progressively cooler, drier interglacials in southern Russia through the Quaternary: Evidence from the Sea of Azov region. Quaternary International, 198, 204‑219.

VISOCEKAS R. 1979 - Miscellaneous aspects of artificial TL of calcite: emission spectra, athermal detrapping and anomalous fading. PACT, 3, 258-265.

WINTLE A.G., 1973 - Anomalous fading of thermoluminescence in mineral samples. Nature, 245, 143-144.

WINTLE A.G., 1985 - Thermoluminescence dating of loess deposition in Normandy. Ancient TL, 3, 11-13.

WINTLE A.G., 1990 - A review of current research on TL dating of loess. Quaternary Science Reviews, 9, 385-397.

WINTLE A.G., SHACKLETON N.J., & LAUTRIDOU J.-P., 1984 - Thermoluminescence dating periods of loess deposition and soil formation in Normandy. Nature, 310, 491-493.

ZÖLLER L., OCHES E.A., & McCOY W.D., 1994 - Towards a revised chronostratigraphy of loess in Austria with respect to key sections in the Czech Republic and in Hungary. Quaternary Science Reviews, 13, 465-472.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1: Répartition des lœss en Europe avec délimitation de la région étudiée
Crédits (modifié d’après R.F. Flint, 1971).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/5488/img-1.png
Fichier image/png, 99k
Titre Fig. 2 : Carte de localisation.
Légende En caractères gras : séquences lœssiques datées par IRSL ; en caractère italique séquences lœssiques mentionnées dans le texte.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/5488/img-2.png
Fichier image/png, 83k
Titre Fig. 3 : La séquence lœssique de Tuzla (Dobroudja).
Légende L1, L2, L3 : unités lœssiques; S-L1 et S1 à S6 : paléosols.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/5488/img-3.png
Fichier image/png, 347k
Titre Fig. 4 : Lithostratigraphie, résultats IRSL et interprétation chronostratigraphique des séquences lœssiques du sud-est de la Roumanie: Tuzla (Balescu et al., 2003), Mircea Voda et Mostistea (cette étude).
Légende Enregistrement de la teneur en poussière de la carotte glaciaire de Vostok (Petit et al., 1998) et courbe δ18O SPECMAP (Imbrie et al., 1984). • Position des échantillons IRSL.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/5488/img-4.png
Fichier image/png, 61k
Titre Tab. 1 : Résultats de la datation IRSL et données sur la radioactivité des lœss.
Légende Références : (1) : cette étude ; (2) : Balescu et al. (2003) ; (3) : Tuffreau et al. (2009). De : paléodose estimée par la méthode des doses additives (délai de 8 à 12 mois entre l’irradiation γ et la mesure IRSL); (+) De estimée par la technique SAR (n=24 ; mesure IRSL immédiate) ; Da : dose annuelle ; (a) : contribution beta externe ; (b) : contribution gamma externe et rayonnement cosmique ; (c) contribution alpha externe ; (d) : contribution beta interne. Teneur moyenne en K interne des grains de feldspaths alcalins : 4 ± 1%. Les différentes composantes externes de la dose annuelle ont été corrigées pour tenir compte de l’atténuation des rayonnements en fonction de la taille des grains et de la teneur en eau. La teneur en eau moyenne a été estimée à 20 ± 5%, valeur moyenne entre la teneur en eau in situ et la saturation en eau. (*) Age IRSL corrigé pour le fading à long terme suivant le protocole de Mejdahl (1988, 1989).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/5488/img-5.png
Fichier image/png, 94k
Titre Fig 5 : Variations de la susceptibilité magnétique des séquences lœssiques de Mostistea (Panaiotu et al., 2001), Mircea Voda (Timar et al., 2009) et Costinesti (C. & C. Panaiotu, inédit) dans le sud-est de la Roumanie, de Koriten en Bulgarie (d’après Jordanova & Petersen, 1999 a, b) et de Batajnica en Serbie (d’après Markovic et al., 2009).
Légende O : Position des échantillons IRSL.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/5488/img-6.png
Fichier image/png, 71k
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Pour citer cet article

Référence papier

Sanda Balescu, Michel Lamothe, Cristina Panaiotu et Cristian Panaiotu, « La chronologie IRSL des séquences lœssiques de l'est de la Roumanie », Quaternaire, vol. 21/2 | 2010, 115-126.

Référence électronique

Sanda Balescu, Michel Lamothe, Cristina Panaiotu et Cristian Panaiotu, « La chronologie IRSL des séquences lœssiques de l'est de la Roumanie », Quaternaire [En ligne], vol. 21/2 | 2010, mis en ligne le 01 décembre 2010, consulté le 26 octobre 2020. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/5488 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.5488

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Auteurs

Sanda Balescu

Laboratoire de Préhistoire et Quaternaire, EA 4221, Université des Sciences et Technologies de Lille, 59655 Villeneuve-d’Ascq Cedex. Courriel : sanda.balescu@univ‑lille1.fr

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Michel Lamothe

Laboratoire de Luminescence LUX, Département des Sciences de la Terre et de l’Atmosphère, Université du Québec à Montréal, CP 8888 Succ. Centre-Ville, H3C 3P8 Montréal, Canada. Courriel : luxlamothe@yahoo.ca

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Cristina Panaiotu

Universitatea Bucuresti, Facultatea de Geologie si Geofizica, N. Balcescu n° 1, Bucuresti 010041 Romania. Courriel : cris.panaiotu@gmail.com

Cristian Panaiotu

Universitatea Bucuresti, Facultatea de Geologie si Geofizica, N. Balcescu n° 1, Bucuresti 010041 Romania. Courriel : cristian.panaiotu@gmail.com

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