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Enregistrement des variations climatiques au cours des interglaciaires d’après l’étude des isotopes stables de la calcite de tufs calcaires pléistocènes du nord de la France : exemple des séquences de Caours (SIM 5e ; Somme) et de La Celle (SIM 11 ; Seine-et-Marne)

Recording interglacial climatic changes from stable isotopes of pleistocene tufa calcite in northern France: examples from caours (MIS 5e; Somme) and la Celle (MIS11; Seine-et-Marne)
Julie Dabkowski, Nicole Limondin‑Lozouet, Pierre Antoine, Alina Marca-Bell et Julian Andrews
p. 275-283

Résumés

La composition minéralogique des tufs calcaires, essentiellement constitués de CaCO3, permet l’utilisation d’indicateurs climatiques géochimiques et en particulier l’étude des isotopes stables de l’oxygène et du carbone (δ18O et δ13C). Ces derniers sont déjà bien connus dans les tufs holocènes comme marqueurs des variations de température et d’humidité. L’analyse des isotopes stables a été réalisée ici sur les séquences de tuf pléistocènes de Caours (SIM 5e, Somme) et de La Celle (SIM 11, Seine et Marne). Les résultats de cette étude géochimique ont été comparés aux données paléoenvironnementales, notamment malacologiques. Ces premières analyses montrent que, comme dans le cas des tufs holocènes, les variations des isotopes stables du carbone et de l’oxygène dans les tufs pléistocènes constituent des indicateurs fiables des variations climatiques au cours des interglaciaires pléistocènes.

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Texte intégral

Les auteurs remercient M. Demaison et Mme Bellanger propriétaires du terrain à Caours qui ont autorisé l’accès aux parcelles ainsi que le Conseil Général de la Somme et la sous-direction de l’Archéologie de Picardie qui participent au financement des études de ce site. Par ailleurs, nous remercions la municipalité de Vernou-la-Celle-sur-Seine, le Conseil Général de Seine-et-Marne et le SRA Ile-de-France pour leur soutien logistique et financier aux recherches sur le site de La Celle. Le premier auteur remercie chaleureusement l’équipe du SIL de l’University of East Anglia (Norwich, Grande-Bretagne) pour son accueil. Merci également à Christine Hatté (LSCE, CNRS-CEA, Gif-sur-Yvette, France) pour ses conseils et ses remarques constructives.Cet article est une contribution au projet SITEP (Signature climatique des Interglaciaires dans les Tufs Européens, réponse des Environnements et impact sur le Peuplement paléolithique) du programme Eclipse II du CNRS-INSU.

1 - Introduction

1Les tufs calcaires sont des formations carbonatées continentales associant des faciès variés majoritairement poreux et blanchâtres. Ils résultent de la précipitation de calcite dans des eaux tempérées, à proximité des sources ou dans les rivières et les lacs. Nous les différencierons ainsi des travertins qui présentent un aspect nettement plus cristallisé et induré et se développent dans les eaux hydrothermales (Julia, 1983 ; Pedley et al., 2003). Cette définition, privilégiée par la majorité des isotopistes, permet de différencier les formations de tuf météogènes et enregistrant potentiellement des informations paléoclimatiques de celles liées à des phénomènes hydrothermaux (Pazdur et al., 1988 ; Garnett, 2003 ; Andrews, 2006).

2Les tufs sont composés en majorité de carbonate de calcium (CaCO3), associé à des éléments détritiques allochtones. Leur composition minéralogique en carbonates est variable mais ils contiennent fréquemment plus de 95% de calcite pure (Pentecost, 2005). Ceci en fait un matériel de choix pour mener l’étude des isotopes stables de l’oxygène et du carbone dans un but paléoclimatique. De telles recherches sont menées depuis les années 80 sur les tufs holocènes et ont montré que le δ18O et le δ13C de la calcite étaient des marqueurs pertinents des variations de température et d’humidité au cours de cet interglaciaire (Pazdur et al., 1988 ; Andrews et al., 1997 ; Andrews, 2006).

3Dans le cadre de cette étude, cette méthode a été appliquée pour la première fois à deux sites du Pléistocène supérieur et moyen du nord de la France : Caours (Somme, SIM 5e) et La Celle (Seine-et-Marne, SIM 11 ; Antoine et al., 2007). Les résultats isotopiques obtenus ont été confrontés aux données paléoenvironnementales, notamment malacologiques. L’objectif d’une telle comparaison est ici de déterminer si, de même que dans les tufs holocènes, les variations du δ18O et du δ13C de la calcite des tufs sont des marqueurs fiables des variations environnementales et climatiques aux cours des interglaciaires pléistocènes.

2 - Présentation des sites et des séquences échantillonnées

2.1 - Caours

4La formation de tuf de Caours se trouve dans le bassin de la Somme à quelques kilomètres d’Abbeville (fig. 1), elle se développe sur plusieurs milliers de m2 et sur 3 m d’épaisseur en moyenne. Elle repose sur la plus basse terrasse alluviale du Scardon, incisée dans les formations crayeuses du Turonien supérieur. Cette formation carbonatée marine représente l’aquifère principal du Bassin de Paris et notamment du secteur étudié. Le plus souvent sous pression, la nappe de la craie alimente des sources dans les vallées qui sont à l’origine de l’édification du tuf de Caours. Ce site montre de manière exceptionnelle, la coexistence de tufs alimentés par des sources de bas de versant et de tufs fluviatiles dans la partie basse du site, en direction de la vallée, déposés dans des chenaux (faciès stratifiés à oncolithes et mollusques aquatiques). La présente étude concerne une séquence localisée sur le versant et qui ne présente pas de faciès fluviatiles.

5Depuis 2003, ce site fait l’objet d’une étude pluridisciplinaire associant sédimentologie, pétrographie, paléontologie (grande faune, microfaune, malacofaune, empreintes foliaires, ostracofaune) et archéologie (Antoine et al., 2006 ; Locht et al., 2009 ; Dabkowski et al., 2010). Sa position en basse terrasse et les datations obtenues par des méthodes variées (U/Th-TIMS sur calcite, TL sur silex archéologiques chauffés, OSL et ESR sur quartz fluviatiles) ont permis de l'attribuer à l’interglaciaire eemien (âge moyen : 123 ± 3 ka).

6Les échantillons pour l’étude géochimique ont été prélevés tous les 5 cm le long d’une colonne continue de 2,6 m recoupant l’ensemble de la séquence de tuf sur la coupe Est de la fouille archéologique de 2007. La succession stratigraphique observée au niveau de cette colonne d’échantillonnage est présentée sur la figure 2 (séquence principale). Dans ce secteur, les dépôts fluviatiles de la terrasse alluviale (unités 10 et 9) sont surmontés par des unités de tuf plus ou moins grossier (unités 7 à 1) de type « source » (selon la classification de Casanova (1981). Au sommet du tuf se trouve le sol actuel (unité 0). Les unités 10 (limons fluviatiles), 9 (tourbes), 7 et 5 (tuf fin grisâtre) contiennent des niveaux archéologiques du Paléolithique moyen ayant livré une grande faune abondante et de l’outillage lithique (Locht et al., 2009). C’est dans l’unité 5 que l’optimum climatique a été identifié d’après l’étude des assemblages de mollusques et de grands mammifères (Antoine et al., 2006). Cette unité, qui apparaît peu développée dans la zone principale de prélèvement (épaisseur de 3 à 4 cm), a été échantillonnée de nouveau quelques mètres plus loin où elle atteint 20 cm de puissance. Quatre échantillons ont ainsi pu être analysés afin de compléter l’enregistrement de l’optimum climatique.

Fig. 1 : Localisation des sites de Caours et La Celle.

Fig. 1 : Localisation des sites de Caours et La Celle.

2.2 - La Celle-sur-Seine

7Le tuf de La-Celle-sur-Seine (commune de Vernou-La-Celle, Seine-et-Marne) se trouve sur la rive droite de la Seine, à 2,5 km de sa confluence avec le Loing (fig. 1) où il apparaît sur plus de 6 m d’épaisseur au sommet d’une moyenne terrasse de la Seine (Bourdier, 1969 ; Limondin-Lozouet et al., 2006). Il s’adosse au versant, façonné dans le calcaire Eocène de Champigny (Bartonien supérieur). Cette formation constitue le niveau supérieur de l’aquifère des calcaires de Champigny, alimenté par l’infiltration des eaux de surface et un aquifère plus réduit, de faible épaisseur, la nappe des calcaires de Brie. L’aquifère des calcaires de Champigny alimente des sources sur la rive droite de la Seine qui permettent la construction de tufs tels que la formation de La Celle.

8Le site est connu dès la fin du XIXe siècle pour son contenu paléontologique (empreintes foliaires et coquilles de mollusques) et la présence de quelques bifaces. Dans les années 1990, le tuf a été attribué au stade isotopique 11 sur la base d’études paléontologiques et géomorphologiques (Lautridou et al., 1999 ; Rousseau et al., 1992). Des campagnes récentes de travaux pluridisciplinaires ont permis de préciser le contexte géomorphologique, paléoenvironnemental, chronologique et archéologique de cette formation carbonatée (Jolly-Saad et al., 2006 ; Limondin-Lozouet et al., 2006 ; Limondin-Lozouet et al., 2010). Des datations U/Th et U/Th-TIMS (sur calcite) et ESR-U/Th (sur dent) donnent un âge moyen d'environ 400 ka qui confirme l’attribution au stade isotopique marin.

9Les échantillons destinés à l'étude géochimique ont été prélevés tous les 5 cm, au centre de la « Grande Coupe » sur environ 6,30 m d’épaisseur, dans la partie la plus représentative de la séquence. Le tuf de La Celle repose ici sur une unité fluviatile limoneuse (unité 15) correspondant à la partie supérieure de la séquence de la terrasse. Il est surmonté par le sol actuel (unité 0). La succession stratigraphique, synthétisée à gauche de la figure 3, présente des faciès très variés dont certains, très grossiers et fortement indurés, n’ont pas pu être échantillonnés (unités 9 et 2, sommet de l’unité 6). L'évolution des cortèges malacologiques a permis d'identifier l’optimum climatique au sein d'une malacozone qui recoupe les unités 7, 6, 3 et 2, avec un maximum de développement des communautés malacologiques enregistré dans la couche 7. Par ailleurs ce niveau a livré des restes de grande faune et quelques artefacts lithiques acheuléens (Limondin-Lozouet et al., 2010).

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Fig. 2 : Courbes de variations des isotopes stables de l’oxygène et du carbone de la séquence de Caours en fonction de la stratigraphie (numérotation des échantillons en italique), et corrélation avec la zonation et les effectifs malacologiques du profil SPM1 (à droite, d’après Antoine et al., 2006)

Fig. 2 : Courbes de variations des isotopes stables de l’oxygène et du carbone de la séquence de Caours en fonction de la stratigraphie (numérotation des échantillons en italique), et corrélation avec la zonation et les effectifs malacologiques du profil SPM1 (à droite, d’après Antoine et al., 2006)

En bas à droite, résultats de quatre échantillons (ligne tiretée) prélevés dans l’unité 5 à quelques mètres de la séquence principale.

3 - Etude isotopique : méthodologie

11Les échantillons de Caours et La Celle ont été analysés au Laboratoire d’Isotopes Stables de l’Université d’East Anglia à Norwich (Grande-Bretagne). La matière organique présente dans le tuf a été détruite dans un plasma à oxygène (Bio-Rad PT 7300 plasma barrel etcher) à basse température (< 80°C). L’analyses des isotopes stables a ensuite été réalisée sur le CO2 produit par la réaction de 100 (± 5) µg de tuf « inorganique » avec de l’acide phosphorique anhydre (H3PO4 à 102 %) à 90°C. Les rapports isotopiques (δ18O et δ13C) ont été mesurés par un spectromètre de masse Europa SIRA Hybrid. Calculés sur la base de 75 standards répétés, des intervalles de confiances à 95 % (2σ) sont de 0,09 ‰ pour le δ18O et 0,3 ‰ pour le δ13C de l’ensemble des échantillons de Caours et La Celle (tab. 1 & 2). Les tests de répétabilité effectués (t-test et ANOVA) montrent que les valeurs des 52 duplicats et 21 triplicats d’échantillons des deux séquences ne sont pas statistiquement différentes entre elles et permettent d’éliminer l’hypothèse d’erreurs liées aux conditions d’analyses.

Fig. 3 : Courbes de variations des isotopes stables de l’oxygène et du carbone de la séquence de La Celle-sur-Seine en fonction de la stratigraphie (numérotation des échantillons en italique), corrélées à la zonation malacologique et à la courbe de développement des mollusques forestiers (en nombre d’espèces).

Fig. 3 : Courbes de variations des isotopes stables de l’oxygène et du carbone de la séquence de La Celle-sur-Seine en fonction de la stratigraphie (numérotation des échantillons en italique), corrélées à la zonation malacologique et à la courbe de développement des mollusques forestiers (en nombre d’espèces).

Les droites verticales signalent les moyennes partielles de chacune des variables

4 - Résultats et interprétation

4.1 - Caours

12Les valeurs caractéristiques des isotopes stables de la séquence principale de Caours sont données dans le tableau 1. Les valeurs du δ18O sont comprises entre -5,67 et -4,96 ‰ (moyenne de -5,38 ‰, n = 55) et celles du δ13C entre -10,4 et -9,5 ‰ (moyenne de -10,1 ‰, n = 55). Ces données sont représentées face à la séquence stratigraphique sur la figure 2. Les courbes du δ18O et du δ13C montrent une succession de variations concordantes avec la stratigraphie. Les résultats complémentaires obtenus pour l’unité 5 se trouvent en bas à droite de la figure.

13Dans la séquence principale de Caours, deux parties peuvent être distinguées d’après la courbe du carbone. Dans les unités 7 à 3, les valeurs du δ13C sont majoritairement inférieures à la moyenne générale de la séquence et inversement dans les unités 3 à 1. Les moyennes partielles de ces ensembles, respectivement -10,2 ‰ (n = 31) et -9,9 ‰ (n = 24), illustrent bien cet écart (tab. 1). Par ailleurs, l’amplitude des variations du δ13C dans la partie inférieure est moins importante et l’aspect de la courbe est plus lissé que dans la partie supérieure (fig. 2). Les variations de la courbe du δ13C de la partie inférieure sont généralement comprises dans l’intervalle de confiance (c’est-à-dire < 0,3 ‰). Cependant, les valeurs isotopiques des unités 6 à 5 sont significativement plus négatives. Le sommet de l’unité 6 enregistre la valeur minimale du δ13C (-10,4 ‰ ; tab. 1). Dans l’unité 4, une tendance significative vers des valeurs plus importantes du δ13C est ensuite observée, suivie d’une décroissance rapide de ces valeurs à la base de l’unité 3. Le δ13C se stabilise ensuite dans cette unité. Dans la partie supérieure (et plus particulièrement dans l’unité 1), les variations de la composition isotopique en carbone ne sont plus aussi bien corrélées aux variations stratigraphiques. Cependant, au milieu de l’unité 1, le δ13C atteint très nettement des valeurs minimales (jusqu’à -10,3 ‰, fig. 2). Les données au sommet de la courbe n’ont pas été prises en compte car elles résultent très probablement d’une contamination par le sol actuel qui recouvre les échantillons de tuf (fig. 2).

14La courbe du δ18O suit des variations similaires à celle du δ13C. Les valeurs maximales en isotopes stables de l’oxygène (-4,96 ‰, tab. 1) sont corrélées au minimum du δ13C au sommet de l’unité 6. Par ailleurs, les résultats complémentaires obtenus dans l’unité 5 montrent, à la base de celle-ci, des valeurs extrêmes du δ18O et du δ13C corrélées entre elles et plus marquées que dans la séquence principale (fig. 2). Ainsi, le δ18O atteint un maximum de -4,76 ‰ et le δ13C un minimum significatif de -11,1 ‰. Le δ18O diminue ensuite et atteint sa valeur minimale au sommet de l’unité 4 (-5,67 ‰, fig. 2). Il augmente ensuite jusqu’à la limite entre les unités 3 et 2. Le passage à la partie supérieure des courbes, décrit sur la variation marquée du δ13C, montre une inversion de la tendance du δ18O qui diminue à nouveau tout au long de l’unité 2. Au milieu de l’unité 1, le δ18O présente un pic vers des valeurs moins négatives (-5,23 ‰, fig. 2), correspondant à la variation opposée observée dans la courbe du δ13C. Les deux valeurs au sommet de la courbe du δ18O ne sont pas décrites ici car, de même que les valeurs du δ13C associées, elles résultent probablement d’une contamination (fig. 2).

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Tab. 1 : Données statistiques des résultats isotopiques du δ18O et du δ13O de la séquence de Caours

Tab. 1 : Données statistiques des résultats isotopiques du δ18O et du δ13O de la séquence de Caours

Seules des données de la séquence principale sont ici prises en compte

4.2 - La Celle-Sur-Seine

16Les valeurs caractéristiques des isotopes stables de la séquence de La Celle sont présentées dans le tableau 2. Les valeurs du δ18O sont comprises entre -5,79 et -4,32 ‰ (moyenne de -5,00 ‰, n = 116) et celles du δ13C entre -12,1 et -7,9 ‰ (moyenne de -10,1 ‰, n = 116). La dispersion des valeurs du δ13C est ainsi presque cinq fois plus importante que dans la série de Caours. Ces données sont représentées en fonction de la stratigraphie sur la figure 2. La courbe du δ18O montre trois phases successives, concordantes avec la stratigraphie. Tout d’abord, dans les unités 12 à 7, les valeurs du δ18O restent supérieures à la moyenne générale de la séquence (fig. 2). Une première diminution intervient à la transition entre les unités 7 et 6, les valeurs du δ18O se rapprochent alors de la moyenne. Enfin, à la transition entre les unités 2 et 1, le δ18O diminue à nouveau et passe en deçà de la moyenne de toute la séquence. Les moyennes partielles de chacune de ces trois parties illustrent bien la diminution significative du δ18O de l’une à l’autre (de -4,76 ‰, n = 48 à -5,03 ‰, n = 37, puis -5,43 ‰, n = 27 ; tab. 2).

17La courbe de δ13C de la séquence de La Celle suit le même découpage à l’exception de la partie inférieure, où se distinguent deux phases. Dans les unités 12 à 8, puis dans la partie médiane de la séquence (unités 6 à 2), les valeurs du δ13C sont supérieures à celle la moyenne générale. L’unité 7 s’individualise, de même que l’unité 1, avec des valeurs du δ13C plus faibles que la moyenne générale (fig. 2). Les moyennes partielles pour chacun de ces ensembles, successivement -9,5 (n = 36), -11,0 (n = 12), -9,8 (n = 37) puis -11,7 ‰ (n = 27 ; tab. 2), montrent que les variations du δ13C de l’un à l’autre sont significatives.

Tab. 2 : Données statistiques des résultats isotopiques du δ18O et du δ13C de la séquence de La Celle.

Tab. 2 : Données statistiques des résultats isotopiques du δ18O et du δ13C de la séquence de La Celle.

4.3 - Interprétations

18Les valeurs du δ18O et du δ13C de Caours sont cohérentes avec celles d’autres séquences de tuf quaternaires de régions du nord-ouest de l'Europe où les effets de la continentalité, de l’évaporation et de l’aridité sont faibles (Andrews, 2006). L’équilibre isotopique entre la calcite des tufs et l’eau dans laquelle a lieu la précipitation a été largement démontrée dans les dépôts de tufs récents (Andrews et al., 1997 ; Garnett, 2003).

4.3.1 - Variations du δ18O

19Les facteurs de variation à long terme du δ18O sont, d’une part, les changements de la température de l’eau dans laquelle a lieu la précipitation et, d’autre part, la composition isotopique de cette eau. Pour expliquer la variation totale du δ18O de Caours (0,71 ‰, tab. 1), une variation de 3°C de la température de l’eau est nécessaire sachant qu’une augmentation de 1°C de la température de précipitation induit une diminution de 0,24 ‰ du δ18O de la calcite (Craig, 1965). Cependant, ce mécanisme seul ne peut être retenu pour expliquer les variations du δ18O.

20Les variations isotopiques de l’eau à partir de laquelle la calcite précipite sont essentielles. Par ailleurs, la composition isotopique des eaux de sources est connue, en Europe, pour être fortement corrélée à celle des eaux de pluie (Andrews et al., 1997 ; Janssen, 2000). A latitude et altitude constantes, le δ18O des précipitations dépend essentiellement dans les régions tempérées et relativement proche des côtes de la température de l’air et de l’ « amount effect » (Dansgaard, 1964 ; Andrews et al., 1997). Cependant, sur le long terme, grâce à l’homogénéisation dans l’aquifère, la valeur isotopique des eaux souterraines est très proche de la moyenne de celle des eaux de pluie (Darling, 2004). De plus, à la résolution temporelle à laquelle nous travaillons, les événements exceptionnels de pluie saisonnière ne sont pas enregistrés. Ainsi, le facteur de contrôle majeur de la composition isotopique des eaux de pluie, et donc des eaux de sources dans lesquelles précipite le tuf, est la température atmosphérique moyenne annuelle. Le gradient δ18O-température mesuré sur les eaux de pluie dans le nord-ouest de l’Europe (+ 0,58 ‰ ; Rozanski et al., 1993) indique que l’augmentation du δ18O résulte d’une augmentation de la température atmosphérique. L’effet de la température atmosphérique est donc l’inverse de celui de la température de précipitation.

21D’après les études antérieures sur les tufs holocènes (Andrews et al., 1993 ; Andrews et al., 1997 ; Janssen, 2000 ; Garnett et al., 2004), la température atmosphérique serait le facteur de variation prédominant du δ18O. D’une façon générale, une augmentation du δ18O de la calcite indique une augmentation de la température atmosphérique.

22Les courbes du δ18O des séquences de Caours et de La Celle peuvent donc être interprétées en termes de variations de la température atmosphérique. Les augmentations du δ18O observées dans les unités 6, 3 et 1 de la séquence de Caours indiquent des augmentations de température alternant avec des diminutions dans les unités 7-6, 5-4, 2 et 1. De façon similaire, à La Celle, les transitions des unités 7 à 6 et 2 à 1, correspondent à des diminutions de la température atmosphérique. Des optima de température peuvent également être mis en évidence, correspondant aux valeurs maximales du δ18O. A Caours, l’optimum de température est particulièrement bien individualisé, entre les unités 6 et 5 de la séquence principale. Au vu des résultats complémentaires, l'optimum est encore mieux caractérisé à la base de l’unité 5 (fig. 1). A La Celle, les températures les plus importantes sont enregistrées dans les unités stratigraphiques 8 et 7 (fig. 2).

4.3.2 - Variations du δ13C

23Les variations du δ13C dépendent directement des variations du δ13C du carbone inorganique dissous dans l’eau (DIC) dans laquelle a lieu la précipitation de calcite. Les apports relatifs de carbone par le CO2 atmosphérique, les sols et la dissolution des calcaires marins du substratum dans l’aquifère influent sur la composition isotopique du DIC.

24Les apports en CO2 atmosphérique sont proportionnels à la distance entre les sources et l’endroit où a lieu la précipitation de tuf. Dans le cadre de séries continues, à un endroit donné du dépôt de tuf, ce paramètre est donc peu variable. Par ailleurs, les séquences de tuf étudiées à Caours et La Celle montrent des caractéristiques lithologiques qui indiquent la proximité des sources (Antoine et al., 2006 ; Limondin-Lozouet et al., 2006), confirmée à Caours par l’étude en lame mince (Dabkowski et al., 2010). Le rééquilibrage eau/atmosphère peut donc être négligé, ce qui élimine les apports isotopiques par le CO2 atmosphérique.

25Les échanges entre le DIC et les sols sont complexes. Ils dépendent à la fois de la maturité de ces sols et de la densité et du type de couvert végétal. Les sols matures, de milieux relativement humides (et chauds), produisent d’avantage de CO2 léger (Andrews et al., 1994). La disponibilité en eau influence également le type et la densité du couvert végétal. Quand les conditions climatiques deviennent plus humides, les plantes en C3 produisant du carbone lourd sont favorisées par rapport aux herbes et aux graminées en C4. De telles variations du paysage peuvent être enregistrées en parallèle par les bioindicateurs et notamment les successions malacologiques.

26Il a été démontré par ailleurs que le δ13C de la calcite dépend également de phénomènes de dissolution/précipitation dans l’aquifère (Andrews et al., 1993). L’apport en carbone lourd via la dissolution des sédiments calcaires marins contenant l’aquifère est susceptible d’augmenter lorsque le contact entre les eaux de l’aquifère et les formations calcaires marines est prolongé. C’est le cas en période sèche quand l’aquifère est moins rechargé par les précipitations et donc que le temps de résidence de l’eau dans cet aquifère augmente.

27Quel que soit le paramètre de contrôle dominant du δ13C du DIC, et donc de la calcite des tufs, les apports en carbone lourd (calcaire dissous dans l’aquifère) sont favorisés en périodes relativement sèches alors que ceux en carbone léger le sont lorsque les conditions sont humides (développement de l’activité des sols et de la végétation). Une augmentation du δ13C du tuf correspond ainsi à une période d’assèchement relatif et vice-versa (Andrews et al., 1993 ; Andrews et al., 1997 ; Garnett et al., 2004).

28La séquence de Caours montre donc une partie inférieure (unités 7 à 3) relativement plus humide que la partie supérieure (unités 2 et 1) car présentant un δ13C plus léger (fig. 1). Par ailleurs, un maximum d’humidité peut être observé à la transition entre les unités 6 et 5, corrélé au maximum de température déduit précédemment du δ18O (fig. 1 et tab. 1). Dans les résultats complémentaires de l’unité 5, ce maximum d’humidité est très important et apparait également corrélé au maximum de température (fig. 1).

29Dans la séquence de La Celle, l’alternance de phases relativement humides/sèches est observée. Les phases humides ainsi enregistrées correspondent aux unités 7 et 1 (fig. 2). Dans l’unité 7, l’importance relative de l’humidité correspond en partie aux températures maximales reconnues dans le δ18O (unités 8 et 7).

5 - Comparaison avec les données paléoenvironnementales

30Les tufs calcaires sont très favorables à l’installation de communautés malacologiques et à la bonne conservation des coquilles in situ (Preece, 1991). Des reconstitutions paléoenvironnementales à haute résolution basées sur les l'évolution des malacocénoses ont ainsi été réalisées sur d’autres coupes ou sondages à Caours et à La Celle. Leur corrélation stratigraphique avec les séquences d’où proviennent les résultats géochimiques permet la comparaison des données malacologiques et isotopiques (fig. 1 et 2). On observe immédiatement sur les deux coupes que les limites majeures décrites dans les résultats du δ18O et du δ13C sont concordantes avec celles des malacozones.

5.1 - Caours

31A Caours, l’enregistrement isotopique commence avec le dépôt de tuf, dans la malacozone 2 (fig. 1). Les faunes de mollusques y apparaissent fortement diversifiées par contraste avec les assemblages de la zone 1 provenant des limons fluviatiles à la base de la séquence de Caours qui sont pauvres en espèces et révèlent des milieux ouverts (Antoine et al., 2006). Les malacofaunes de la zone 2 sont caractérisées par un abondant cortège d’espèces forestières et indiquent une forte densification du couvert végétal. Ces conditions sont maximales dans l’unité 5 où l’optimum climatique a été enregistré. Cela correspond aux conditions d’humidité plus importantes enregistrées dans la partie inférieure de la courbe du δ13C (unités 7 à 3). En particulier, l’enregistrement des températures et des précipitations maximales à la transition entre les unités 6 et 5 dans la séquence principale et dans les données complémentaires de l’unité 5 coïncide avec l’optimum climatique indiqué par les malacofaunes. Par ailleurs cette unité 5 correspond au niveau archéologique le plus riche en artefacts lithiques et en restes osseux. La faune de grands mammifères y est particulièrement caractéristique des interglaciaires et « exclut toute période froide ou modérément tempérée » (Auguste in Antoine et al, 2006), ce qui est corroboré par l’interprétation issue de l'analyse des restes de micromammifères de l’unité 5 (Escudé in Antoine et al, 2006). L'ensemble des données paléontologiques concorde avec l’interprétation des résultats géochimiques pour démontrer un environnement forestier interglaciaire.

32La malacozone 3 est caractérisée par une forte chute des effectifs et de la diversité (fig. 1). La phase d'augmentation de température observée par les résultats géochimiques dans l’unité 3 correspond à un épisode azoïque dans la succession malacologique lié à une phase plus dynamique des écoulements qui localement ne permettent pas le développement de la végétation et donc l’implantation des populations malacologiques. Des malacofaunes de milieux ouverts réapparaissent dans les unités 2 et 1. Elles suggèrent l’émergence d’îlots végétalisés qui peuvent être mis en correspondance avec l’assèchement observé dans la partie supérieure de la courbe du δ13C (unités 2 et 1).

5.2 - La Celle

33La séquence de tuf de La Celle d’où proviennent les échantillons géochimiques débute dans la malacozone 2 où apparaissent puis se développent des assemblages de biotopes forestiers. Les faunes de mollusques forestiers atteignent leur développement maximal dans la malacozone 3. Ces données sont cohérentes avec l’enregistrement des températures (δ18O) les plus importantes dans les unités 12 à 7 et plus particulièrement les unités 8 et 7 où une augmentation significative de l’humidité (δ13C) est également observée, au début de la malacozone 3 (fig. 2). Les maxima de diversité et d’effectif des faunes de mollusques qui révèlent l’optimum climatique sont particulièrement marqués dans l’unité 7, correspondant ainsi parfaitement aux données isotopiques qui enregistrent un maximum de température et d’humidité dans cette même unité. La transition vers la malacozone 4 coïncide avec la baisse simultanée des valeurs du δ18O et du δ13C, indiquant une diminution des températures sous des conditions plus humides. Ces interprétations géochimiques sont cohérentes avec les faunes de milieu plus ouvert enregistrées dans cette zone. Si la majeure partie des espèces forestières précédentes disparaissent, deux taxons, Perforatella bidentata et Spermodea lamellata, caractéristiques des forêts continentales humides (Kerney et al., 1983), font leur apparition dans les cortèges. Leur occurrence souligne la permanence d'un biotope forestier très réduit et plus humide que précédemment.

6 - Conclusion

34Les séquences de Caours et de La Celle constituent des enregistrements de référence pour les interglaciaires continentaux contemporains des SIM 5e et 11. Dans les deux cas, l'évolution des paramètres climatiques enregistrés par les isotopes stables de la calcite constituant les séquences de tuf est cohérente avec les changements environnementaux reconnus par les paléobiocénoses, en particulier les malacofaunes. Ces résultats sont donc extrêmement encourageants et valident l’application de ces méthodes isotopiques, jusqu’alors développées sur des séquences de tuf holocènes, à des sites du Pléistocène moyen et supérieur. Une des difficultés majeures de ce type d’approche demeure le caractère discontinu des enregistrements continentaux et la relative imprécision des méthodes de datation absolue applicables aux tufs calcaires pléistocènes.

35Toutefois, la poursuite de ces recherches géochimiques pourrait fournir des informations-clés pour la compréhension de l’évolution climatique et des réponses des environnements continentaux européens au cours des interglaciaires du Pléistocène. En particulier, les variations du δ18O permettent d’évaluer quantitativement les changements de température atmosphérique. Par ailleurs, la comparaison avec d’autres marqueurs géochimiques tels que le δ13C sur la matière organique, pour lequel les valeurs plus négatives sont attendues dans les environnements les plus humides, ou les rapports Mg/Ca et Sr/Ca, dépendants de l’intensité des précipitations, permettra de développer et préciser ces premières interprétations.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation des sites de Caours et La Celle.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6010/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 16k
Titre Fig. 2 : Courbes de variations des isotopes stables de l’oxygène et du carbone de la séquence de Caours en fonction de la stratigraphie (numérotation des échantillons en italique), et corrélation avec la zonation et les effectifs malacologiques du profil SPM1 (à droite, d’après Antoine et al., 2006)
Légende En bas à droite, résultats de quatre échantillons (ligne tiretée) prélevés dans l’unité 5 à quelques mètres de la séquence principale.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6010/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 708k
Titre Fig. 3 : Courbes de variations des isotopes stables de l’oxygène et du carbone de la séquence de La Celle-sur-Seine en fonction de la stratigraphie (numérotation des échantillons en italique), corrélées à la zonation malacologique et à la courbe de développement des mollusques forestiers (en nombre d’espèces).
Légende Les droites verticales signalent les moyennes partielles de chacune des variables
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6010/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 48k
Titre Tab. 1 : Données statistiques des résultats isotopiques du δ18O et du δ13O de la séquence de Caours
Légende Seules des données de la séquence principale sont ici prises en compte
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6010/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 24k
Titre Tab. 2 : Données statistiques des résultats isotopiques du δ18O et du δ13C de la séquence de La Celle.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/6010/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 26k
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Pour citer cet article

Référence papier

Julie Dabkowski, Nicole Limondin‑Lozouet, Pierre Antoine, Alina Marca-Bell et Julian Andrews, « Enregistrement des variations climatiques au cours des interglaciaires d’après l’étude des isotopes stables de la calcite de tufs calcaires pléistocènes du nord de la France : exemple des séquences de Caours (SIM 5e ; Somme) et de La Celle (SIM 11 ; Seine-et-Marne) », Quaternaire, vol. 22/4 | 2011, 275-283.

Référence électronique

Julie Dabkowski, Nicole Limondin‑Lozouet, Pierre Antoine, Alina Marca-Bell et Julian Andrews, « Enregistrement des variations climatiques au cours des interglaciaires d’après l’étude des isotopes stables de la calcite de tufs calcaires pléistocènes du nord de la France : exemple des séquences de Caours (SIM 5e ; Somme) et de La Celle (SIM 11 ; Seine-et-Marne) », Quaternaire [En ligne], vol. 22/4 | 2011, mis en ligne le 01 mars 2017, consulté le 21 juin 2018. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/6010 ; DOI : 10.4000/quaternaire.6010

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Auteurs

Julie Dabkowski

Département de Préhistoire du Muséum National d’Histoire Naturelle, UMR 7194, Institut de Paléontologie Humaine, 1 rue René Panhard, F-75013 PARIS. Courriel : dabkowski@mnhn.fr; Laboratoire de Géographie Physique, UMR 8591, 1 place Aristide Briand, F-92195 MEUDON cedex

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School of Environmental Sciences, University of East Anglia, Norwich NR4 7TJ, United Kingdom

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School of Environmental Sciences, University of East Anglia, Norwich NR4 7TJ, United Kingdom

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