Les recherches présentées ici ont été financées par la “Deutsche Forschungsgemeinschaft” par l’intermédiaire de l’école doctorale “Human Development in Landscapes”. Nous remercions Hauke Drew, Hans-Ulrich Kison et Andrea Kirzinger, pour leur assistance pratique, Hans-Rudolf Bork, Marie-Josée Nadeau, Fredrik Olsson et Marie-José Gaillard, pour leur assistance scientifique, et enfin Mathias Bahns, Doris Jansen, Annegret Larsen et Kathleen Ryan, pour leurs contributions sur le terrain.

1 - Introduction

1Le régime des incendies est un facteur important des changements de dynamiques écosystèmiques (Thonicke et al., 2001). Ce rôle majeur des événements d’incendie a été en grande partie identifié grâce à l’analyse quantitative et/ou qualitative d’enregistrements paléo-anthracologiques. Ces derniers constituent les évidences directes des occurrences passées des incendies (Whitlock & Larsen, 2001 ; Conedera et al., 2009). Depuis les premiers travaux du milieu du xx^e siècle, un nombre grandissant d’études anthracologiques ont été réalisées, principalement dans des biomes au sein desquels la végétation et le climat s’avèrent propices aux incendies (e.g. biomes boréal et méditerranéen), fournissant un grand nombre d’enregistrements anthracologiques pertinemment exploitables pour la reconstitution significative du régime passé des incendies, de l’échelle locale (e.g. Millspaugh & Whitlock, 1995 ; Olsson et al., 2010), à des échelles globale (Carcaillet et al., 2002 ; Power et al., 2008 ; Marlon et al., 2009).

2Malgré tout, pour ce qui concerne plus spécifiquement la caractérisation du régime passé des incendies dans des biomes où ceux-ci ne sont pas une composante naturelle première de la dynamique, les données sont encore éparses. C’est le cas de l’Europe centrale où encore peu d’analyses d’enregistrement anthracologiques ont été réalisées (Tinner et al., 2005). Ainsi, par exemple, les déterminismes des événements, et les patrons des régimes passés des incendies restent difficiles à caractériser. Pour autant, les écosystèmes d’Europe centrale, bien que souvent résistants aux incendies (i.e. faible inflammabilité et capacité de propagation), s’avèrent avoir brulé (Clark, 1988 ; Goldammer & Page, 2000 ; Robin et al., 2012), avec des conséquences possiblement drastiques sur les systèmes puisque que ceux-ci sont faiblement résilients à la “perturbation incendie”. Les régimes passés des incendies, peuvent aussi avoir joué un rôle important dans la dynamique multimillénaire de ces écosystèmes. Il est donc important d’étudier les conséquences des occurrences d’incendies pour ces écosystèmes “non-adaptés” à ces derniers, ainsi que leurs réponses à cette perturbation. Ceci s’avère d’autant plus important au regard des changements climatiques en cours (IPCC, 2007). Ces derniers induisent des changements de végétation, qui pourraient avoir comme conséquences importantes un “déplacement des risques d’incendies”, notamment vers une augmentation de ce dernier dans des écosystèmes ou ils n’ont aujourd’hui qu’un impact mineur (Thompson et al., 2009 ; Chatry et al., 2010).

3Pour autant, la composante climatique n’est pas la seule à prendre en compte pour étudier le régime passé des incendies. Le rôle, direct ou indirect, des activités anthropiques s’avère un facteur important dans l’occurrence et la caractéristique d’événements passés d’incendies. Ceci d’autant plus dans des écosystèmes résistant au risque d’incendie. Dans ce cadre-là, la main de l’homme comme facteur de départ et de propagation des incendies est un déterminisme essentiel (Kalaora & Savoya, 1999 ; Challot, 2004 ; Marlon et al., 2009). Ce “filtre” des activités humaines complexifie les signaux paléo-anthracologiques, aussi bien concernant les processus pré-dépositionnels que post-dépositionnels (Scott & Damblon, 2010 ; Théry-Parisot et al., 2010). Ainsi, les enregistrements anthracologiques d’Europe centrale apparaissent non seulement rares, mais aussi délicats à appréhender pour ce qui est de définir leur signal incendie.

4Pour répondre à cette difficulté d’analyse des enregistrements anthracologiques d’Europe centrale nous formalisons ici une stratégie analytique permettant de reconstituer avec une plus grande précision l’histoire des incendies. Cette approche repose sur la comparaison de différents signaux anthracologiques, issus de différents types d’archives. Nous présentons ici les trois méthodes utilisées (i.e. l’analyse pédoanthracologique, l’analyse des macro-charbons sédimentaires, et l’analyse des micro-charbons sédimentaires), en soulignant leurs spécificités et complémentarités, et nous illustrons l’utilisation de cette approche à travers des cas d’études en Europe centrale.

2 - Méthodes

2.1 - Aspects taphonomiques

5La formation d’assemblages anthracologiques résulte de l’occurrence d’au moins un événement d’incendie, au cours duquel une quantité variable de charbon est formée en fonction des conditions de combustion et de carbonisation (Scott et al., 2000 ; Conedera et al., 2009). Le charbon formé est soumis aux processus taphonomiques de fragmentation, enfouissement, et/ou transport, conduisant à la formation d’assemblages anthracologiques et à leur enregistrement dans divers types d’archives paléo-environnementales (Patterson III et al., 1987 ; Thinon, 1992 ; Scott et al., 2000 ; Scott & Damblon, 2010). Un grand nombre d’études descriptives et expérimentales montrent que la taille des fragments de charbon est un paramètre clé dans les processus taphonomiques (e.g. Clark et al., 1998 ; Blackford, 2000 ; Carcaillet et al., 2007). Ainsi, en fonction du type d’archive prélevé et du protocole analytique utilisé divers types d’assemblages anthracologiques peuvent être extraits, selon la taille des fragments qui les constituent (fig. 1). La distinction de ces différents assemblages anthracologiques permet d’obtenir des signaux incendie ayant différents niveaux de résolution spatiale, par rapport à leur source de formation.

6Généralement, on distingue les assemblages en micro-charbons, inférieurs à 100-200 µm, pouvant être transportés sur de longues distances et être ainsi indicateurs d’occurrence d’incendies à l’échelle régionale (Patterson III et al., 1987 ; Tinner & Hu, 2003), des assemblages en macro-charbons, supérieurs à 100-200µm, enregistrés localement (Millspaugh & Whitlock, 1995 ; Mooney & Tinner, 2011). Un troisième type d’enregistrement anthracologique est ici distingué. Il s’agit des assemblages en méga-charbon, c’est-à-dire supérieurs à 800 µm-1 mm qui est la taille minimale pour l’identification taxonomique des fragments charbons.

7Les assemblages de micro- et macro-charbons sont couramment issus d’archives sédimentaires chrono-stratigraphiés (Monney & Tinner, 2011). Les méga-charbons, qui dans le type d’archive précédente sont rarement assez abondants pour permettre une reconstitution paléo-environnementale pertinente, sont issus d’échantillons de sols et / ou de séquences sédimentaires (Thinon, 1992 ; Nelle et al., 2013).

2.2 - Aspects analytiques

2.2.1 - Les micro-charbons

8Le signal micro-charbon est quantifié à partir du comptage du nombre de fragments (i.e. particules carbonisées) sur lame(s) mince(s) de microscope, à des grossissements de 200x à 400x (Mooney & Tinner, 2011). Des valeurs en concentration (no.cm^-3) sont calculées par comparaison avec des concentrations connues d’un pollen exotique ajouté aux échantillons. Les micro-charbons sont ici également quantifiés en fonction de la concentration en grains de pollen arboréens, pour un même échantillon. La préparation des échantillons suit une méthode standard de préparation pour l’analyse palynologique (Faegri & Iversen, 1989).

2.2.2 - Les macro-charbons

9Le signal macro-charbon est quantifié par tamisage (Millspaugh & Whitlock, 1995 ; Mooney & Tinner, 2011). Il est échantillonné 5 cm³ de matériel, en continu tout au long des séquences. Chaque échantillon est traité dans 75 ml de javel (NaOCl à 13 %), pendant au minimum 24 heures, puis il est précautionneusement tamisé à 200 µm. La fraction de tamis supérieure à 200 µm est triée afin de conserver uniquement les fragments de charbons. Le contenu en fragments de charbons de chaque échantillon est pris en photo avec un appareil numérique. Les photos sont ensuite analysées digitalement avec le logiciel “Scion Image” (Scion Corporation) pour mesurer le nombre de fragments (Mooney & Black, 2003). Ce nombre de fragments rapporté au volume d’échantillonnage permet d’estimer la concentration en macro-charbon par échantillon analysé (no.m^-3 ; Robin et al., 2012).

2.2.3 - Les méga-charbons

10Le signal méga-charbon est obtenu par l’analyse pédoanthracologique (Thinon, 1992). Sur des profils de sol et / ou de séquences sédimentaires, les horizons stratigraphiques apparents, préalablement décrits, sont échantillonnés (± 5 litres par échantillon), de bas en haut, avec au maximum 10 cm d’épaisseur verticale pour chaque échantillon. En laboratoire, les échantillons sont tamisés à l’eau, puis à sec, sur des mailles de 5, 2 et 1 mm, afin de faciliter le tri des fragments de charbon, puis de pouvoir répartir facilement le nombre de fragments analysés taxonomiquement pour les trois classes de taille (Carcaillet & Thinon, 1996 ; Talon et al., 1998). Nous avons analysé taxonomiquement un maximum de 30 fragments par classe de taille de chaque échantillon. L’identification anatomique se fait à des grossissements de 200x à 500x, en suivant les descriptions des clés et atlas d’identification (Jacquiot, 1955 ; Jacquiot et al., 1973 ; Schweingruber, 1990a,b), et en comparant avec la collection de référence de l’“Institut für Ökosystemforschung” (CAU Kiel, Allemagne). Les résultats sont exprimés en concentration (mg/kg), à partir de la masse méga-charbon (mg) par kilogramme de matériel échantillonné, supérieur à 5 mm (kg), que ce soit par profil, par horizon, et par taxon (Robin et al., 2012).

2.2.4 - Contrôle chronologique

11Les signaux de micro- et macro-charbons sont tout deux issus de séquences chrono-stratigraphiées. Pour obtenir leurs cadres temporels nous avons calculé des modèles “âge-profondeur”, basés sur un nombre significatif de datations radiocarbone (AMS-C¹⁴ ; Grootes et al., 2004), à diverses profondeurs, en fonction de la séquence analysée.

12Les informations chronologiques relatives au signal en méga-charbons sont obtenues par la datation radiocarbone (AMS-C¹⁴) directe d’un certain nombre de fragments de charbon, préalablement identifiés taxonomiquement. Ces datations sont comparées à la stratigraphie observée afin d’obtenir une information chronologique le plus solide possible, pour un contexte d’échantillonnage qui ne présente pas de cadre chrono-stratigraphique évident (Carcaillet, 2001a,b).

13Toutes les dates présentées ici ont été calibrées sur un intervalle de confiance de 2 sigmas en utilisant le programme “OxCal” (Bronk-Ramsey, 2001), et la référence IntCal09 (Reimer et al., 2009).

3 - Sites d’étude et échantillonnages

14Les approches anthracologiques ont étaient menés sur deux sites d’études en Europe centrale (fig. 2).

15Un premier site se situe en plaine océanique, dans le nord de l’Allemagne. Des investigations paléo-environnementales ont été réalisées dans la forêt de Stodthagen (Robin et al., 2012). Cette forêt est dans une zone avec des précipitations moyennes annuelles de 880 mm et une température moyenne annuelle de 9.1°C (Deutscher Wetterdienst, 2012). Le substrat local, et régional, est une formation de “jeune-moraine” qui résulte de la présence de la calotte glaciaire lors du maximum glaciaire du Weichselien (Nelle & Dörfler, 2008). Ceci induit une topographie assez hétérogène, caractérisée par une mosaïque de petites collines et de petites dépressions, de 10 à 20 m de dénivelé, permettant la présence de petites tourbières et de petits lacs (± 500 m²). La végétation locale actuelle est largement dominée par le hêtre (Fagus sylvatica), avec quelques individus d’espèce alluviale tel que le frêne commun (Fraxinus excelsior) et l’aulne (Alnus glutinosa), et aussi des espèces ubiquistes comme le bouleau verruqueux (Betula pendula) ou l’érable sycomore (Acer pseudoplatanus). Sur le site d’échantillonnage au sein de la forêt de Stodthagen, il a été prélevé un ensemble de profils de sol, distants de 10 à 75 m. Six profils ont été ouverts manuellement (STO 1 à 6 ; fig. 2.1 ; Robin et al., 2012). Quatre profils supplémentaires ont été ouverts mécaniquement (STO 7 à 10). A une vingtaine de mètres des profils de sols, il a été échantillonné une tourbière d’environ 250 m². Il y a été carotté une séquence de 220 cm (SHN). Cette séquence a été prélevée avec un carottier à piston de type “Usinger”, qui permet d’obtenir des sections cylindriques de matériel d’un mètre de long et de 80 mm de diamètre (Mingram et al., 2007).

16Le second site d’étude se situe dans la chaîne de moyenne montagne la plus septentrionale d’Europe centrale, les montagnes du Harz, au centre de l’Allemagne (Robin et al., 2013). Le substrat est constitué de matériel granitique plus ou moins altéré (Gabriel et al., 1997). La végétation locale actuelle est constituée d’une forêt mono-spécifique d’épicéas (Picea abies), avec un sous-étage principalement formé de myrtilles (Vaccinium myrtillus) et de raisin d’ours (Arctostaphylos uva-ursi). Ce site d’étude inclut deux zones d’échantillonnage distinctes selon un gradient altitudinal (fig. 2.2). La zone la plus basse en altitude comprend la tourbière de Blumentopfmoor (670 m), où a été carottée une séquence de 1,47 m (BTM). A proximité de cette tourbière, cinq profils de sol ont été échantillonnés (REB), entre 680 à 830 m d’altitude, sur le bas du versant est de Renneckenberg, en pente douce et relativement homogène d’environ 30°. A cette altitude, les précipitations annuelles moyennes sont de 1275 mm, pour 5,3°C de température moyenne annuelle (Deutscher Wetterdienst, 2012). La zone d’échantillonnage la plus haute en altitude comprend la tourbière de Brockenbettmoor (900 m), où a été carottée la séquence de 2,27 m (BBM). A proximité de cette tourbière, quatre profils de sols ont été échantillonnés (HEI), entre 910 et 960 m d’altitude, sur le bas du versant sud-est de Heinrichshöhe. A cette altitude, les précipitations annuelles moyennes sont de 1814 mm, pour 2.9°C de température moyenne annuelle (Deutscher Wetterdienst, 2012).

4 - Résultats et discussion

17Pour les deux sites d’étude, le détail des résultats et de leurs discussions a été développé par Robin et al. (2012, 2013). Nous focalisons ici sur la comparaison et la complémentarité des approches anthracologiques utilisées, et sur les signaux incendie qu’elles fournissent, de l’échelle locale à régionale.

4.1 - En plaine océanique

18La séquence de tourbe SHN présente des patrons d’accumulation en micro- et macro-charbons qui convergent (fig. 3). Une phase d’accumulation importante en micro-charbons apparait dans la partie basse de la séquence. Ceci indique une activité incendie régionale significative au début de l’Holocène. Sur cette même période, quelques évidences d’accumulation en macro-charbons indiquent l’occurrence d’incendies locaux. Une convergence des signaux est également identifiée aux environs de 4 000 BP, avec des accumulations importantes en micro- et macro-charbons. Ceci indique, à minima, l’occurrence d’une phase d’incendie locale. Durant le dernier millénaire, comme c’est le cas pour le début de l’Holocène, des événements locaux et régionaux d’incendies sont enregistrés. A l’échelle locale, les indications palynologiques, issues de la petite tourbière forestière carottée, indiquent la continuité du couvert forestier tout au long de l’holocène (Rickert, 2006 ; Robin et al., 2012). Par conséquent, nous interprétons les enregistrements en macro-charbons comme indicateurs d’incendies très locaux et de faible intensité, n’ayant pas induit une ouverture significative de la canopée. Les indications issues des assemblages en méga-charbons contenus dans les sols apportent des évidences supplémentaires. En effet, les sols échantillonnés présentent des concentrations en méga-charbons globalement très importantes (fig. 4), comparables avec des concentrations pour des sites présentant une sensibilité aux incendies beaucoup plus importante de par leur latitude et / ou la prédominance de conifères (Bergaglio et al., 2006 ; Touflan et al., 2010). Ces quantités importantes en méga-charbons dans les sols de Stodthagen indiquent l’occurrence d’événements de feux locaux, certainement fréquents et/ou intenses. L’analyse taxonomique des assemblages de méga-charbons supporte l’occurrence d’incendies intenses, d’origine humaine. Le hêtre et le chêne, dominent largement le spectre des identifications (fig. 5). Or, ces deux espèces ne sont pas, et ne forment pas des systèmes forestiers, “faciles” à brûler (Pyne, 1994 ; Pyne et al., 1995). Pour que des incendies s’y produisent, il a fallu que les activités anthropiques locales jouent directement ou indirectement un rôle. Les informations chronologiques issues des enregistrements de méga-charbons supportent le déterminisme anthropique dans le régime passé d’incendie local. Sept des huit dates radiocarbones sont de la seconde moitié de l’Holocène, période d’accroissement des changements environnementaux liés aux activités humaines (tab. 1 ; Nelle & Dorfler, 2008). Quatre de ces dates correspondent à la phase d’incendie identifiée dans la séquence de tourbe SHN, pour le dernier millénaire (fig. 6a). La phase d’accumulation importante en micro- et macro-charbons, aux alentours de 4 000 BP est également identifiée par deux datations de méga-charbons relativement synchrones. A l’inverse, un événement d’incendie identifié par la datation à env. 2 200 BP d’un fragment de méga-charbon issu du profil STO 3, n’est pas enregistré dans la séquence de tourbe SHN. C’est une évidence supplémentaire de l’occurrence d’incendies anthropiques de faible magnitude, comme pourraient l’être un brûlage dirigé pour “nettoyer” la forêt de son sous-bois afin d’y faire parcourir les troupeaux, tout en gardant la ressource en bois. Ce type de pratique a déjà été mis en évidence dans la zone circum-baltique (Greisman & Gaillard, 2009 ; Olsson et al., 2010).

4.2 - En moyenne montagne

19La séquence de tourbe BTM ne présente des signaux d’incendies que sur deux périodes assez brèves et très éloignées en temps (fig. 7). La phase d’accumulation de charbon la plus ancienne est enregistrée à env. 8 500 BP. Elle est indiquée de manière synchrone par les micro- et les macro-charbons, et semble donc indiquer, à minima, l’occurrence d’une phase d’incendie locale. La phase d’accumulation de charbon la plus récente est enregistrée à env. 500 BP. On observe d’abord une accumulation assez importante en macro-charbons, correspondant à un début d’augmentation de l’accumulation en micro-charbons. Cette phase d’incendies locaux est suivie d’une forte augmentation de l’accumulation en micro-charbons, alors qu’il n’y a plus d’évidences d’enregistrement de macro-charbons. Ceci indique une activité d’incendie significative à l’échelle régionale, mais nulle à l’échelle locale. Ces dernières observations sont supportées par les signaux incendies de la séquence de tourbe BBM (fig. 7). Une phase d’activité d’incendie est clairement enregistrée, aussi bien par les accumulations en micro- qu’en macro-charbons, dans cette séquence de tourbe BBM, au cours des deux derniers millénaires. Cette activité d’incendie locale peut être la source de l’activité régionale détectée dans la séquence BTM. Une seconde phase d’accumulation de charbon apparait dans les enregistrements en micro- et macro-charbon à la base de cette séquence BBM, entre 5 000 et 6 000 BP. Cette dernière phase d’incendie n’apparaît pas dans l’enregistrement en macro-charbons de la séquence BTM, ni même dans son enregistrement en micro-charbons alors que ces derniers sont supposés indiquer les événements extra-locaux de par le fait que les micro-charbons peuvent être transportées sur de longues distances, notamment par les courants chauds ascendant, émanant de l’incendie qui les forme (Clark & Royall, 1995 ; Pisaric, 2002 ; Tinner et al., 2006). Nous formulons ici l’hypothèse que la tourbière où a été prélevée la séquence BTM n’a pas enregistré la phase d’incendies du milieu de l’Holocène parce qu’elle se situe à plus basse altitude et est assez proche des occurrences d’incendies locaux identifiées dans les enregistrements de la séquence BBM (fig. 2). Ainsi les micro-charbons formés lors des incendies sont transportés d’abord en altitude (courants chauds ascendants) et ensuite déposés au-delà de cette tourbière d’où est issue la séquence BTM. D’autres événements d’incendies n’apparaissent dans aucunes des séquences de tourbes mais sont indiqués par les enregistrements en méga-charbons des échantillons de sols. Les quantités de méga-charbons enregistrées dans les sols échantillonnés sont très importantes (fig. 8). En particulier pour le site de REB. Mais la présence de charbonnières sur ce site peut expliquer, en partie, ces quantités de charbons. Cet aspect de l’enregistrement pedoanthracologique est discuté par Knapp et al. (2013). Malgré cela on remarque que les quantités de charbon sont comparables avec des études dans des zones de montagne comparables, mais à des latitudes plus favorable au risque d’incendie (Carnelli et al., 2004 ; Favilli et al., 2010 ; Touflan et al., 2010). Tout comme c’est le cas pour les enregistrements du nord de l’Allemagne, ces quantités importantes en méga-charbon indiquent l’occurrence d’incendies locaux. Ceci est cohérent avec le type de végétation brûlé, identifié par l’analyse taxinomique (fig. 9), qui est très largement dominé par l’épicéa, espèce conifère qui forme des forêts sensibles au risque d’incendie (Pyne et al., 1995). Pour autant les quantités en méga-charbons par niveaux stratigraphiques sont délicates à discuter en termes chronologiques, à cause de la forte érosion des sols qui semblent avoir induit un mélange important des horizons, comme l’indiquent les datations radiocarbones du profil REB 5 (Knapp et al., 2013 ; Robin et al., 2013). Cet aspect problématique du mélange des assemblages anthracologiques lié à de forts et réguliers événements d’érosion en zone de montagne est une des principales limites de l’analyse des enregistrements en méga-charbons (Carcaillet, 2001a,b). Malgré cette limite méthodologique un contrôle chronologique minimal a été obtenu grâce à la datation de 15 fragments de méga-charbons (tab. 2). Ainsi on observe que des indications chronologiques des assemblages en méga-charbons sont synchrones des périodes avec des activités d’incendie significatives, identifiées par les enregistrements en micro- et macro-charbons des séquences de tourbes, comme par exemple au cours de l’Holocène récent, ou au cours de l’Holocène moyen dans la séquence BBM (fig. 6b). A l’inverse, comme indiqué précédemment, des incendies ne sont indiqués que par les enregistrements en méga-charbons. Ces incendies sont identifiés avec neuf dates entre env. 2 500 et env. 4 500 BP, issues des assemblages de HEI et de REB. Pour expliquer l’absence d’indications de ces incendies dans les séquences de tourbe BBM et BTM, nous postulons que ces dernières sont issue de tourbières dont la surface n’a pas été parcourue par les incendies, qui étaient certainement très locaux. Tout comme pour les évidences issues des investigations en plaine océanique, les occurrences d’incendies restreints à des petites surfaces, identifiées en zone de moyenne montagne d’Europe centrale, peuvent apparaître liées à des pratiques humaines locales. Mais cela reste plus incertain pour cette zone de moyenne montagne étant donnée la végétation locale plus sensible aux incendies que celle du nord de l’Allemagne, bien qu’il a été identifié des fragments de hêtres et d’autres feuillus. Mais ces derniers sont en quantité négligeable en comparaison avec les quantités d’épicéas.

5 - Conclusion

20L’approche comparative présentée ici d’analyse des données anthracologiques utilisées pour reconstituer l’histoire des incendies de deux sites d’étude en Europe centrale permet d’illustrer des aspects intéressants pour une définition plus précise du régime passé des incendies.

21(1) La complémentarité des données anthracologiques utilisées s’avère être utile pour une détection plus exhaustive des occurrences d’incendie, et donc pour une définition plus précise de la fréquence d’incendie au cours du temps. Les résultats de chacun des sites d’études ont montré une certaine synchronicité des occurrences d’incendies, tout en permettant la détection d’événements identifiables uniquement par l’analyse d’un seul type d’assemblage anthracologique.

22(2) La grande complémentarité spatiale des enregistrements en micro-, macro- et méga-charbons, mis en évidence ici de l’échelle locale à régionale, permet de reconstituer l’étendue spatiale des occurrences d’incendies passés. Par exemple, la comparaison de différentes séries de données anthracologiques à l’échelle du massif forestier des Harz, montre d’importantes hétérogénéités, liées à l’occurrence d’événements d’incendies locaux, mais aussi avec des périodes d’enregistrement plus synchrone, indiquant des phases avec un régime d’incendie homogène, sur une plus large échelle spatiale.

23(3) L’analyse comparative de différents types d’enregistrements anthracologiques permet d’obtenir des données intéressantes pour identifier le déterminisme des événements d’incendie détectés. Ainsi, la fréquence des incendies, liée à l’identification du type de combustible permet, dans certains cas, de postuler le facteur d’ignition et de contrôle des occurrences d’incendies. Par exemple, la détection d’une augmentation de la fréquence des incendies au-cours de l’Holocène récent, et l’identification d’incendies dans des forêts de feuillus décidus, mésophiles, nous a permis ici de postuler le déterminisme anthropique comme facteur de contrôle de l’histoire des incendies pour le site d’étude de plaine océanique dans le nord de l’Allemagne.