Navigation – Plan du site

La séquence lacustre du maar d’Alleret (Massif Central, France) : téphrochronologie et évolution paléoenvironnementale en Europe occidentale au début du Pléistocène moyen

The lacustrine sequence of the Alleret maar (Massif Central, France): tephrochronology and palaeoenvironnmental evolution in western Europe During the Early Middle Pleistocene
Jean‑Philippe Degeai, Jean-François Pastre, Agnès Gauthier, Vincent Robert, Sébastien Nomade, Viviane Bout‑Roumazeilles et Hervé Guillou
p. Fr

Résumés

Le maar d’Alleret (Massif Central, France) contient une séquence lacustre couvrant les stades isotopiques marins (SIM) 17 à 15. La partie étudiée, comprise entre 40,5 et 24,25 m de profondeur, enregistre la présence de téphras du Mont Dore (phase Sancy) qui permettent d’établir une téphrochronologie à partir de datations 40Ar/39Ar laser comprises entre 683 ± 5 et 718 ± 6 ka. Les analyses géochimiques et minéralogiques de ces téphras montrent une mésostase vitreuse à composition trachytique à rhyolitique. Des analyses sédimentologiques (granulométrie laser, susceptibilité magnétique, carbone et azote total) permettent de proposer une reconstitution des dynamiques morphosédimentaires et de comprendre la géodynamique externe dans le bassin versant pendant la phase lacustre. Une étude palynologique complète cette étude et apporte des informations sur la dynamique de la végétation autour du maar. Dans la partie inférieure de la séquence, le développement successif de forêts riparienne, caducifoliée, puis montagnarde est caractéristique d’un interglaciaire, attribué au SIM 17. Cet interglaciaire est suivi par une phase glaciaire corrélée au stade SIM 16. Le début de cette période glaciaire montre dans la séquence d’Alleret une grande variabilité cyclique, avec la présence de trois cycles stade/interstade. La comparaison avec les données paléoenvironnementales issues de forages glaciels, marins et continentaux montrent une bonne adéquation avec le cadre chronostratigraphique de cette partie de la séquence d’Alleret et confirme le remarquable intérêt des maars du Massif Central comme enregistreurs des variations climatiques et environnementales en milieu continental au cours du Quaternaire.

Haut de page

Texte intégral

Les auteurs tiennent à remercier le BRGM, le CEA et le CNRS, sans lesquels ce travail n’aurait pu être réalisé. Nous remercions particulièrement Daniel Dupuy, ancien chef-sondeur du BRGM qui a pu permettre de monter techniquement le programme de carottage sur le maar d’Alleret et d’autres maars. Nos remerciements sincères vont aussi à l’égard de Ph. Rossi (Carte Géologique de la France) qui a permis la réalisation de ces sondages. Nos remerciements chaleureux vont également à tous ceux qui ont contribué, par leur soutien, leur aide ou leur encouragement, à la réalisation de ce travail : G. Beaufort (commune de Saint-Privat-du-Dragon), J.-M. Cantagrel, J.-J. Delannoy, la famille Echobart, E. Egly, F. Couffignal, M. Fialin, G. Guizoarn, Ch. Le Cœur, J.-F. Lozach, la famille Perret, E. Poux, F. Quesnel, Ph. Rocher, P. Soulis, Y. Vernhet. Nous remercions enfin les deux relecteurs anonymes pour leurs remarques constructives et pertinentes.

1 - Introduction

1La « Mid-Pleistocene Transition » est une période majeure de l’histoire du Quaternaire, marquée par de profonds bouleversements climatiques et atmosphériques à l’échelle planétaire comme le montrent les enregistrements marins et glaciels, avec notamment la durée des cycles climatiques passant de 41 à 100 ka (Zachos et al., 2001 ; Ruddiman, 2003 ; Head & Gibbard, 2005 ; Maslin & Ridgwell, 2005 ; Clark et al., 2006 ; Berger & Loutre, 2010). Des modifications régionales dans les faunes (Lourens et al., 2004 ; Maiorano & Marino, 2004 ; Palombo et al., 2005), les flores (Tzedakis et al., 2006 ; Popescu et al., 2010), les rythmes de sédimentation et d’incision (Dodonov, 2005 ; Antoine et al., 2007 ; Bridgland & Westaway, 2008 ; Gibbard & Lewin, 2009) ou bien encore les déplacements de populations (Dennell, 2003) sont également observés durant cette période.

2Les cratères de maar contiennent souvent de longues séquences sédimentaires ayant enregistré les évolutions paléoenvironnementales continentales en continu sur des périodes de plusieurs dizaines voire centaines de milliers d’années. Dans le Massif Central, les maars du Velay et d’Auvergne offrent des séquences majeures pour reconstituer l’évolution de la végétation et du climat durant les 400 derniers millénaires, et servent ainsi de référence à l’échelle de l’Europe occidentale (Reille & de Beaulieu, 1990, 1995 ; de Beaulieu & Reille, 1992 ; Reille et al., 1998, 2000 ; de Beaulieu et al., 2001). Ces maars ont aussi permis d’étudier le paléomagnétisme du dernier cycle climatique (Thouveny et al., 1990, 1994), ou bien encore de reconstituer les vitesses de sédimentation et les rythmes d’érosion des sols depuis l’Eemien (Truze & Kelts, 1993 ; Degeai & Pastre, 2009).

3Une première campagne de carottage réalisée en 2000 dans le remplissage sédimentaire du maar d’Alleret a permis d’échantillonner les quinze mètres supérieurs de cette séquence et de l’attribuer au SIM 15 (Pastre et al., 2007). En 2005, une seconde campagne de carottage a permis de traverser la totalité du remplissage intracratérique dans lequel une douzaine de téphras ont été retrouvés. La position géographique de ce maar au sud-est du Mont Dore permet d’enregistrer les téphras des épisodes éruptifs du Sancy qui offrent un important potentiel chronologique. La datation de ces téphras peut permettre d’établir une téphrochronologie pour la période du début du Pléistocène moyen, durant la seconde phase de la « Mid-Pleistocene Transition » entre 725 et 500 ka (Mudelsee & Stattegger, 1997 ; Maslin & Ridgwell, 2005).

4Une étude pluri-indicateurs des seize mètres de la partie inférieure de la séquence du maar d’Alleret a été effectuée afin de proposer une reconstitution des dynamiques morphosédimentaires et paléoenvironnementales dans le bassin versant au début du Pléistocène moyen. Les résultats sont ensuite confrontés aux données paléobioclimatiques d’autres sites de référence (Benthic Stack LR04, EPICA Dome C, OPD982, Lac Baïkal, Tenaghi Philippon) afin d’apprécier la pertinence des données obtenues en milieu continental au maar d’Alleret.

2 - Contexte géologique

5Les cratères de maar correspondent à des reliefs volcaniques résultant d’une éruption phréatomagmatique, c’est-à-dire de l’interaction explosive entre un magma ascendant et une nappe phréatique (Lorenz, 1973, 1986). Ces cratères présentent des cavités relativement profondes dont le ratio profondeur/diamètre est en général de 1/5 dans des roches mécaniquement résistantes à l’érosion (Lorenz, 1986 ; Degeai, 2004a). Lorsque l’évolution post-phréatomagmatique du cratère n’est pas d’origine volcanique et selon le niveau de la nappe phréatique, un lac de cratère peut s’installer et engendrer un remplissage sédimentaire lacustre post-éruptif progressif de la dépression cratérique, comme dans le cas du maar d’Alleret (Degeai, 2004b ; Pastre et al., 2007).

6Le maar d’Alleret (45°11’10’’ N, 3°28’13’’ E), situé sur la commune de Saint-Privat-du-Dragon en Haute-Loire, constitue un vaste cratère d’explosion phréatomagmatique de 1500 m de diamètre (fig. 1). Il se situe au nord de la province basaltique du Devès, 13 km au sud-est de Brioude, en zone de moyenne montagne tempérée, à une altitude comprise entre 600 et 750 m. Il recoupe les gneiss leptyno-amphibolitiques de la série métamorphique du Haut Allier à proximité de la limite occidentale du graben oligocène de Paulhaguet. Ce maar est bordé au nord-est par des scories stromboliennes qui représentent vraisemblablement la partie externe d’un cône strombolien partiellement détruit par l’ouverture du cratère de maar lors de l’éruption phréatomagmatique. Les dépôts phréatomagmatiques émis par cette éruption constituent un bourrelet en forme de croissant au sud du cratère, probablement plus étendu à l’origine, mais en partie érodé par la morphogenèse post-éruptive. Une intrusion de lave basique affleurant sur la paroi occidentale du cratère a été datée par K/Ar à 760 ka (Fouris, 1989), et témoigne donc de l’âge postérieur au Pléistocène inférieur du maar.

7L’étude morphosédimentaire, paléoenvironnementale et téphrochronologique de ce remplissage sédimentaire intracratérique lacustre a été rendue possible grâce à la réalisation de plusieurs carottages. La présente étude s’intéresse plus particulièrement au carottage AL/C3, le plus profond, situé dans la partie centrale de l’ancienne plaine sous-lacustre du cratère. Ce carottage de 40,60 m de profondeur a atteint la base du remplissage sédimentaire post-éruptif et les dépôts phréatomagmatiques intracratériques situés à la partie sommitale du diatrème.

3 – Matériel et méthodes

3.1 - le carottage AL/C3

8Le carottage AL/C3 (45°11’11’’ N, 3°28’10’’ E, Z = 607 m) a été réalisé par forage tubé en fonçage ou en roto-injection à circulation directe à l’aide de la sondeuse Bonne-Espérance du BRGM. Les carottes de sédiments ont été prélevées avec un carottier Mazier, dont la tête est munie d’un système de trousse coupante rétractable montée sur ressorts pour le prélèvement des sédiments et d’une couronne rotative en carbure de tungstène pour l’évacuation des débris de forage (cuttings). L’avantage de ce système est de pouvoir traverser et prélever des terrains présentant une alternance de sédiments plus ou moins durs, comme ceci peut être le cas au maar d’Alleret (Pastre et al., 2007).

9Toutefois, l’injection d’eau à travers le train de tige pour permettre l’avancement et l’évacuation des débris de forage peut entraîner un lessivage des formations peu consolidées tel que les sables. Ce phénomène explique très vraisemblablement la présence de plusieurs lacunes sédimentaires dans le carottage AL/C3, d’une épaisseur cumulée de 4,7 m dans la partie du sondage comprise entre 0 et 23,6 m de profondeur.

10Pour compléter ces lacunes de carottage, un second forage de 30 m de profondeur (AL/C4) a été entrepris à une dizaine de mètres du précédent, en adaptant la technique de carottage et l’utilisation du carottier en fonction des terrains traversés. Ce second carottage a permis de combler les lacunes existantes et sera étudié dans un prochain temps, selon la même méthodologie que celle appliquée pour le carottage AL/C3.

11La présente étude concerne donc la partie du sondage AL/C3 comprise entre -40,50 et -24,25 m, pour laquelle la séquence sédimentaire a pu être prélevée en continu (fig. 2). La série stratigraphique concernée est essentiellement constituée de sédiments argileux à argilo-silteux, parfois laminés (surtout à la base entre -40,5 et -39,3 m et entre -35,5 et -33 m). Dans ces niveaux argileux peuvent s’interstratifier des couches silto-sableuses, sableuses, voire sablo-graveleuses comme à la base du sondage. Par ailleurs, on peut noter la présence de six téphras d’épaisseur centimétrique à métrique. Les téphras T1 à T5 sont localisés dans la partie inférieure du remplissage sédimentaire entre -40,50 et -35 m. Le téphra T6 se situe un peu plus haut dans la séquence à -30,20 m.

Fig. 1 : Carte géologique synthétique du maar d’Alleret et localisation du carottage AL/C3.

Fig. 1 : Carte géologique synthétique du maar d’Alleret et localisation du carottage AL/C3.

Fig. 2 : Log lithostratigraphique du carottage AL/C3 et position des téphras T1 à T6 dans la séquence sédimentaire du maar d’Alleret.

Fig. 2 : Log lithostratigraphique du carottage AL/C3 et position des téphras T1 à T6 dans la séquence sédimentaire du maar d’Alleret.

1/ argile laminée brune, 2/ argile grise à brune, 3/ silt argileux gris ou brun, 4/  argile sableuse, 5/ sable ponceux, 6/ graviers de basalte / tuf phréatomagmatique, 7/ téphra.

3.2 - Datations 40Ar/39Ar laser

12Les datations 40Ar/39Ar ont été réalisées sur des grains de sanidine sodique non altérés d’une taille comprise entre 160 et 250 µm, légèrement décapés dans une solution d’acide fluorhydrique concentré à 5 % pendant 5 mn (Nomade et al., 2010). Un total de 25 à 30 grains a été chargé pour chaque échantillon dans des disques d’aluminium et irradiés 40 mn dans un tube ß1 du réacteur OSIRIS (CEA Saclay). Le flux neutronique total reçu par les échantillons se situe entre 1,2 et 2,7x10-14 n.cm-2. Après l’irradiation, chaque grain a été chauffé à une température modérée équivalente à 3 % de la puissance du laser en utilisant un laser CO2 de 25 W (Synrad) afin de nettoyer le grain de toute contamination atmosphérique. Les isotopes de l’argon ont été analysés avec un spectromètre de masse VG5400 équipé d’un compteur d’ion unique (Balzers SEV 217 SEN). Un total de 19 à 20 grains a été analysé individuellement pour chaque échantillon. La précision de cette technique permet théoriquement de mesurer avec fiabilité des échantillons contenant moins de 1 % de l’isotope 40Ar. Les taux de production nucléogénique utilisés pour corriger les isotopes de l’argon produits par le réacteur à partir des éléments du potassium et du calcium sont mentionnés dans Scaillet et al. (2008). Les âges 40Ar/39Ar sont calculés relativement au standard ACs à 1,193 Ma (Nomade et al., 2005) en utilisant la constante de désintégration du 40K de Steiger & Jäger (1977).

3.3 - Minéralogie et géochimie des téphras

3.3.1 - Géochimie des verres volcaniques et phénocristaux

13La composition chimique en éléments majeurs des verres volcaniques, des feldspaths et des magnétites a été déterminée par analyse à la microsonde électronique (EMP). Les analyses ont été réalisées sur la microsonde Cameca SX100 à quatre spectromètres WDX du service commun Camparis (Jussieu, CNRS). Après tamisage, des clastes d’environ 1 mm de diamètre ont été sélectionnés sous loupe binoculaire et montés en pastille dans de la résine époxy. Le polissage final de la pastille a été réalisé avec une émulsion de poudre de diamant d’une finesse de 1µm. La surface des pastilles a été métallisée par un film de carbone afin d’assurer la conductivité des grains. La tension et l’intensité du faisceau électronique incident sont respectivement de 15 keV et 4 nA. Le faisceau a été réglé sur une taille de 4µm et a été défocalisé pour l’analyse des verres afin de limiter la décroissance des éléments volatils tels que le sodium. Pour les feldspaths, la taille du faisceau était de 10 µm. Les éléments quantifiés sont Na, Mg, Si, Al, K, Ca, Ti, Fe, Mn. La quantification des éléments mesurés est réalisée par référence à la composition chimique de minéraux standard. Il s’agit d’albite pour Na, d’un diopside pour Mg, Si et Ca, d’une orthose pour Al et K, d’un oxyde de titano-manganèse pour Ti et Mn, et d’un grenat pour Fe. Les grains de ponces et les feldspaths de chaque téphra ont fait l’objet de 10 à 21 mesures. Pour les verres, la composition a été normalisée à 100 % sur une base anhydre.

3.3.2 - Détermination des cortèges de minéraux lourds

14L’analyse des minéraux lourds contenus dans les téphras a été réalisée sur la fraction sableuse (50 µm à 2 mm) après séparation densimétrique par gravité d’environ 100 g de particules dans du bromoforme (d = 2,82 et ɳ= 2 mPa.s-1). La détermination des principales espèces minéralogiques a été effectuée à l’aide d’un microscope optique et d’une loupe binoculaire. Les comptages ont été effectués sur une population de 200 à 300 grains (Parfenoff et al., 1970).

3.3.3 - Analyse texturale des ponces au MEB

15Pour chaque téphra du sondage AL/C3, une dizaine de grains de ponce a été sélectionnée et montée sur un film carbone afin d’observer au MEB la texture de la phase vitreuse. La surface des grains a été métallisée sous un plasma argon pour obtenir un film d’une épaisseur de 40 à 70 nm. Les paramètres du faisceau électronique ont été réglés à 10 keV avec une intensité de courant comprise entre 0,1 et 1µA.

3.4 - Sédimentologie des dépôts lacustres

3.4.1 - Granulométrie

16Des analyses granulométriques par diffraction laser ont été effectuées pour 319 échantillons (résolution verticale moyenne de 5 cm), sur un granulomètre laser Coulter LS230, qui permet de mesurer la distribution granulométrique des sédiments selon 116 classes allant de 40 nm à 2 mm de diamètre particulaire. Un traitement à l’eau oxygénée à 130 volumes a été réalisé au préalable afin de détruire la matière organique. La prise d’essai varie de 2 à 10 g selon la granularité du sédiment. Les analyses ont été réalisées en voie liquide à l’aide du Fluid Module du granulomètre. La dispersion des échantillons a été assurée à l’aide d’un agent tensio-actif (hexamétaphosphate de sodium à 0,5 %), d’un agitateur mécanique réglé à 20 Hz pendant 15 mn, et d’un passage dans une cuve à ultrasons à 20 kHz pendant 1 mn. Plusieurs aliquotes de 2 à 4 ml ont été versées afin d’obtenir une concentration de particules suffisantes dans le circuit hydraulique du granulomètre. Les taux d’obscuration sur la cellule de diffraction et la cellule PIDS (Polarization Intensity Differential Scattering) sont respectivement compris entre 8 et 12 % et entre 45 et 65 %. Le modèle optique de Fraunhofer a été utilisé avec comme paramètre principal l’indice de réfraction du fluide dans lequel les particules sont en suspension (nw = 1,332). Des macros en langage Visual Basic ont été utilisées afin d’interpoler les limites de classe et de calculer les paramètres granulométriques, avec des coupures argile/limon et limon/sable choisies respectivement à 6 et 63 µm (diamètre équivalent laser).

17La répétabilité des distributions granulométriques a été vérifiée sur 114 échantillons selon la norme ISO 13320-1, afin de s’assurer que l’erreur RSD sur 2 ou 3 mesures consécutives reste inférieure à 3 % pour la médiane et 5 % pour les déciles d10 et d90.

18Les analyses de granulométrie laser ont été effectuées sur les particules inférieures à 1 mm de diamètre. Pour 45 échantillons plus grossiers, des analyses par tamisage ont été réalisées pour la fraction du sédiment comprise entre 1 et 5 mm sur 8 tamis (1 ; 1,25 ; 1,6 ; 2 ; 2,5 ; 3,15 ; 4 ; 5 mm). Les deux distributions ont été combinées en pondérant chaque distribution (laser et tamis) par son poids relatif.

3.4.2 - Susceptibilité magnétique

19La susceptibilité magnétique spécifique de masse a été mesurée avec un capteur à double fréquence Bartington MS2B. Les mesures ont été effectuées sur 319 échantillons en basse fréquence (0,465 kHz) et en haute fréquence (4,65 kHz) avec un champ magnétique appliqué de 250 µT. La fraction inférieure à 2 mm des sédiments, préalablement séchés et broyés, a été placée dans des pots calibrés d’un volume de 10 cm3. Le coefficient de dépendance à la fréquence de la susceptibilité magnétique a été mesuré afin de déterminer le pourcentage de particules superparamagnétiques qui donnent une information sur l’intensité des processus d’altération biochimique (Dearing et al., 1996a, 1996b). Les mesures ont été réalisées en unité SI et en gamme (range) 1 pour les valeurs supérieures à 100x10-8 m3.kg-1, et en gamme 0,1 pour les valeurs inférieures à 100x10-8 m3.kg-1.

3.4.3 - Analyse élémentaire carbone/azote

20L’analyse du carbone total et de l’azote total a été réalisée sur un analyseur élémentaire FlashEA Thermo Fisher séries 1112, respectivement selon les normes NF ISO 10694 et NF ISO 13878. Les analyses ont été effectuées sur 72 échantillons avec une résolution verticale de 20 cm. Les échantillons ont été préalablement séchés 24 h à 70°C avant d’être broyés et tamisés à 200 µm. Ils ont ensuite été pesés puis introduits dans une nacelle en étain. Ils subissent une combustion flash à 920°C sous oxygène gazeux (O2). Les oxydes d’azote (NOx) produits sont réduits sous forme d’azote moléculaire (N2) via un passage sur du cuivre métallique à 680°C. Le CO2 et le N2 sont séparés sur une colonne chromatographique et les teneurs en carbone et azote sont mesurées par conductibilité thermique. Un étalonnage externe utilisant un standard carboné et azoté permet la quantification, avec une erreur relative inférieure à 5 % sur les gammes de valeurs mesurées.

3.5 - Palynologie

21Les analyses palynologiques du sondage AL/C3 ont porté sur 123 échantillons (1 seul s’est révélé stérile) issus de niveaux argileux ou argilo-silteux. La préparation chimique classique (Faegri & Iversen, 1989) a été adaptée aux argiles organiques très compactes, de manière à obtenir des résultats satisfaisants. Le traitement a comporté les étapes suivantes : KOH 10 %, acétolyse, HF 70 %, HCl 50 %, KOH 10 %, dilution dans la glycérine bi-distillée, mesure du culot, montage entre lame et lamelle de 40 µl. L'analyse microscopique a été réalisée à l'objectif x25 ou x50 et toutes les déterminations ont été faites à l'objectif x100. Pour chaque échantillon, un minimum de 400 grains de pollen dont au moins 150 en dehors du taxon dominant a été compté. Ce nombre de grains se situe entre 383 et 1051 grains (moyenne de 530 grains). Le nombre de taxons polliniques déterminés pour chaque échantillon se situe entre 21 et 42 (moyenne de 30 taxons). Les pourcentages polliniques ont été calculés à partir de la somme pollinique de base excluant Pinus, Ptéridophytes, Indéterminés et Indéterminables. Pinus a été exclu en raison de sa surreprésentation résultant de son taux de production élevé et de sa très bonne flottaison dans l'air et l'eau (Huntley & Birks, 1983 ; Guérin, 1993). Les pourcentages de Pinus ont été calculés à partir de la somme pollinique de base plus Pinus.

4 - Résultats

4.1 - Chronologie

22Trois datations 40Ar/39Ar laser ont été effectuées pour les téphras T6, T3 et T1, situés respectivement à 30,2, 36,9 m et 39,6 m de profondeur (fig. 3). Les trois autres téphras T2, T4 et T5 feront l'objet de futures datations. Le spectre de probabilité d’âge pour le téphra T6 affiche une distribution unimodale avec une légère dissymétrie probablement due à un excès de la composante 40Ar dans certains grains. En excluant deux grains afin d'obtenir une erreur MSWD (mean-square weighted deviation) acceptable de 1,2, un âge de 683 ± 5 ka (2σ, n = 17/19) est déterminé. Pour le téphra T3, le spectre de probabilité d’âge montre une distribution unimodale à partir de laquelle un âge d’éruption de 713 ± 5 ka (2σ) est calculé (n = 19/19, MSWD de 0,7). Concernant le téphra T1, le spectre de probabilité d’âge est de nouveau unimodal mais présente une plus large dispersion comparée aux résultats obtenus pour les deux téphras précédents. Cette dispersion apparaît dans le spectre comme une forte dissymétrie vers les âges plus anciens. Si les 20 cristaux sont pris en compte dans le calcul de l’âge, l’erreur MSWD augmente à 4,4, suggérant une dispersion excessive. L’erreur MSWD diminue à une valeur plus raisonnable de 3,1 si les cristaux les plus vieux sont exclus de la moyenne pondérée. L’exclusion d’un nombre plus important de cristaux afin d’obtenir une valeur MSWD inférieure à 2 devrait requérir l’élimination d’environ 40 % des cristaux. La plus forte dispersion peut être liée à un mélange de cristaux avec et sans un léger excès de la composante 40Ar (Nomade et al., 2010). Le meilleur âge pour ce téphra serait de 718 ± 6 ka (2σ, n = 18/20).

Fig. 3 : Spectres de probabilité d’âge et datations 40Ar/39Ar laser des téphras T1, T3 et T6 de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 3 : Spectres de probabilité d’âge et datations 40Ar/39Ar laser des téphras T1, T3 et T6 de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret.

4.2 - Téphrostratigraphie

23Les téphras du carottage AL/C3 correspondent à des retombées cendreuses à micro-ponces épaisses de 1 à 38 cm, à l’exception du téphra T2, qui atteint 140 cm d’épaisseur, avec des clastes de ponces et des xénolites de basalte pouvant dépasser 1 cm de diamètre. L’analyse microchimique des verres (tab. 1) et des feldspaths et la minéralogie des échantillons (minéralogie globale, minéraux lourds) permettent de caractériser et de distinguer les différents niveaux.

24Les verres (microponces) sont conservés dans les téphras T2 à T6 et altérés dans les autres niveaux de retombées. Avec des valeurs de SiO2 comprises entre 63 et 66 % et celles des alcalins Na2O + K2O comprises entre 12,3 et 13,7 %, les verres des téphras T2, T3, T4 et T5 sont trachytiques (diagramme TAS, fig. 4). Le verre du téphra T6, qui comporte 69,9-70,5 % de SiO2 et 11-11,3 % d’alcalins est plus différencié, et se range dans le champ des rhyolites. Toutefois, ces compositions n’étant pas représentatives de la roche totale, il faut considérer que ces produits sont en réalité légèrement moins différenciés et que le téphra T6 puisse être également trachytique. Cependant, les observations au MEB effectuées sur les micro-ponces de ce téphra montrent une mésostase vitreuse à texture fibreuse, qui se distingue nettement de celle à texture vacuolaire et « moussue » des autres téphras (fig. 5).

25Les pourcentages des différents oxydes varient selon les téphras et permettent d'établir une discrimination géochimique. Le diagramme FeOt/CaO illustre cette discrimination réalisable à partir des éléments majeurs Fe et Ca (fig. 4). Les téphras T2 et T3 montrent des teneurs pondérales intermédiaires en oxydes de fer total et de calcium, avec des valeurs comprises respectivement entre 1,6 et 2,2 % et entre 0,8 et 1,1 %. Les téphras T4 et T5 présentent une composition plus riche en fer (FeOt entre 1,9 et 2,5 %) et en calcium (CaO entre 1,1 et 1,5 %), à l’inverse du téphra T6 (FeOt entre 1 et 1,6 % et CaO entre 0,5 et 0,75 %).

26Cette séparation en trois groupes se retrouve sur les diagrammes bi-variés opposant la teneur pondérale en silice à celle des alcalins (Na2O et K2O), des oxydes d’aluminium, de magnésium, de calcium et de fer total (fig. 4). Les téphras T2 et T3 présentent dans tous les cas une composition moyenne, tandis que les téphras T4 et T5, moins acides et plus calco-alcalins, sont plus riches en magnésium, en aluminium et en fer, à l’inverse du téphra T6. Le diagramme SiO2/MgO permet par ailleurs d’opérer une discrimination entre les téphras T4 et T5, le premier montrant dans l’ensemble une teneur légèrement plus élevée en magnésium le plaçant dans une position intermédiaire entre le groupe de téphras T2/T3 et le téphra T5. Le diagramme SiO2/TiO2 permet de bien distinguer les cinq téphras analysés (fig. 4). Le titane est un élément discriminant au sein des groupes T2/T3 et T4/T5, les téphras T2 et T4 présentant une teneur pondérale en TiO2 plus forte que celle des téphras T3 et T5.

27Les feldspaths constituent les phases minérales prépondérantes. Ils ont fait l’objet d’analyses microchimiques systématiques dans les différents niveaux. Les variations des pourcentages classiques d’anorthite (An), albite (Ab) et orthose (Or) sont caractéristiques de chaque unité. Les résultats étant trop nombreux pour être récapitulés dans un diagramme triangulaire, les compositions sont résumées dans le tableau 2. Les feldspaths des téphras T1 à T3 sont tous des feldspaths alcalins avec des compositions d’anorthose ou de sanidine sodique. Les feldspaths des téphras T4 et T5 comportent à la fois des feldspaths alcalins (anorthose & sanidine sodique) et des plagioclases (andésine et oligoclase potassique + rares labradors et bytownites correspondant probablement à des xénolites). Les feldspaths du téphra T6 sont dominés par les feldspaths alcalins auxquels s’ajoutent quelques oligoclases.

28Les autres silicates et l’apatite sont regroupés dans les cortèges de minéraux lourds rapportés à 100 % (fig. 6). Ces cortèges sont dominés par le clinopyroxène vert (diopside, 54 à 96 %), qui constitue un minéral caractéristique des produits trachytiques du Sancy. Les amphiboles brunes sont généralement absentes ou peu représentées. La titanite (sphène), toujours présente, est soit rare (ex. T5 = 3,3 %), soit abondante (T6 = 41,9 %). Les cortèges sont complétés par de l’apatite, qui reste relativement rare (moins de 5 %). Les oxydes de Fe-Ti comportent de la titanomagnétite, de composition variable (majoritaire), et de l’ilménite (minoritaire).

Tab. 1 : Co mposition chimique des verres volcaniques des téphras de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret.

Tab. 1 : Co mposition chimique des verres volcaniques des téphras de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret.

Résultats normalisés à 100 % sur une base anhydre

Fig. 4 : Diagrammes bi-variés des compositions en poids d’oxyde des verres volcaniques des téphras T2 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 4 : Diagrammes bi-variés des compositions en poids d’oxyde des verres volcaniques des téphras T2 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Triangle noir : téphra T2, triangle blanc : téphra T3, carré noir : téphra T4, carré blanc : téphra T5, rond blanc : téphra T6, p.o. : poids d’oxyde.

Fig. 5 : Texture des grains de ponce des téphras du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 5 : Texture des grains de ponce des téphras du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

4.3 - Sédimentologie

29Les données de granulométrie montrent entre -40,50 et -34,40 m (unités U1 à U2a) des niveaux généralement riches en particules fines argileuses et limoneuses, avec des valeurs moyennes respectives de 30 et 60 %, mais aussi la présence de plusieurs passées sableuses, avec des enrichissements ponctuels de sable à 80 % (fig. 7). Entre -34,40 et -32,5 m (U2b et U2c), les sédiments présentent une texture granulométrique globalement semblable à celle du niveau précédent mais sans les passées sableuses, témoignant vraisemblablement d’une dynamique morphogénique moins énergique se traduisant par une sédimentation plus fine. De -32,50 à -30,15 m (unité U3), la hausse de la fraction sableuse de 5 à 40 %, montre vraisemblablement une reprise des processus détritiques mobilisant la charge particulaire grossière à la surface du bassin versant. De -30,15 à -24,25 m (U4), les niveaux de sables sont généralement élevés, avec des maximas atteignant 70 % vers 28 m de profondeur. Dans le détail, la granulométrie des sables montre toutefois une variabilité cyclique, avec des niveaux relativement plus sableux (U4c, U4e) ou moins sableux (U4a/b, U4d, U4f). La courbe des pourcentages de limon présente aussi une allure cyclique, avec des niveaux plus limoneux (U4b, U4d, U4f) ou moins limoneux (U4a, U4c, U4e).

30Les valeurs de susceptibilité magnétique sont, dans l’ensemble, relativement élevées dans la partie basse de la séquence entre -40,50 et -36,30 m (unité U1), avec des valeurs moyennes autour de 400x10-8 m3.kg-1 et de nombreux pics compris entre 600 et 800x10-8 m3.kg-1 (fig. 7). Ces derniers sont liés à la présence de téphras, de sables ponceux remobilisant ces téphras, ou à des apports basaltiques sableux à sablo-graveleux en provenance du bassin versant. Une baisse de la susceptibilité intervient entre -36,30 et -34,40 m (U2a), passant en moyenne de 400 à 200x10-8 m3.kg-1, avec la présence de pics entre 400 et 700x10-8 m3.kg-1.

31Des valeurs de susceptibilité magnétique plus basses et relativement stables aux alentours de 200x10-8 m3.kg-1 sont ensuite comprises entre -34,40 et -33,10 m (U2b), et pourraient correspondre à une réduction des apports particulaires grossiers ferromagnésiens en provenance du bassin versant. De -33,10 à -30,15 m (unités U2c et U3), les valeurs augmentent et oscillent entre 200 et 500x10-8 m3.kg-1. La courbe montre ensuite de -30,15 à -24,25 m (unité U4) la présence de trois cycles de hausse relative d’environ 150x10-8 m3.kg-1, les valeurs étant comprises entre 200 et 450x10-8 m3.kg-1, avec des niveaux à susceptibilité magnétique, soit plus forte (U4b, U4d, U4f), soit plus faible (U4a, U4c, U4e).

32Dans le cas du maar d’Alleret, compte tenu de son bassin versant silicaté, les valeurs de carbone total sont essentiellement représentatives du carbone organique, les teneurs en carbone inorganique présent dans le carbonate de calcium étant négligeables. Les courbes de carbone total et d’azote total présentent une évolution relativement similaire (fig. 7).

33La base de la séquence entre -40,50 et -36,30 m (unité U1) montre des valeurs faibles à moyennes de carbone total comprises entre 1 à 6 %, et des valeurs d’azote autour de 2 ‰ (fig. 7). Une nette hausse intervient à partir de -36,30 m, avec des valeurs maximales de carbone et d’azote respectivement comprises entre 10 et 15 % et entre 4 et 5 ‰ de -36,30 à -32,50 m (unité U2). On observe ensuite une baisse générale des taux de carbone et d’azote respectivement de 8 à 3 % et de 4 à 1 ‰ de -32,50 à -30,15 m (unité U3). Entre -30,15 et -24,25 m (unité U4), les valeurs de carbone et d’azote présentent une évolution cyclique, avec la présence de trois cycles montrant des variations d’un ratio de 4 à 5, passant respectivement de 1 % et 0,5 ‰ (U4a, U4c, U4e) à 4-6 % et 2-2,5 ‰ (U4b, U4d, U4f).

Tab. 2 : Composition chimique et minéralogie des feldspaths dans les téphras de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret

Tab. 2 : Composition chimique et minéralogie des feldspaths dans les téphras de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret

Le nombre d’analyses par téphra est indiqué entre parenthèses, p.o. : poids d’oxyde.

Fig. 6 : Cortège des minéraux lourds des téphras T1 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 6 : Cortège des minéraux lourds des téphras T1 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 7 : Indicateurs sédimentologiques de la séquence sédimentaire AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 7 : Indicateurs sédimentologiques de la séquence sédimentaire AL/C3 du maar d’Alleret.

4.4 - Interprétation des données polliniques

34La base de la séquence sédimentaire du sondage AL/C3 de -40,50 à -24,25 m enregistre le développement de systèmes forestiers typiques d'un interglaciaire, auquel succède une période glaciaire caractérisée par la présence d'une végétation de type steppe-toundra (fig. 8).

35Le début de la séquence se caractérise par le développement d’une forêt riparienne (Alnus, Myrica, Fraxinus, Ulmus, Zelkova, Salix) de -40,50 m à -39,50 m (AllC3-1 à AllC3-3). De -36,30 à -32,50 m (AllC3-5 à AllC3-10), on constate un optimum climatique avec le développement d’une forêt caducifoliée mixte à Quercus et Carpinus betulus dominants, et, plus en altitude, celui de la forêt à Abies. On note la présence de Zelkova, Carya, Pterocarya et Liquidambar, taxons participant aux forêts tempérées chaudes d'Europe jusqu'au début du Pléistocène moyen. Le développement de -32,50 à -30,15 m (AllC3-11 à AllC3-16) d’une forêt montagnarde à conifères (Pinus, Picea, Abies, Cathaya, Tsuga) signale un changement climatique (baisse des températures). Au cours de cet interglaciaire d'Alleret, on observe trois phases de réduction forestière (AllC3-7, AllC3-12 et AllC3-14). A partir de -30,15 m et jusqu'à -25 m, une végétation de type steppe/toundra, dominée par les Poaceae, Artemisia, Chenopodiaceae-type et Cupressaceae, est enregistrée. Elle correspond à une phase glaciaire postérieure à 680 ka. On y observe trois brefs épisodes de réchauffement (AllC3-18, AllC3-20 et AllC3-22) caractérisés par une faible expansion forestière marquant des changements climatiques rapides.

36La composition floristique des systèmes forestiers successifs au cours de l'interglaciaire montre l'importance de Carpinus betulus, la présence de Cathaya, Tsuga, Carya, Liquidambar, Nyssa, Pterocarya, Syringa, Celtis et Zelkova et la grande diversité de la flore herbacée. Ces caractéristiques font la singularité de l'interglaciaire enregistré à Alleret et le distinguent fortement de l'interglaciaire de Praclaux corrélé avec le stade isotopique marin 11 (Reille & Beaulieu, 1995) et des interglaciaires reconnus dans le Pléistocène inférieur régional (Elhaï, 1969 ; Brun, 1971 ; Ablin, 1991). Cette confrontation des séquences du Massif Central souligne l'importance de la séquence d'Alleret pour la compréhension des changements paléoenvironnementaux au cours du début du Pléistocène moyen.

Fig. 8 : Diagramme palynologique simplifié de la partie inférieure (-40,50 à -25 m) du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Fig. 8 : Diagramme palynologique simplifié de la partie inférieure (-40,50 à -25 m) du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.

Les bandes grisées indiquent les zones sans prélèvement (téphras T2, T3 et zones perturbées par le carottage). Les taxons ont été regroupés selon leur signification écologique : 1/ Pinus et Pinus haploxylon-type, 2/ Arbres pionniers (Cupressaceae, Betula, Hippophae rhamnoides), 3/ Arbres de la forêt caducifoliée (Acer, Ilex, Hedera, Carpinus betulus-type, Carpinus orientalis-type, Buxus, Fagus, Quercus caducifolié-type, Carya, Pterocarya, Viscum,Nyssa, Tilia), 4/ Autres arbres (Taxus, Alnus, Corylus, Sambucus, Viburnum, Liquidambar, Juglans, Myrica, Fraxinus excelsior-type, Populus, Salix,Ribes, Celtis, Ulmus, Zelkova-type), 5/ Taxons méditerranéens (Quercus ilex-type, Ligustrum, Olea, Syringa), 6/ Conifères d’altitude (Abies, Cathaya,Picea, Tsuga), 7/ Herbacées steppiques (Ephedra distachya-type, Ephedra fragilis-type, Artemisia, Chenopodiaceae-type), 8/ oaceae et Herbacées xérophiles-héliophiles (Asteroideae, Anthemis-type, Aster-type, Centaurea, Centaurea montana-type, Centaurea nigra-type, Centaurea scabiosa-type,Cirsium-type, Cichorioideae, Caryophyllaceae, Herniaria, Helianthemum, Erodium, Plantago, Plantago lanceolata-type, Armeria-type), 9/ Autresherbacées (Apiaceae, Boraginaceae, Echium-type, Brassicaceae, Campanulaceae, Calystegia, Convolvulus, Crassulaceae, Knautia, Scabiosa-type,Ericaceae, Euphorbia, Mercurialis, Fabaceae, Gentianaceae, Centaurium-type, Geranium, Lamiaceae 3colpé-type, Lamiaceae 6colpé-type, Liliaceae,Linum, Onagraceae, Limonium-type, Polygonum, Polygonum aviculare-type, Polygonum bistorta-type, Rumex, Primulaceae, Ranunculaceae, Helleborus-type, Thalictrum, Rosaceae, Alchemilla-type, Filipendula, Potentilla-type, Sanguisorba minor, Sanguisorba officinalis, Rubiaceae, Saxifragaceae,Saxifraga aizoon-type, Scrofulariaceae, Euphrasia-type, Solanaceae, Urticaceae, Valerianaceae, Violaceae), 10/ Cyperaceae, 11/ Herbacées de milieux humides (Alisma, Callitriche, Myriophyllum verticillatum-type, Lemna, Lythraceae, Menyanthes, Nuphar, Nymphaea, Rumex aquaticus-type, Potamogeton,Scheuchzeria palustris, Sparganium-Typha-type, Typha latifolia).

5 - Discussion

5.1 - Origine des téphras

37Les téphras du carottage AL/C3 sont tous très vraisemblablement attribuables au volcanisme du Sancy (Mont Dore), situé à 60 km au NO (fig. 1), et qui fut actif entre 900 et 250 ka (Cantagrel & Baubron, 1983 ; Féraud et al., 1990 ; Pastre & Cantagrel, 2001 ; Nomade et al., 2012). Il s’agit du seul appareil volcanique d’Europe occidentale en activité à cette époque ayant pu émettre sur des distances pluri-décakilométriques les épais téphras retrouvés au maar d’Alleret, et notamment le téphra T2, qui atteint 140 cm d’épaisseur, et qui marque un épisode majeur dans l’histoire du volcan du Sancy. D’autres téphras plus récents provenant de ce volcan ont déjà été observés au sein des remplissages sédimentaires intracratériques de maars pléistocènes du Velay, comme ceux du Lac du Bouchet et de Praclaux, situés plus au sud sur le plateau du Devès (Roger et al., 1999), ou dans la partie supérieure de la séquence sédimentaire lacustre du maar d’Alleret (Pastre et al., 2007).

38Le volcan du Sancy, constitué de roches alcalines saturées à sous-saturées, a connu quatre principaux cycles d’activité d’environ 100 ka chacun : le cycle I entre 1101 et 1000 ka, le cycle II (Super-Besse) entre 818 et 685 ka, le cycle III (Neschers) entre 642 et 537 ka, et le cycle IV entre 392 et 280 ka (Nomade et al., 2012). Les âges 40Ar/39Ar obtenus pour les téphras de la base de la séquence sédimentaire d’Alleret permettent de les attribuer à la partie terminale du cycle de Super-Besse. La comparaison de la composition chimique des verres volcaniques des téphras du maar d’Alleret avec celle des verres volcaniques de dépôts pyroclastiques liés à l’activité volcanique pléistocène du Sancy (J.-F. Pastre, données inédites) permet de proposer des corrélations stratigraphiques avec de potentiels volcans sources (fig. 9).

39La phase terminale du cycle I est représentée par le dépôt pyroclastique à verre rhyolitique du Bois de la Tour daté à 1010 ± 2 ka (Nomade et al., 2012). Les premières éruptions du cycle II sont représentées par la séquence du ruisseau de Chareire dont la base et le sommet ont été respectivement datées à 817 ± 3 et 736 ± 4 ka (Nomade et al., 2012). La mésostase vitreuse des dépôts associés à cette séquence présente une composition trachytique légèrement plus acide que le couple de téphra T2/T3, dont les verres montrent une grande similarité géochimique avec ceux de la coulée pyroclastique ponceuse de la Biche d’après le diagramme silice-alcalins (fig. 9). La datation de cet événement éruptif à 719 ± 6 ka s’accorde bien avec l’âge du téphra T3 à 713 ± 2 ka. Toutefois, la composition en minéraux lourds du dépôt de la Biche montre une association clinopyroxène vert (75 %) / titanite (20 %), avec comme minéraux accessoires des apatites et des amphiboles brunes (Pastre & Cantagrel, 2001), plus en adéquation avec la composition minéralogique du téphra T1 (fig. 6). L’âge de ce téphra à 718 ± 6 ka est par ailleurs plus proche de celui du dépôt pyroclastique de la Biche.

40Les téphras T4 et T5, compris entre 683 ± 5 et 718 ± 6 ka, correspondraient à des épisodes éruptifs moins différenciés dans la partie terminale du cycle de Super-Besse.

5.2 - Evolution paléoenvironnementale

41L’analyse multi-indicateurs des différents signaux sédimentologiques, géochimiques et palynologiques permet de reconstituer l’évolution paléoenvironnementale du maar d’Alleret au début du Pléistocène moyen. Quatre grandes unités stratigraphiques ont été distinguées dans la partie inférieure de la séquence sédimentaire AL/C3 (fig. 7).

42L’unité 1 (U1), de -40,5 à -36,3 m de profondeur, correspond au début d’un interglaciaire, caractérisé par une phase de réchauffement climatique et l’érosion post-éruptive des dépôts phréatomagmatiques affleurant autour du cratère du maar, ainsi que par le dépôt de plusieurs téphras d’épaisseur pluri-décimétrique provenant du volcan du Sancy. Les sédiments lacustres sont généralement fins avec de brèves passées sableuses voire graveleuses. Les valeurs plus élevées de susceptibilité magnétique correspondent, soit à ces apports sédimentaires grossiers riches en clastes basaltiques millimétriques à centimétriques, soit à l’émission de téphras à verre de composition trachytique des phases éruptives du Sancy. Les niveaux sédimentaires grossiers correspondent vraisemblablement à des apports détritiques en provenance du bassin versant, et plus particulièrement de l’érosion de l’anneau de tufs basaltiques autour du cratère. Cette morphogenèse post-éruptive a pu être accentuée au début de l’interglaciaire d’Alleret, pendant lequel s’est développé une forêt riparienne où les espèces non arborées peuvent représenter plus de 50 % du cortège pollinique (fig. 8). La couverture végétale encore peu densifiée aurait ainsi pu protéger moins efficacement le substrat de l’érosion mécanique, comme ceci a pu être observé dans le bassin versant du maar du Lac du Bouchet, plus au sud sur le plateau du Devès, lors du dernier cycle climatique et du post-glaciaire holocène (Degeai & Pastre, 2009).

43L’unité 2, comprise entre -36,3 et -32,5 m de profondeur, correspond à une période de climat tempéré ayant permis le développement d’une forêt à conifères et caducifoliés. Cette unité se caractérise par une sédimentation essentiellement argilo-limoneuse avec quelques passées sableuses en début de période (U2a), indiquant un ralentissement de l’érosion mécanique dans le bassin versant probablement dû à une stabilisation progressive du substrat et des sols par une couverture végétale constituée de forêts décidues. Les valeurs de susceptibilité magnétique décroissent (U2a) puis deviennent relativement basses et stables (U2b), tandis que la hausse du coefficient de susceptibilité magnétique dépendante à la fréquence montre une augmentation du taux de particules superparamagnétiques dans les sédiments, avec un maxima en fin de période (U2c). Ceci traduit probablement un approfondissement des sols et une accentuation de la pédogenèse et des processus d’altération biochimique (Dearing et al., 1996a, 1996b ; Sartori et al., 2005), corrélés à une phase d’organogenèse plus intense comme le montrent les taux de carbone et d’azote dans l’ensemble plus élevés.

44L’unité 3, comprise entre -32,5 et -30,15 m, correspond à la fin d’un interglaciaire, marqué par un refroidissement climatique et une augmentation de la sédimentation détritique qui se traduit par une croissance des taux de sable, accompagnée par une hausse de la susceptibilité magnétique. La décroissance du coefficient de dépendance à la fréquence de la susceptibilité magnétique montre probablement un ralentissement des processus pédogénétiques (Dearing et al., 1996a, 1996b). Cette unité est aussi marquée par une diminution de la production de matière organique et le remplacement de la forêt caducifoliée mixte par une forêt montagnarde.

45De -30,30 à -18,85 m, l’unité 4 correspond à une période globalement froide durant laquelle s’est développée une végétation steppique. Dans le détail, on peut toutefois observer une variabilité climatique avec une succession de stade et d’interstade. Cette variabilité s’observe dans la granulométrie des sédiments lacustres qui montrent une fluctuation des taux d’argiles, de limons et de sables, avec toutefois des niveaux globalement plus sableux que dans les unités précédentes. Par ailleurs, la variabilité climatique est révélée par des taux de carbone et d’azote qui s’organisent en trois cycles stades/interstades, bien corrélés aux données palynologiques disponibles. Celles-ci montrent en effet une alternance entre une végétation de steppe-toundra et de brèves phases d’expansion forestière. De plus, on observe une croissance générale des valeurs de susceptibilité magnétique qui pourrait traduire une plus forte érosion mécanique des matériaux volcaniques superficiels (scories, dépôts phréatomagmatiques) dans le bassin versant, due à une moins bonne protection du substrat par un couvert végétal plus ouvert et des sols moins épais (lithosols) ou érodés.

Fig. 9 : Diagramme silice-alcalins des verres volcaniques dans les téphras T2 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret et dans les dépôts pyroclastiques du Sancy avec leurs âges 40Ar/39Ar.

Fig. 9 : Diagramme silice-alcalins des verres volcaniques dans les téphras T2 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret et dans les dépôts pyroclastiques du Sancy avec leurs âges 40Ar/39Ar.

5.3 - Comparaison inter-séquentielle

46Les principales unités sédimentaires mises en évidence sur la séquence d’Alleret ont été comparées avec d’autres référentiels glaciels, marins ou continentaux (fig. 10) : les courbes des variations du deutérium, de la concentration en poussières, du dioxyde de carbone (CO2) et du méthane (CH4) dans les glaces de l’Antarctique à partir des sondages EPICA Dome C (Jouzel et al., 2007 ; Lambert et al., 2008), les teneurs en carbonate de calcium dans les sédiments du nord-est de l’Atlantique à partir du carottage du site ODP 982 (Venz et al., 1999), les variations isotopiques de l’oxygène dans les sédiments marins (δ18O Benthic Stack LR04, Lisiecki & Raymo, 2005, 2007), les variations des pourcentages de silice biogénique dans les sédiments lacustres du lac Baïkal d’après les carottages BDP-96-1 et BDP-96-2 (Prokopenko et al., 2006), ainsi que la courbe du taux de pollens arborés de la séquence de Tenaghi Philippon en Grèce (Tzedakis et al., 2006).

47Parmi tous ces référentiels, les courbes du Lac Baïkal et de EPICA Dome C présentent la meilleure résolution temporelle, avec un nombre respectif de 17 et 7 points mesurés entre les bornes chronologiques 713 et 718 ka, d’une part, et de 68 et 75 points entre 683 et 713 ka, d’autre part. Ceci représente respectivement un pas de mesure moyen de 0,3 et 0,71 ka pour la période 718-713 ka, et 0,44 et 0,4 ka pour la période 713-683 ka. A titre indicatif, sur les mêmes périodes, la courbe granulométrique du pourcentage de sable contenu dans les sédiments intracratériques du maar d’Alleret, utilisée pour les comparaisons avec les autres référentiels paléobioclimatiques, bénéficie respectivement de 25 et 127 points de mesure, soit un pas chronologique moyen de 0,2 et 0,236 ka.

48Cette haute résolution temporelle des données obtenues pour la séquence d’Alleret permet d’envisager une analyse comparative relativement fine avec les autres marqueurs. Toutefois, les âges radio-isotopiques 40Ar/39Ar ne peuvent pas être directement comparés aux âges obtenus par des méthodes de calibration astronomique, comme celles utilisées pour les référentiels paléoclimatiques des glaces polaires et des sédiments marins (Renne et al., 1998 ; Min et al., 2000 ; Nomade et al., 2010). Ainsi, afin de faciliter les comparaisons avec la chronologie des autres référentiels, les âges moyens des téphras T1, T3 et T6 ont été recalculés avec un âge de 1,201 Ma pour le standard ACs-2 (Nomade et al., 2005 ; Kuiper et al., 2008) et selon la constante de désintégration totale du potassium suggérée par Kwon et al. (2002). Ceci aboutit à un vieillissement d’environ 0,7 % pour tous les âges moyens. Les limites d’âge reportées sur la figure 10 tiennent comptent de ces corrections.

49La période charnière entre la fin du glaciaire SIM 18 et le début de l’interglaciaire SIM 17 montre la présence de quatre pics décroissants de concentration en poussières dans les glaces du forage EPICA Dome C. En tenant compte des âges des téphras T1 et T3, les niveaux à sables grossiers observés dans les unités U1 et U2a de la séquence d’Alleret ont été rattachés à ces pics de poussières. Ces niveaux sableux pourraient par ailleurs montrer que les quatre brèves péjorations climatiques reconnues dans les glaces de l’Antarctique à la transition entre les stades isotopiques SIM 18/17 aux alentours de 724-720, 718-716, 711, et 708-706 ka ont eu un impact mondial et ont été ressenties en Europe occidentale.

50L’interglaciaire du stade isotopique marin 17 est bien enregistré par tous les référentiels paléobioclimatiques et se traduit par des taux élevés de pollens arborés à Tenaghi Philippon, un accroissement de la production de silice biogénique au Lac Baïkal, de très faibles taux de poussières déposées sur l’inlandsis antarctique (EPICA Dome C), et, plus généralement, par une hausse globale des températures d’après les données géochimiques dans les sédiments marins (δ18O du Benthic Stack LR04 et CaCO3 du forage ODP982) et dans les glaces polaires (δ-deutérium, CH4 et CO2 du forage EPICA Dome C). Au maar d’Alleret, l’organisation de l’interglaciaire SIM 17 dans la partie inférieure de la séquence se caractérise par la présence d’un optimum climatique (unités U2b/c). Celui-ci se retrouve sur la plupart des autres référentiels entre 693 et 706 ka, avec, d’une part, des valeurs maximales de δ-deutérium et de concentration en méthane et des concentrations minimales en poussières dans les glaces du pôle sud (EPICA Dome C), et, d’autre part, des valeurs minimales de δ18O (Benthic Stack LR04). Par ailleurs, cet optimum englobe le niveau élevé de silice biogénique observé dans les sédiments du Lac Baïkal entre 698 et 702 ka.

51Les référentiels paléobioclimatiques montrent ensuite une baisse globale progressive des températures. Cette phase de refroidissement climatique d’une dizaine de millénaires, qui s’amorce, selon les proxies, aux alentours de 690-695 ka, se retrouve au maar d’Alleret au niveau de l’unité U3, durant laquelle se développe une forêt montagnarde à conifère. Dans la partie terminale de cette unité, peu avant la transition avec la période glaciaire du SIM 16, on observe un pic de sable qui a été chronologiquement rattaché, à titre d’hypothèse, à la brève et brusque baisse de production de silice biogénique dans le Lac Baïkal vers 686 ka.

52Les sédiments de l’unité U4 montrent dans l’ensemble une granulométrie plus grossière, qui traduit vraisemblablement une activité morphodynamique détritique plus marquée dans le bassin versant typique d’une phase de rhéxistasie, dans un contexte climatique général de période froide, correspondant au glaciaire SIM 16 d’après les données paléobioclimatiques. Durant les périodes glaciaires du Quaternaire, les hauts plateaux du Massif Central ont évolué dans un système morphogénique périglaciaire (Valadas, 1983). Au sein de cette unité U4, la sous-unité U4c, caractérisée par un fort épisode détritique, a été rattachée au pic important de poussières piégées dans les glaces antarctiques du Dome C entre 664 et 669 ka. Un deuxième épisode de détritisme moins marqué que le précédent (unité U4e) est rattaché au double pic de poussières glaciaires situé entre 658 et 662 ka. Les sédiments moins grossiers des sous-unités U4a/b, U4d et U4f se sont probablement déposés pendant des périodes interstadiaires, caractérisées par une dynamique éolienne moins intense et des températures moins froides au-dessus de l’inlandsis antarctique, comme semblent respectivement en témoigner les valeurs généralement plus basses de concentration en poussières et les teneurs relativement plus élevées en deutérium, méthane et CO2 enregistrées par les glaces du forage EPICA Dome C.

Fig. 10 : Comparaison des principales unités sédimentaires de la séquence d’Alleret avec des données paléobioclimatiques de référence.

Sources des données paléobioclimatiques : poussières, variations du deutérium, méthane (CH4) et dioxyde de carbone (CO2) dans les glaces du forage EPICA Dome C d’après Jouzel et al. (2007), Lambert et al. (2008) ; silice biogénique dans les sédiments lacustres du Lac Baïkal d’après Prokopenko et al. (2006) ; taux de carbonate de calcium (CaCO3) dans le forage ODP982 d’après Venz et al. (1999) ; δ18O Benthic Stack d’après Lisiecki & Raymo (2005) ; taux de pollens arborés de la séquence de Tenaghi Philippon d’après Tzedakis et al. (2006). Les téphras de la séquence du maar d’Alleret ont été retirés de la courbe du taux de sable.

7 - Conclusion

53Le maar d’Alleret contient l’une des premières séquences sédimentaires lacustres reconnues en milieu continental en Europe de l’ouest pour la période du début du Pléistocène moyen. La présence de plusieurs niveaux de retombées de cendres volcaniques dans le carottage AL/C3 permet d’établir une téphrochronologie par datations 40Ar/39Ar laser de trois téphras issus des éruptions du massif du Sancy (cycle II Super-Besse), confirmant l’intérêt majeur de ce volcan pour dater les évènements pléistocènes du Massif Central, et, plus généralement, d’Europe occidentale. La datation de ces téphras fait du maar d’Alleret la séquence sédimentaire continentale la mieux datée en Europe pour le début du Pléistocène moyen.

54Les données chronostratigraphiques et palynologiques obtenues pour la partie inférieure de la séquence sédimentaire lacustre du maar d’Alleret mettent en évidence au début de la seconde phase de la Mid-Pleistocene Transition un interglaciaire d’une durée d’environ 40 ka attribué au stade SIM 17, ainsi que l’existence d’une transition interglaciaire-glaciaire vers 683 ± 5 ka pour les stades isotopiques marins 17/16. Par ailleurs, les analyses sédimentologiques et géochimiques permettent de mieux comprendre l’évolution paléoenvironnementale post-éruptive du maar, et notamment les épisodes d’alimentation détritique sableuse au sein du remplissage sédimentaire intracratérique dus à une hausse de l’érosion mécanique dans le bassin versant, ainsi que le développement de phases de biostasie durant lesquelles sont favorisées l’altération chimique et la pédogenèse.

55L’application de la démarche multi-analytique développée dans ce travail au sondage AL/C4 permettra, à l’avenir, de compléter l’étude paléoenvironnementale et chronostratigraphique de la séquence du maar d’Alleret. Ces nouvelles données devraient notamment permettre, d’une part, de compléter l’analyse de la partie supérieure de la période glaciaire du stade SIM 16, dont la variabilité cyclique en stade/interstade a été observée dans le carottage AL/C3, et, d’autre part, de renseigner la transition entre les stades MIS 16 et 15, ce dernier ayant déjà été mis en évidence au maar d’Alleret par Pastre et al. (2007) dans les quinze mètres sommitaux du remplissage sédimentaire intracratérique.

56Compte tenu de la haute résolution temporelle des marqueurs sédimentologiques utilisés dans ce travail et de leur très bonne adéquation avec les différents référentiels paléobioclimatiques disponibles dans des secteurs géographiquement variés pour la période étudiée, la séquence sédimentaire lacustre du maar d’Alleret pourrait servir de référence majeure à l’échelle mondiale pour cette période-clé qu’est le début du Pléistocène moyen dans l’histoire du Quaternaire.

Haut de page

Bibliographie

ABLIN D., 1991 - Analyse pollinique des dépôts lacustres de Ceyssac, Plio-Pléistocène du Velay (Massif central, France). Cahiers de Micropaléontologie, 6 (1), 21-38.

ANTOINE P., LIMONDIN-LOZOUET N., CHAUSSÉ C., LAUTRIDOU J.-P., PASTRE J.-F., AUGUSTE P., BAHAIN J.-J., FALGUÈRES C. & GALEHB B., 2007 - Pleistocene fluvial terraces from northern France (Seine, Yonne, Somme): synthesis and new results. Quaternary Science Reviews, 26 (22-24), 2701-2723.

Berger A. & Loutre M.-F., 2010 - Modeling the 100-kyr glacial-interglacial cycles. Global and Planetary Change, 72 (4), 275-281.

Bridgland D. & Westaway R., 2008 - Climatically controlled river terrace staircases: a worldwide Quaternary phenomenon. Geomorphology, 98 (3-4), 285-315.

BRUN A., 1971 - Les applications de la palynologie à l’étude géodynamique du massif volcanique du Mont-Dore. Thèse de Doctorat d’Etat, Université Paris 6 Pierre et Marie Curie, Paris, 244 p.

cantagrel J.-M. & baubron j.-c., 1983 - Chronologie K-Ar des éruptions dans le massif volcanique des Mont-Dore : implications volcanologiques. Géologie de la France, 2 (1), 123-142.

Clark P.U., Archer D., Pollard D., Blum J.D. Rial J.A., Brovkin V., Mix A.C., Pisias N.G. & Roy M., 2006 - The middle Pleistocene transition: characteristics, mechanisms, and implications for long-term changes in atmospheric pCO2. Quaternary Science Reviews, 25 (23-24), 3150-3184.

de Beaulieu J.-L. & Reille M., 1992 - Long Pleistocene pollen sequences from the Velay Plateau (Massif Central, France). I. Ribains maar. Vegetation History and Archaeobotany, 1 (4), 233-242.

de Beaulieu J.-L., Andrieu-Ponel V., Reille M., Grüger E., Tzedakis C. & Svobodova H., 2001 - An attempt at correlation between the Velay pollen sequence and the Middle Pleistocene stratigraphy from central Europe. Quaternary Science Reviews, 20 (16-17), 1593-1602.

Dearing J.A., DANN R.J.L., HAY K., LEES J.A., LOVELAND P.J., MAHER B.A. & O’GRADY K., 1996a - Frequency-dependent susceptibility measurements of environmental materials. Geophysical Journal International, 124 (1), 228-240.

Dearing J.A., HAY K.L., BABAN S.M.J., HUDDLESTON A.S., WELLINGTON E.M.H. & LOVELAND P.J., 1996b - Magnetic susceptibility of soil: an evaluation of conflicting theories using a national data set. Geophysical Journal International, 127 (3), 728-734.

Degeai J.-P., 2004a - Mesure de l’érosion post-éruptive autour des cratères de maars en inversion de relief dans le Massif central français. Géomorphologie : Relief, Processus, Environnement, 10 (4), 285-304.

DEGEAI J.-P., 2004b - Les lacs de cratère volcanique : un exemple dans le Massif central français. In D. Mercier (ed.), Le commentaire de paysages en géographie physique. Armand Colin, Paris, 84-87.

Degeai J.-P. & Pastre J.-F., 2009 - Impacts environnementaux sur l’érosion des sols au Pléistocène supérieur et à l’Holocène dans le cratère de maar du Lac du Bouchet (Massif central, France). Quaternaire, 20 (2), 149-159.

Dennell R.W., 2003 - Dispersal and colonisation, long and short chronologies: how continuous is the Early Pleistocene record for hominids outside East Africa ? Journal of Human Evolution, 45 (6), 421-440.

Dodonov A.E., 2005 - The stratigraphic transition and suggested boundary between the Early and Middle Pleistocene in the loess record of northern Eurasia. In M.J. Head & P.L. Gibbard (eds.), Early-Middle Pleistocene transitions: the land–ocean evidence. Special Publication - Geological Society of London, 247. The Geological Society, London & AAPG Bookstore, Tulsa, 209-219.

ELHAÏ H., 1969 - La flore sporo-pollinique du gisement villafranchien de Senèze (Massif central, France). Pollen et Spores, 11 (1), 127-139.

Faegri K. & Iversen J., 1989 - Textbook of pollen analysis. 4th edition. John Wiley and Sons, Chichester, 328 p.

fÉraud g., lo bello p., hall C.M., cantragrel J.-M., york D. & bernat m., 1990 - Direct dating of Plio-Quaternary pumices by 40Ar/39Ar step-heating and single-grain laser fusion methods: the example of the Monts-Dore massif (Massif Central, France). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 40 (1), 39-53.

Fouris M., 1989 - Les sites villafranchiens du Devès et les basaltes de la vallée de l’Allier : application de la méthode K/Ar. Thèse de Doctorat, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand, 210 p.

Gibbard P.L. & Lewin J., 2009 - River incision and terrace formation in the late Cenozoic of Europe. Tectonophysics, 474 (1-2), 41-55.

GUÉRIN B., 1993 - Pollen et allergies. Allerbio, Varennes-en-Argonne, 279 p.

Head M.J. & Gibbard P.L., 2005 - Early-Middle Pleistocene transitions: an overview and recommandation for the defining boundary. In M.J. Head & M.L. Gibbard (eds.), Early-Middle Pleistocene Transitions: The Land-Ocean Evidence. Special Publication - Geological Society of London, 247. The Geological Society, London & AAPG Bookstore, Tulsa, 1-18.

HUNTLEY B. & BIRKS H.J.B., 1983 - An atlas of past and present pollen maps for Europe: 0-13000 years ago. Cambridge University Press, Cambridge, 667 p.

Jouzel J., Masson-Delmotte V., Cattani G., Dreyfus G., Falourd S., Hoffman G., Minster B., Nouet J., Barnola J.-M., Chappellaz J., Fischer H., Gallet J.-C., Johnesen S., Leuenberger M., Loulergue L., Luethi D., Oerter H., Parrenin F., Raisbeck G., Raynuad D., Schilt A., Schwander J., Selmo E., Souchez R., Spahni R., Stauffer B., Steffensen J.P., Stenni B., Stocker T.F., Tison J.L., Werner M. & Wolff E.W., 2007 - Orbital and millennial Antarctic climate variability over the Past 800,000 years. Science, 317 (5839), 793-797.

KUIPER K.F., DEINO A., HILGEN F.J., KRIJGSMAN W., RENNE P.R. & WIJBRANS J.R., 2008 - Synchronizing rock clocks of earth history. Science, 320 (5875), 500-504.

KWON J., MIN K., BICKEL P. & RENNE P.R., 2002 - Statistical methods for jointly estimating decay the constant of 40K and age of a dating standard. Mathematical Geology, 34 (4), 457-474.

Lambert F., Delmonte B., Petit J.-R., Bigler M., Kaufman P.R., Hutterli M.A. Stocker T.F., Ruth U., Steffensen J.P. & Maggi V., 2008 - Dust-climate couplings over the past 800,000 years from the EPICA Dome C ice core. Nature, 452 (7187), 616-619.

Lisiecki L.E. & Raymo M.E., 2005 - A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic 18O records. Paleoceanography, 20 (1), 1-17.

Lisiecki L.E. & Raymo M.E., 2007 - Plio-Pleistocene climate evolution: trends and

transitions in glacial cycle dynamics. Quaternary Science Reviews, 26 (1-2), 56-69.

Lorenz V., 1973 - On the formation of maars. Bulletin Volcanologique, 37 (2), 183-204.

Lorenz V., 1986 - On the growth of maars and diatremes and its relevance to the formation of tuff rings. Bulletin of Volcanology, 48 (1), 265-274.

Lourens L.J., Hilgen F.J., Laskar J., Shackleton N.J. & Wilson D., 2004 - The Neogene Period. In F.M. Gradstein, J.G. Ogg & A.G. Smith (eds.), A Geologic Time Scale. Cambridge University Press, Cambridge, 409-440.

Maiorano P. & Marino M., 2004 - Calcareous nannofossil bioevents and environmental control on temporal and spatial patterns at the early-middle Pleistocene. Marine Micropaleontology, 53 (3-4), 405-422.

Maslin M.A. & Ridgwell A.J., 2005 - Mid-Pleistocene Revolution and the 'eccentricity myth'. In M.J. Head & P.L. Gibbard (eds.), Early-Middle Pleistocene Transitions: The Land-Ocean Evidence. Special Publication - Geological Society of London, 247. The Geological Society, London & AAPG Bookstore, Tulsa, 19-34.

MIN K., MUNDIL R., RENNE P.R. & LUDWIG K.R., 2000 - A test for systematic errors in 40Ar/39Ar geochronology through comparison with U-Pb analysis of a 1.1 Ga rhyolite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64 (1), 73-98.

Mudelsee M. & Stattegger K., 1997 - Exploring the structure of the mid-Pleistocene revolution with advance methods of time-series analysis. Geologische Rundschau, 86 (2), 499-511.

Nomade S., Renne P.R., Vogel N., Deino A.L., Sharp W.D., Becker T.A., Jaouni A. R. & Mundil R. 2005 - Alder Creek sanidine (ACs-2): A Quaternary 40Ar/39Ar dating standard tied to the Cobb Mountain geomagnetic event. Chemical Geology, 218 (3-4), 315-338.

Nomade S., Gauthier A., Guillou H. & Pastre J.-F., 2010 - 40Ar/39Ar temporal framework for the Alleret maar lacustrine sequence (French Massif-Central): volcanological and paleoclimatic implications. Quaternary Geochronology, 5 (1), 20-27.

Nomade S., scaillet s., Pastre J.-F. & nehlig p., 2012 - Pyroclastic chronology of the Sancy stratovolcano (Mont-Dore, French Massif Central): New high-precision 40Ar/39Ar constraints. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 225-226, 1-12.

PALOMBO M.R, RAIA P. & GIOVINAZZO C., 2005 - Structural changes in mammalian communities of Italian peninsula. In M.J. Head & P.L. Gibbard (eds.), Early-Middle Pleistocene-Transitions: The Land-Ocean Evidence. Special Publication - Geological Society of London, 247. The Geological Society, London & AAPG Bookstore, Tulsa, 251-262.

PaRFENOFF A., POMEROL C. & TOURENQ J., 1970 - Les minéraux en grains, méthodes d’étude et de détermination. Masson, Paris, 578 p.

Pastre J.-F. & cantagrel j.-m., 2001 - Téphrostratigraphie du Mont-Dore (Massif Central français). Quaternaire, 12 (4), 249-267.

Pastre J.-F., Gauthier A., Nomade S., Orth P., Andrieu A., Goupille F., Guillou H., Kunesch S., Scaillet S. & Renne P.R., 2007 - The Alleret maar (Massif Central, France): a new lacustrine sequence of the early Middle Pleistocene in western Europe. Comptes Rendus Géosciences, 339 (16), 987-997.

Popescu S.-M., Biltekin D., Winter H., Suc J-P., Melinte-Dobrinescu M.C., Klotz S., Rabineau M., Combourieu-Nebout N., Clauzon G. & Deaconu F., 2010 - Pliocene and Lower Pleistocene vegetation and climate changes at the European scale: Long pollen records and climatostratigraphy. Quaternary International, 219 (1-2), 152-167.

Prokopenko A.A., Hinnov L.A., Williams D.F. & Kuzmin M.I., 2006 - Orbital forcing of continental climate during the Pleistocene: a complete astronomically tuned climatic record from Lake Baikal, SE Siberia. Quaternary Science Reviews, 25 (23/24), 3431-3457.

Reille M. & DE Beaulieu J.-L., 1990 - Pollen analysis of a long upper Pleistocene continental sequence in a Velay maar (Massif Central, France). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 80 (1), 35-48.

Reille M. & de Beaulieu J.-L., 1995 - Long Pleistocene pollen records from the Praclaux Crater, South-Central France. Quaternary Research, 44 (2), 205-215.

Reille M., Andrieu V., Beaulieu J.-L. de, Guenet P. & Goeury C., 1998 - A long pollen record from Lac du Bouchet, Massif central, France: for the period ca. 325 to 100 ka BP (OIS 9c to OIS 5e). Quaternary Science Reviews, 17 (12), 1107-1123.

Reille M., Beaulieu J.-L. de, Svobodova H., Andrieu-Ponel V. & Goeury C., 2000 - Pollen analytical biostratigraphy of the last five climatic sequence from the Velay region (Massif Central, France). Journal of Quaternary Science, 15 (7), 665-685.

Renne P.R., KARNER D.B. & LUDWIG K.R., 1998 - Absolute ages aren’t exact. Science, 282 (5395), 1840-1841.

roger s., féraud G., DE beaulieu J.-L., Thouveny N., coulon C., cochemÉ J.-J., andrieu V. & williams T., 1999 - 40Ar/39Ar dating on tephra of the Velay maars (France): implications for the Late Pleistocene proxy-cimatic record. Earth and Planetary Science Letters, 170 (3), 287-299.

Ruddiman W.F., 2003 - Orbital forcing ice volume and greenhouse gases. Quaternary Science Reviews, 22 (15-17), 1597-1629.

sartori m., evans M.E., heller f., tsatskin a. & han J.M., 2005 - The last glacial/interglacial cycle at two sites in the Chinese Loess Plateau: Mineral magnetic, grain-size and 10Be measurements and estimates of palaeoprecipitation. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 222 (1-2), 145-160.

Scaillet S., Vita-Scaillet G. & Guillou H., 2008 - Oldest human footprints dated by Ar/Ar. Earth and Planetary Science Letters, 275 (3-4), 320-325.

Steiger R. H. & Jäger E. 1977 - Subcommission on geochronology: convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth and Planetary Science Letters, 36 (3), 359-362.

Thouveny N., Creer K.M. & Blunk I., 1990 - Extension of the Lac du Bouchet palaeomagnetic record over the last 120,000 years. Earth and Planetary Science Letters, 97 (1-2), 140-161.

Thouveny N., de Beaulieu J.-L., Bonifay E., Creer K.M., Guiot J., Icole M., Johnsen S., JouZel J., Reille M., Williams T. & Williamson D., 1994 - Climate variations in Europe over the past 140 kyr deduced from rock magnetism. Nature, 371 (6497), 503-506.

Truze E. & Kelts K., 1993 - Sedimentology and paleoenvironment from the maar Lac du Bouchet for the last climatic cycle, 0-120,000 years (Massif Central, France). In J.F.W. Negedank & B. Zolitschka (eds.), Paleolimnology of European maar lakes. Lecture Notes in Earth Sciences, 49. Springer-Verlag, Berlin & New York, 237-275.

Tzedakis P.C., Hooghiemstra H. & Pälike H., 2006 - The last 1.35 million years at Tenaghi Philippon: revised chronostratigraphy and long-term vegetation trends. Quaternary Science Reviews, 25 (23-24), 3416-3430.

VALADAS B., 1983 - Les hautes terres du Massif Central français. Contribution à l’étude des morphodynamiques récentes sur versants cristallins et volcaniques. Thèse de Doctorat d’Etat, Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne, Paris, 927 p.

Venz K., Hodell D.A, Stanton C. & Warnke D.A., 1999 - A 1.0 Myr record of Glacial North Atlantic Intermediate Water variability from ODP site 982 in the northeast Atlantic. Paleoceanography, 14 (1), 42-52.

Zachos J., Pagani M., Sloan L., Thomas E. & Billups K., 2001 - Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate 65 Ma to Present. Science, 292 (5517), 686-693.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Carte géologique synthétique du maar d’Alleret et localisation du carottage AL/C3.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-1.png
Fichier image/png, 557k
Titre Fig. 2 : Log lithostratigraphique du carottage AL/C3 et position des téphras T1 à T6 dans la séquence sédimentaire du maar d’Alleret.
Légende 1/ argile laminée brune, 2/ argile grise à brune, 3/ silt argileux gris ou brun, 4/  argile sableuse, 5/ sable ponceux, 6/ graviers de basalte / tuf phréatomagmatique, 7/ téphra.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-2.png
Fichier image/png, 49k
Titre Fig. 3 : Spectres de probabilité d’âge et datations 40Ar/39Ar laser des téphras T1, T3 et T6 de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-3.png
Fichier image/png, 134k
Titre Tab. 1 : Co mposition chimique des verres volcaniques des téphras de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret.
Légende Résultats normalisés à 100 % sur une base anhydre
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 40k
Titre Fig. 4 : Diagrammes bi-variés des compositions en poids d’oxyde des verres volcaniques des téphras T2 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.
Légende Triangle noir : téphra T2, triangle blanc : téphra T3, carré noir : téphra T4, carré blanc : téphra T5, rond blanc : téphra T6, p.o. : poids d’oxyde.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-5.png
Fichier image/png, 230k
Titre Fig. 5 : Texture des grains de ponce des téphras du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-6.png
Fichier image/png, 682k
Titre Tab. 2 : Composition chimique et minéralogie des feldspaths dans les téphras de la séquence AL/C3 du maar d’Alleret
Légende Le nombre d’analyses par téphra est indiqué entre parenthèses, p.o. : poids d’oxyde.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-7.png
Fichier image/png, 48k
Titre Fig. 6 : Cortège des minéraux lourds des téphras T1 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-8.png
Fichier image/png, 90k
Titre Fig. 7 : Indicateurs sédimentologiques de la séquence sédimentaire AL/C3 du maar d’Alleret.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-9.png
Fichier image/png, 411k
Titre Fig. 8 : Diagramme palynologique simplifié de la partie inférieure (-40,50 à -25 m) du carottage AL/C3 du maar d’Alleret.
Légende Les bandes grisées indiquent les zones sans prélèvement (téphras T2, T3 et zones perturbées par le carottage). Les taxons ont été regroupés selon leur signification écologique : 1/ Pinus et Pinus haploxylon-type, 2/ Arbres pionniers (Cupressaceae, Betula, Hippophae rhamnoides), 3/ Arbres de la forêt caducifoliée (Acer, Ilex, Hedera, Carpinus betulus-type, Carpinus orientalis-type, Buxus, Fagus, Quercus caducifolié-type, Carya, Pterocarya, Viscum,Nyssa, Tilia), 4/ Autres arbres (Taxus, Alnus, Corylus, Sambucus, Viburnum, Liquidambar, Juglans, Myrica, Fraxinus excelsior-type, Populus, Salix,Ribes, Celtis, Ulmus, Zelkova-type), 5/ Taxons méditerranéens (Quercus ilex-type, Ligustrum, Olea, Syringa), 6/ Conifères d’altitude (Abies, Cathaya,Picea, Tsuga), 7/ Herbacées steppiques (Ephedra distachya-type, Ephedra fragilis-type, Artemisia, Chenopodiaceae-type), 8/ oaceae et Herbacées xérophiles-héliophiles (Asteroideae, Anthemis-type, Aster-type, Centaurea, Centaurea montana-type, Centaurea nigra-type, Centaurea scabiosa-type,Cirsium-type, Cichorioideae, Caryophyllaceae, Herniaria, Helianthemum, Erodium, Plantago, Plantago lanceolata-type, Armeria-type), 9/ Autresherbacées (Apiaceae, Boraginaceae, Echium-type, Brassicaceae, Campanulaceae, Calystegia, Convolvulus, Crassulaceae, Knautia, Scabiosa-type,Ericaceae, Euphorbia, Mercurialis, Fabaceae, Gentianaceae, Centaurium-type, Geranium, Lamiaceae 3colpé-type, Lamiaceae 6colpé-type, Liliaceae,Linum, Onagraceae, Limonium-type, Polygonum, Polygonum aviculare-type, Polygonum bistorta-type, Rumex, Primulaceae, Ranunculaceae, Helleborus-type, Thalictrum, Rosaceae, Alchemilla-type, Filipendula, Potentilla-type, Sanguisorba minor, Sanguisorba officinalis, Rubiaceae, Saxifragaceae,Saxifraga aizoon-type, Scrofulariaceae, Euphrasia-type, Solanaceae, Urticaceae, Valerianaceae, Violaceae), 10/ Cyperaceae, 11/ Herbacées de milieux humides (Alisma, Callitriche, Myriophyllum verticillatum-type, Lemna, Lythraceae, Menyanthes, Nuphar, Nymphaea, Rumex aquaticus-type, Potamogeton,Scheuchzeria palustris, Sparganium-Typha-type, Typha latifolia).
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-10.png
Fichier image/png, 453k
Titre Fig. 9 : Diagramme silice-alcalins des verres volcaniques dans les téphras T2 à T6 du carottage AL/C3 du maar d’Alleret et dans les dépôts pyroclastiques du Sancy avec leurs âges 40Ar/39Ar.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-11.png
Fichier image/png, 663k
Légende Sources des données paléobioclimatiques : poussières, variations du deutérium, méthane (CH4) et dioxyde de carbone (CO2) dans les glaces du forage EPICA Dome C d’après Jouzel et al. (2007), Lambert et al. (2008) ; silice biogénique dans les sédiments lacustres du Lac Baïkal d’après Prokopenko et al. (2006) ; taux de carbonate de calcium (CaCO3) dans le forage ODP982 d’après Venz et al. (1999) ; δ18O Benthic Stack d’après Lisiecki & Raymo (2005) ; taux de pollens arborés de la séquence de Tenaghi Philippon d’après Tzedakis et al. (2006). Les téphras de la séquence du maar d’Alleret ont été retirés de la courbe du taux de sable.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6808/img-12.png
Fichier image/png, 600k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence papier

Jean‑Philippe Degeai, Jean-François Pastre, Agnès Gauthier, Vincent Robert, Sébastien Nomade, Viviane Bout‑Roumazeilles et Hervé Guillou, « La séquence lacustre du maar d’Alleret (Massif Central, France) : téphrochronologie et évolution paléoenvironnementale en Europe occidentale au début du Pléistocène moyen », Quaternaire, vol. 24/4 | 2013, Fr.

Référence électronique

Jean‑Philippe Degeai, Jean-François Pastre, Agnès Gauthier, Vincent Robert, Sébastien Nomade, Viviane Bout‑Roumazeilles et Hervé Guillou, « La séquence lacustre du maar d’Alleret (Massif Central, France) : téphrochronologie et évolution paléoenvironnementale en Europe occidentale au début du Pléistocène moyen », Quaternaire [En ligne], vol. 24/4 | 2013, mis en ligne le 01 décembre 2016, consulté le 17 août 2017. URL : http://quaternaire.revues.org/6808 ; DOI : 10.4000/quaternaire.6808

Haut de page

Auteurs

Jean‑Philippe Degeai

Archéologie des Sociétés Méditerranéennes UMR 5140 CNRS et Université Montpellier 3, 390 route de Pérols, FR-34970 LATTES. Courriel : jean-philippe.degeai@cnrs.fr;Laboratoire de Géographie Physique, Environnements Quaternaires et Actuels UMR 8591 CNRS et Universités Paris 1 et Paris 12, 1 place Aristide Briand, FR-92195 MEUDON CEDEX.

Jean-François Pastre

 Laboratoire de Géographie Physique, Environnements Quaternaires et Actuels UMR 8591 CNRS et Universités Paris 1 et Paris 12, 1 place Aristide Briand, FR-92195 MEUDON CEDEX. Courriel : jean-françois.pastre@cnrs-bellevue.fr

Articles du même auteur

Agnès Gauthier

Laboratoire de Géographie Physique, Environnements Quaternaires et Actuels UMR 8591 CNRS et Universités Paris 1 et Paris 12, 1 place Aristide Briand, FR-92195 MEUDON CEDEX. Courriel :agnes.gauthier@cnrs-bellevue.fr

Articles du même auteur

Vincent Robert

Laboratoire de Géographie Physique, Environnements Quaternaires et Actuels UMR 8591 CNRS et Universités Paris 1 et Paris 12, 1 place Aristide Briand, FR-92195 MEUDON CEDEX. Courriel: vincent.robert@cnrs-bellevue.fr

Articles du même auteur

Sébastien Nomade

Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement, IPSL, CEA-CNRS et Université de Versailles Saint-Quentin, avenue de la Terrasse, FR-91198 GIF-SUR-YVETTE CEDEX. Courriel: sebastien.nomade@lsce.ipsl.fr

Articles du même auteur

Viviane Bout‑Roumazeilles

 Géosystèmes UMR 8157 CNRS et Université Lille 1, bâtiment SN5, Cité Scientifique, FR-59655 VILLENEUVE D’ASCQ CEDEX. Courriel : viviane.bout@univ‑lille1.fr

Hervé Guillou

Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement, IPSL, CEA-CNRS et Université de Versailles Saint-Quentin, avenue de la Terrasse, FR-91198 GIF-SUR-YVETTE CEDEX. Courriel : herve.guillou@lsce.ipsl.fr

Articles du même auteur

Haut de page

Droits d’auteur

© Tous droits réservés

Haut de page
  • Logo Association française pour l’étude du Quaternaire
  • Revues.org