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Evolution du climat et du régime alimentaire pendant l’Egypte ancienne

Climate and diet evolution during ancient Egypt
Alexandra Touzeau, Christophe Lécuyer et Romain Amiot
p. 285-293

Résumés

La civilisation égyptienne s’est organisée et développée pendant la période prédynastique (7300 à 5000 années avant le présent c’est-à-dire 1950, ou années « BP »), parallèlement à un changement climatique important : la fin de la Période Humide Africaine. Le déclin des précipitations associé à ce changement climatique affecterait d’abord l’Éthiopie (peut-être dès 8000 BP), puis l’ensemble des régions tropicales et sub-tropicales entre 6000 et 5000 BP. Plusieurs sources documentent un pic d’aridité vers 5200 BP (Thompson et al., 2002 ; Bar-Matthews et al., 1999). Celui-ci pourrait avoir contribué au regroupement des populations sahariennes dans la vallée du Nil, et donc à l’essor de la civilisation égyptienne. Après cet événement, le climat est généralement aride mais instable, les pics d’aridité (notamment à 4000 BP) alternant avec des périodes aux conditions plus humides. Enfin, à 1500 BP, les précipitations se stabiliseraient à un niveau particulièrement bas. Par conséquent, les fluctuations climatiques auraient également pu affecter l’Égypte au cours de la période dynastique (5000 à 2000 BP). Ici, des mesures de rapports d’isotopes stables de l’oxygène (18O/16O) du phosphate d’os et d’émail de momies égyptiennes ont été réalisées afin de suivre l’évolution du climat entre 5500 et 1500 BP. Les valeurs de δ18O dans les tissus minéralisés reflètent la composition isotopique de l’eau de boisson des Égyptiens, c’est-à-dire de l’eau du Nil. Les valeurs du δ18O de l’eau du Nil ont été calculées et montrent un enrichissement en isotopes lourd à la fin de l’intervalle considéré. Ceci traduit une réduction de la quantité de précipitations et/ou une augmentation de température dans les régions des sources du fleuve, en Éthiopie et sur le Plateau des Lacs Équatoriaux. Ces résultats confirment que l’aridification s’est poursuivie pendant la période dynastique conduisant ainsi à s’interroger sur son effet sur la prospérité égyptienne.

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Texte intégral

1 - Introduction

1L’Égypte a connu trois grands empires (Ancien Empire, Moyen Empire et Nouvel Empire), périodes pendant lesquelles elle était unifiée et prospère, par opposition à des périodes appelées périodes sombres, au cours desquelles le pouvoir central était réduit (moins de grands monuments, moindre influence de l’Égypte hors de ses frontières, guerres intestines). Bell (1971 ; 1975), Butzer (1984) et Hassan (1997) se sont intéressés aux liens entre les variations interannuelles du niveau du Nil et l’existence ou non d’un pouvoir centralisé. Ils suggèrent fortement que les déclins politiques correspondant à la fin de l’Ancien Empire, du Moyen Empire et du Nouvel Empire seraient corrélés à des réductions du débit du Nil. Cependant, Butzer (1997) qui a étudié en détail les circonstances de la fin de l’Ancien Empire, propose au contraire que cette diminution soit due à des facteurs humains et politiques.

2Pour apporter des réponses à ces questions et préciser les rôles respectifs du climat et des causes humaines dans l’alternance Empires-Âge sombres, les auteurs précédents se sont appuyés sur des archives historiques combinées à des archives sédimentaires ou archéologiques. Ainsi, la première étude du climat égyptien, réalisée par Bell (1970) était-elle fondée sur l’étude des textes et des fresques égyptiennes, ainsi que des cotes inscrites sur les nilomètres. Les études suivantes ont porté sur l’étude des structures sédimentaires, en particulier les hauts et bas niveaux des lacs, et la présence de dunes de sable (Butzer, 1976, 1984 ; Hassan, 1988, 1997). Souvent, les relations géométriques entre structures géologiques et monuments égyptiens permettent d’associer ces deux méthodologies, notamment dans un but de datation. Même en l’absence d’inscription, la présence de monuments égyptiens fournit une datation absolue aux événements reconnus, et leur sol sert aussi fréquemment de niveau repère.

3Au-delà de ces études structurales, l’archive sédimentaire a également été exploitée pour suivre l’évolution du climat à travers des analyses de sa composition minéralogique (Foucault & Stanley, 1989), chimique (Siegel et al., 1995 ; Weldeab et al., 2014) ou biologique (Hassan, 1997 ; Grove et al., 1975 ; Marshall et al., 2009). Ces études du contenu sédimentaire fournissent des informations relativement continues, mais avec une résolution temporelle limitée du fait de l’accumulation faible (de l’ordre du mm/an pour le lit du Nil), et il est parfois plus difficile de les relier à la chronologie égyptienne. Parmi ces études, certaines, réalisées hors d’Égypte, fournissent des informations complémentaires sur l’évolution du climat des régions sources du Nil. Elles sont pertinentes, malgré l’éloignement, du fait de la rareté des précipitations en Égypte, et donc de l’importance de la crue pour la sécurité alimentaire des Égyptiens.

4Le Nil est alimenté par trois affluents (fig. 1) : le Nil Blanc qui trouve son origine dans la région des lacs équatoriaux, au sud de l’Ouganda, le Nil Bleu et l’Atbara qui ont leurs sources dans les hauts-plateaux du nord-ouest de l’Éthiopie. Les sources éthiopiennes sont celles qui contribuent le plus au débit du Nil (75 % ; Said, 1993). Elles ont un régime fortement saisonnier, et sont donc responsables de la crue d’été en Égypte. De plus, leurs localisations en lisière de la zone de mousson les rendent particulièrement sensibles aux déplacements de la zone de convergence intertropicale (ITCZ), contrairement aux sources équatoriales. Par conséquent, l’évolution du débit du Nil dans le temps est largement contrôlée par l’évolution du climat au-dessus de ses sources éthiopiennes. Ces considérations ont motivé plusieurs études minéralogiques, chimiques et géochimiques portant sur la contribution relative des deux sources (équatoriale et éthiopienne) au cours du temps.

5Foucault & Stanley (1989) ont évalué les contributions relatives au flux sédimentaire du Nil des sources éthiopiennes et équatoriales, à partir de l’évolution de l’assemblage minéralogique du Nil, les deux sources ayant des lithologies et des profils pédologiques différents. A partir de la reconstitution des hauts niveaux des lacs, ces auteurs montrent que les périodes d’intenses précipitations en Ethiopie sont associées à une réduction de l’apport sédimentaire éthiopien (augmentation de la proportion relative d’amphiboles), probablement du fait d’un couvert forestier plus important, celui-ci stabilisant les sols et réduisant l’érosion et l’export de sédiments. L’apport sédimentaire issu du Nil Blanc n’est lui pas supposé varier, le couvert végétal restant abondant sur toute la période considérée. L’analyse des rapports isotopiques du strontium dans les sédiments du Nil repose sur le même principe : la source équatoriale possède un rapport 87Sr/86Sr élevé tandis que la source éthiopienne possède un rapport 87Sr/86Sr bas (Stanley et al., 2003). Ainsi, une réduction des précipitations en Éthiopie se traduira par une diminution du couvert forestier local et par une augmentation de l’apport sédimentaire de source éthiopienne, conduisant in fine à une diminution du rapport 87Sr/86Sr dans les sédiments du Nil (Box et al., 2011 ; Krom et al., 2002 ; Revel et al., 2010 ; Stanley et al., 2003). L’analyse isotopique du strontium a permis de retracer l’évolution de la quantité de précipitations en Éthiopie entre 6000 et 1500 BP (Krom et al., 2002 ; Stanley et al., 2003). Elle présente cependant plusieurs limites : d’une part, l’intégration du signal par le couvert forestier implique un décalage temporel entre l’augmentation des précipitations et la réduction de la charge sédimentaire ; d’autre part, le couvert forestier peut varier sous l’effet d’autres causes comme l’occupation humaine ou des incendies d’origine naturelle.

6D’autres auteurs ont choisi d’utiliser le rapport isotopique de l’oxygène pour retracer l’évolution du climat dans le bassin du Nil. D’une part, Almogi-Labin et al. (2009) et Revel et al. (2010) ont mesuré les rapports isotopiques de l’oxygène de foraminifères du Bassin Levantin. En effet, le δ18O environnemental reconstitué à partir des foraminifères est celui de l’eau de mer qui varie au cours du temps sous l’effet de l’apport en eau douce dans ce bassin, largement dominé par les eaux du Nil. Dans ce cas, le δ18O du Nil est supposé constant et seule la quantité d’eau apportée est supposée varier. D’autre part, Marshall et al. (2009) ont mesuré le δ18O de diatomées du lac Ashenge en Éthiopie qui reflète l’évolution du rapport précipitation/évaporation de ce lac et intègre donc plusieurs indicateurs climatiques comme les précipitations, la température ou encore l’humidité relative. La composition isotopique du Nil pourrait elle aussi fournir des informations sur les précipitations au-dessus des sources du fleuve. En effet, les deux sources du Nil se distinguent clairement par leurs valeurs de δ18O (Farah et al., 2000 ; Kebede et al., 2005), ce qui pourrait permettre d’évaluer les contributions relatives des deux sources au flux d’eau au cours du temps. Ainsi, de fortes précipitations en Éthiopie devraient se traduire par des valeurs de δ18O plus faibles dans les eaux du Nil en Égypte, à la fois parce que le δ18O des précipitations éthiopiennes diminuerait mais aussi parce que la contribution relative du Nil Blanc (au δ18O élevé) se réduirait.

7Cependant, cette méthode implique de connaître l’évolution du δ18O de l’eau du Nil en Égypte et donc de disposer d’une archive ayant enregistré cette composition comme les os et les dents de momies égyptiennes (Iacumin et al., 1996).

8Pour mener à bien cette étude, nous avons sélectionné 48 momies égyptiennes provenant de plusieurs localités dans la vallée du Nil, généralement à proximité d’Assouan. Pour nous assurer qu’il s’agissait bien d’individus locaux, ayant consommé l’eau du Nil, et non d’individus allochtones à la vallée du Nil, nous avons mesuré les rapports isotopiques du strontium sur un sous-échantillon de 12 individus. Le strontium présent dans l’apatite provient de l’eau de boisson et de la nourriture, et comme la composition isotopique n’est pas modifiée physiologiquement, la valeur mesurée dans l’os ou l’émail est identique à celle du substrat. Les habitants des environs d’Assouan devraient donc posséder une valeur de 87Sr/86Sr proche de celui du carbonate thébain, ou de celle des sédiments du Nil à leur époque. A l’opposé, un individu provenant d’une région différente, avec un substrat rocheux distinct, pourra posséder un rapport isotopique différent. Cette mesure permet donc d’identifier les individus allochtones, comme cela fut déjà réalisé par Buzon et al. (2007) et Buzon & Simonetti (2013) à Tombos en Nubie. Il est à noter que ces mesures 87Sr/86Sr, destinées seulement à évaluer l’origine des individus, n’ont pas de visées climatiques.

9Pour l’analyse paléoclimatique, deux options sont possibles car le δ18O peut être déterminé soit à partir du groupement phosphate (δ 18Op), soit à partir du groupement carbonate (δ18Oc) de l’apatite. La mesure du groupement phosphate est plus longue à mettre en œuvre, mais est aussi considérée comme plus fiable car la liaison P-O est plus robuste que la liaison C-O (Lécuyer et al., 1999 ; Zazzo et al., 2004 ; Lee-Thorp, 2002), ce qui limite les échanges isotopiques après l’enfouissement. Les valeurs de δ18Op de l’os et la dent sont fortement corrélées à la valeur de δ18Ow de l’eau de boisson pour les mammifères (Bernard et al., 2009 ; Fricke & O’Neil, 1996 ; Higgins & MacFadden, 2004 ; Longinelli, 1984). Daux et al. (2008) ont déterminé une équation de fractionnement pour les êtres humains :

10Équation 1 : Fractionnement apatite-eau des êtres humains (Daux et al., 2008)

11Par la suite, Chenery et al. (2012) ont étendu cette équation aux carbonates de l’émail, en démontrant qu’au sein de ce matériau et pour des âges récents (< 5000 BP), leur composition isotopique n’est pas altérée. Dans le cadre de cette étude, nous avons choisi d’utiliser les isotopes de l’oxygène du groupement phosphate pour la reconstruction paléoclimatique, notamment pour pouvoir inclure dans l’analyse des échantillons d’os car les dents ne sont pas toujours accessibles.

12En complément de l’analyse paléoclimatique, nous nous sommes aussi interrogés sur les conséquences des variations de la crue pour la population égyptienne. En effet, la prospérité économique égyptienne pendant l’Antiquité était largement fondée sur l’inondation annuelle, qui permettait d’irriguer et de fertiliser les terres cultivables. Une limitation de cette inondation aurait pu affecter durablement la production agricole, avec des impacts économiques, sociétaux et politiques importants. Afin de déterminer si la civilisation égyptienne a été affectée par les variations du climat, nous avons étudié l’évolution de leur régime alimentaire à travers les compositions isotopiques du carbone. Cette étude ne présente pas un panorama aussi varié et complet de l’alimentation égyptienne que celui qui peut être obtenu à partir d’archives historiques (fresques, récits) ou archéologiques (restes alimentaires préservés dans les tombes, déchets accumulés dans des fosses : David, 2007 ; Samuel, 2000 ; van Neer et al., 2004 ; étude des corps momifiés et particulièrement denture : Gamza & Irish, 2012 ; Leek, 1972). Ici, il s’agit seulement de déterminer s’il y a eu une transition vers des produits agricoles adaptés à la sécheresse et en particulier vers des plantes en C4 (sorgho, millet). Ces plantes sont cultivées ordinairement en Nubie et au Soudan dans des régions où la ressource en eau est limitée. Les Égyptiens ayant eu de nombreux contacts avec la Nubie au cours de leur histoire, ils connaissaient probablement ces plantes, et nous pouvons nous demander si leur proportion dans l’alimentation égyptienne a augmenté pendant les périodes plus arides. Le rapport isotopique du carbone (13C/12C) varie dans les végétaux terrestres en fonction de leur procédé d’assimilation du carbone atmosphérique. Les plantes en C3, les plus fréquentes, intègrent très peu de 13C lors de la photosynthèse et ont donc des valeurs de δ13C autour de -25 ‰ (Marino & McElroy, 1991 ; White et al., 1999). Les plantes en C4, plus rares, discriminent moins fortement le 13C atmosphérique, ce qui se traduit par des valeurs plus élevées de l’ordre de -10 ‰ (Marino & McElroy, 1991 ; White et al., 1999). Plusieurs études réalisées en Nubie (Buzon & Bowen, 2010 ; Thompson et al., 2008) et en Égypte (Dupras & Tocheri, 2007 ; Thompson et al., 2005) ont montré qu’il est possible d’évaluer la proportion de ces plantes en C4 dans l’alimentation, à partir des valeurs de δ13C mesurées dans les carbonates de l’apatite, dans le collagène de l’os ou encore dans les cheveux (Schwarcz & White, 2004).

Fig. 1 : Affluents du Nil : source éthiopienne (Nil Bleu et Atbara), source équatoriale (Nil Blanc).

Fig. 1 : Affluents du Nil : source éthiopienne (Nil Bleu et Atbara), source équatoriale (Nil Blanc).

Les niveaux de couleur représentent les précipitations annuelles (en mètres ; carte réalisée avec l’outil ClimateReanalyzer.org).

2 - Matériel et méthodes

13Des échantillons d’os et d’émail ont été prélevés sur des momies humaines d’origine égyptienne, actuellement conservées dans deux musées lyonnais : le Musée des Confluences et le Musée Testut-Latarjet d’Anatomie. Ces momies proviennent de différentes localités de la vallée du Nil, et sont datées de différentes périodes de l’histoire égyptienne, depuis la période prédynastique jusqu’à la période gréco-romaine.

14Pour la reconstruction du paléoclimat, les compositions isotopiques de l’oxygène ont été mesurées dans la fraction phosphate de l’émail dentaire (29 échantillons) et de l’os (41 échantillons). Pour cela le phosphate a d’abord été isolé d’après le protocole de Crowson et al. (1991) légèrement modifié par Lécuyer et al. (1993). Les cristaux de phosphate d’argent obtenus ont subi une pyrolyse à 1450 °C en présence de carbone au sein d’un analyseur élémentaire Elementar-varyoPYROcube™ (Fourel et al., 2011) connecté en ligne avec un spectromètre de masse IsoprimeTM.

15Pour l’étude du régime alimentaire des Égyptiens, la composition isotopique du carbone de l’apatite δ13Ccarb a été mesurée. Cette deuxième série d’analyses a concerné 55 échantillons parmi les 70 disponibles pour lesquels la quantité d’émail ou d’os disponible était suffisante. La poudre d’émail ou d’os a réagi avec de l’acide phosphorique à 90°C au sein d’un robot MultiPrepTM afin de produire du dioxyde de carbone dégagé pour les rapports isotopiques du carbone à l’aide d’un spectromètre de masse Elementar IsoprimeTM.

16Enfin, la composition isotopique du strontium (87Sr/86Sr) a été mesurée dans 12 individus de manière à déterminer leur origine géographique. La poudre d’os ou d’émail a d’abord été pré-traitée avec de l’eau oxygénée (10 %) pour éliminer la matière organique puis elle a été dissoute dans de l’acide nitrique 3M. Ensuite, le Sr a été séparé des autres ions grâce à une résine échangeuse d’ions permettant de séparer le strontium des autres ions tels que Ca, P ou Rb. Les compositions isotopiques du strontium ont ensuite été mesurées à l’aide du spectromètre de masse Nu Plasma 1700 de l’Ecole Normale Supérieure de Lyon (protocole détaillé dans Touzeau et al., 2013).

3 - Résultats des analyses isotopiques

3.1 - Isotopes de l’oxygène

17Pour les 70 échantillons d’os et d’émail analysés, le δ18Op varie de 19,4 à 24,4 ‰, une gamme de valeurs cohérente avec celle de 17-24 ‰ obtenue par Iacumin et al. (1996). Le δ18Op de l’émail passe de 21,2 ± 0,5 ‰ à 23,2 ±1,1 ‰ entre l’Ancien Empire (~4500 BP) et la période gréco-romaine (~1900 BP, fig. 2). L’augmentation est marquée entre le Nouvel Empire et la Basse Époque avec des valeurs augmentant de 22,1 ± 0,9 ‰ à 23,1 ± 0,6 ‰. Le δ18Op des os augmente également de la période prédynastique (20,8 ± 0,5 ‰, ~5500 BP) jusqu’à la période « copte » (22,9 ± 0,4 ‰, ~1500 BP). Dans ce cas, l’augmentation des valeurs est également plus marquée entre le Nouvel Empire et la Basse Époque. La similarité de l’enregistrement pour les deux tissus nous incite à les considérer conjointement pour le reste de l’étude.

Fig. 2 : Valeurs moyennes du δ18Op des os (cercles vides) et des dents (cercles pleins) de momies égyptiennes entre 5500 et 1500 BP.

Fig. 2 : Valeurs moyennes du δ18Op des os (cercles vides) et des dents (cercles pleins) de momies égyptiennes entre 5500 et 1500 BP.

PR : Prédynastique ; AR : Archaique ; OK : Ancien Empire ; MK : Moyen Empire ; NK : Nouvel Empire ; LP : Basse Epoque ; G-R : Gréco-Romaine.

Fig. 3 : Valeurs moyennes du δ13Cc des os (carrés vides) et des dents (carrés pleins) de momies égyptiennes entre 5500 et 1500 BP.

Fig. 3 : Valeurs moyennes du δ13Cc des os (carrés vides) et des dents (carrés pleins) de momies égyptiennes entre 5500 et 1500 BP.

3.2 - Isotopes du strontium

18Ici, les rapports 87Sr/86Sr mesurés varient assez peu (0,70757 à 0,70877) et s’insèrent dans la gamme observée à Tombos en Nubie (0,70712 à 0,70912) par Buzon et al. (2007). Ils sont également cohérents avec les valeurs obtenues pour les sédiments du Nil entre 4000 et 3000 BP par Krom et al. (2002).

3.3 - Isotopes du carbone

19La valeur moyenne du δ13C des os est de -14,3 ± 0,9 ‰, proche de celle obtenue par Iacumin et al. (1996) pour des momies égyptiennes (fig. 3). Les dents ont une valeur moyenne de -11,6 ± 0,6 ‰ (fig. 3), qu’il est possible de rapprocher des valeurs mesurées par Buzon & Bowen (2010) à Tombos en Nubie.

4 - Discussion

4.1 - Origine des individus

20La plupart des individus ont des valeurs de 87Sr/86Sr similaires au carbonate thébain (0,707666 à 0,707850, Burke et al., 1982 ; Prokoph et al., 2008), ou aux sédiments du Nil (0,70753 à 0,70814, d’après Krom et al., 2002) ce qui traduit une consommation de produits cultivés sur ces limons donc une origine locale des individus étudiés. Un seul individu (#239) a un rapport isotopique dans l’émail qui s’écarte de ces deux références, ce qui indique qu’il a passé son enfance dans une région plus radiogénique en strontium.

4.2 -Information climatique extraite du δ18Op

21La majorité de l’eau du Nil provient de ses affluents éthiopiens (75 %), et cette eau ne subit quasiment pas d’évaporation jusqu’en Nubie du fait de la rapidité du flux pendant la crue (Farah et al., 2000 ; Kebede et al., 2005). En revanche l’évaporation en aval du lac Nasser cause une augmentation de +1 à +2 ‰ entre Assouan et la Méditerranée (Aly et al., 1993 ; Awad et al., 1997 ; Awad et al., 1994 ; El Bakri et al., 1996 ; Sultan et al., 2000). En Égypte, le Nil ne reçoit pas d’eau supplémentaire du fait du climat hyper-aride. L’eau consommée par les Égyptiens provient donc soit du Nil, soit des eaux souterraines locales. Celles-ci se répartissent en eaux peu profondes (<200 m), infiltrées depuis le Nil actuel (δ18O ~+2,5 ‰, après 1953), ou sub-actuel (δ18O ~-1 ‰, avant 1953), et en eaux « fossiles », nettement plus profondes (600 m, δ18O ~-8 ‰, >10 000 BP, Awad et al., 1997). La consommation d’eaux profondes était probablement faible, et donc le signal issu des eaux souterraines reflète principalement celui de l’eau du Nil.

22En utilisant l’équation de fractionnement de Daux et al. (2008) entre eau de boisson et phosphate pour les êtres humains (Équation 1), les valeurs de δ18Op ont été converties en δ18Ow. L’écart entre la période prédynastique (~5500 BP) et la Basse Époque (~2500 BP) est de 3,0 ‰ (V-SMOW). L’erreur associée à la prédiction est limitée à 1 ‰ sur la valeur moyenne prédite pour chaque période considérée (d’après l’équation p. 472 du livre « Biometry » de Sokal & Rholf, 2e édition, 1981). Par conséquent l’erreur sur la différence entre deux périodes est de l’ordre de 2 ‰, inférieure à la différence constatée ici. Cette augmentation peut être interprétée comme résultant de changements des conditions climatiques au-dessus des sources du Nil. En région tropicale, le δ18Ow est principalement contrôlé par la quantité de précipitations et dans une moindre mesure par la température (Dansgaard, 1964 ; Bowen, 2008). A partir des données de l’IAEA/WMO (2006) la pente de la droite de régression entre quantité de précipitations et δ18Ow a été calculée pour la région des lacs et pour l’Éthiopie (fig. 4). Elle vaut -46 mm pour une augmentation de δ18O de +1 ‰. Ainsi, l’écart de +3,0 ‰ calculé correspondrait à une diminution des précipitations de 140 mm ( ± 90 mm) sur la période considérée. Il s’agit ici de la diminution maximale puisqu’une contribution de la température au changement de δ18Ow n’est pas exclue. Si au contraire la température était le seul paramètre de contrôle du δ 18Ow, son augmentation maximale serait de 1,8°C.

23Des mesures de δ 18Op de poissons d’âge gréco-romain permettent de recalculer la température des eaux vers 1900 BP (équation phosphate-eau de Kolodny et al., 1983). Une température de 23°C est calculée, similaire à celle des eaux du Nil aujourd’hui (Abdel-Satar, 2005), ce qui indiquerait qu’il n’y a plus eu de réchauffement au moins depuis cette date. De manière plus générale, l’augmentation du δ18Ow des eaux du Nil refléterait la mise en place entre 5500 BP et 1500 BP d’un climat tropical aride en Afrique du Nord-Est.

Fig. 4 : Lien entre δ18O et quantités de précipitations en Éthiopie (Addis-Abeba, données IAEA-WMO, 2006) et en Ouganda (Entebbe, données IAEA-WMO, 2006).

Fig. 4 : Lien entre δ18O et quantités de précipitations en Éthiopie (Addis-Abeba, données IAEA-WMO, 2006) et en Ouganda (Entebbe, données IAEA-WMO, 2006).

4.3 - Evolution du régime alimentaire des égyptiens

24La modification du climat a-t-elle eu un impact sur la civilisation égyptienne? La diminution des précipitations au niveau des sources du Nil décrite ci-dessus a probablement affecté son débit. On aurait donc pu s’attendre à une consommation par les Égyptiens de plantes adaptées au milieu aride, et ce plus particulièrement lors des périodes tardives, notamment la période gréco-romaine. Or on constate une homogénéité des valeurs de δ13C mesurées au cours du temps. Les momies coptes, seules, se distinguent des autres groupes (fig. 3), avec une différence significative entre momies coptes et momies de la 26e dynastie ou de la période ptolémaïque. La différence n’est en revanche pas significative entre momies coptes et le groupe le plus proche temporellement, celui des momies gréco-romaines. Contrairement à ce qui était attendu selon notre hypothèse, cette différence va dans le sens d’un appauvrissement en 13C, et donc d’une consommation moindre de plantes en C4 pour la période la plus récente.

25Pour mieux comprendre cette évolution, et pour évaluer de manière quantitative la proportion de plantes en C4 dans l’alimentation, nous avons utilisé deux équations (ci-dessous) pour le fractionnement alimentation-émail d’une part (Équation 2) et le fractionnement alimentation-os d’autre part (Équation 3). Il s’agit d’une précaution due aux différences possibles des processus de minéralisation des deux tissus (Warriner & Tuross, 2009). La première équation, pour l’émail, a été obtenue à partir des données de Passey et al. (2005) et de Warinner & Tuross (2009) ; la seconde équation, pour les os, provient des données de Howland et al. (2003) et Warinner & Tuross (2009).

26Équation 2: Fractionnement émail-alimentation pour les cochons (données de Passey et al., 2005 et Warinner & Tuross, 2009)

27Équation 3: Fractionnement os-alimentation pour les cochons (données de Howland et al., 2003 et Warinner & Tuross, 2009)

28À partir des valeurs moyennes de δ13C des carbonates, les valeurs reconstruites pour l’alimentation sont de -25,2 ‰ (émail) et -25,3 ‰ (os). Ces valeurs sont quasi-identiques, et comparables à la valeur de -25,5 ‰ déterminée par O’Leary (1988) pour les plantes en C3 (après correction des émissions de CO2 de l’ère industrielle). On peut en conclure que la quantité de plantes en C4 dans l’alimentation de ces Égyptiens était quasiment nulle et ceci pour l’ensemble des périodes considérées. Comment alors, peut-on expliquer une nouvelle diminution des valeurs de δ13C durant la période copte ? Cette diminution pourrait résulter de la consommation d’huile d’olive et/ou de vin, produits issus de plantes en C3 et possédant des valeurs de δ13C très négatives (huile d’olive : -28 ‰, Prowse et al., 2005 ; éthanol du vin : -22.5 à -28.5 ‰, Arobba et al., 2014), et qui se répandent en Égypte pendant la période Romaine (Alcock, 2006 ; Prowse et al., 2005).

29L’ensemble de ces études tend néanmoins à confirmer l’homogénéité et la stabilité du régime alimentaire des Égyptiens avec une consommation ultra-majoritaire de plantes en C3 au cours du temps, à l’exception peut-être de la période copte. Ce résultat diffère ainsi nettement des études réalisées en Nubie, qui montrent une consommation équilibrée de plantes en C4 et en C3 (Schwarcz & White, 2004 ; White & Schwarcz 1994 ; White et al., 2004), ainsi qu’une alternance des cultures en fonction de la période de l’année considérée (Schwarcz & White, 2004). Par conséquent, le développement de conditions plus arides n’a probablement pas conduit les Égyptiens à modifier leurs habitudes de culture.

5 - Conclusion

30Dans cette étude, nous nous sommes intéressés à l’évolution du climat pendant la période de l’Égypte ancienne et antique. Pour cela, nous avons mesuré le δ18Op du phosphate de l’os et de l’émail et utilisé cette valeur pour estimer le δ18Ow de l’eau consommée par les Égyptiens. Le δ18Ow tend à augmenter depuis la période prédynastique jusqu’à la période Gréco-Romaine, avec une augmentation globale de +3 ‰. Une telle variation pourrait correspondre à une augmentation de température (+1.8°C) ou à une diminution des précipitations au niveau des sources du Nil de l’ordre de 140 mm. Un tel changement est cohérent avec la tendance générale à l’aridification caractéristique de la fin de la période humide africaine. Pour évaluer l’impact d’un tel changement climatique sur la société égyptienne, nous avons mesuré le δ13C du carbonate de l’apatite de l’os et de l’émail. Les valeurs généralement faibles et constantes du δ13C au cours de la période considérée indiquent que les plantes en C4, mieux adaptées à l’aridité, n’ont pas été privilégiées dans le régime alimentaire des Égyptiens en réponse à l’évolution du climat. Plusieurs hypothèses peuvent expliquer l’absence de changement dans la principale source de nourriture égyptienne. Premièrement, la diminution des précipitations n’a peut-être pas affecté suffisamment sévèrement les crues pour que les Égyptiens soient contraints à des contre-mesures telles que la remise en cause de leurs pratiques agricoles traditionnelles. Deuxièmement, cette diminution des pluies peut aussi avoir été trop graduelle pour avoir été perçue par les Égyptiens, probablement plus sensibles aux variations de la crue à l’échelle interannuelle et aux pénuries alimentaires associées. Troisièmement, d’autres actions mises en œuvre par les Égyptiens, telles que l’assèchement du lac du Fayoum et du delta du Nil, ont augmenté l’étendue des terres cultivables et ont donc pu compenser la réduction de la crue.

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Table des illustrations

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Titre Fig. 1 : Affluents du Nil : source éthiopienne (Nil Bleu et Atbara), source équatoriale (Nil Blanc).
Légende Les niveaux de couleur représentent les précipitations annuelles (en mètres ; carte réalisée avec l’outil ClimateReanalyzer.org).
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Titre Fig. 2 : Valeurs moyennes du δ18Op des os (cercles vides) et des dents (cercles pleins) de momies égyptiennes entre 5500 et 1500 BP.
Légende PR : Prédynastique ; AR : Archaique ; OK : Ancien Empire ; MK : Moyen Empire ; NK : Nouvel Empire ; LP : Basse Epoque ; G-R : Gréco-Romaine.
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Titre Fig. 3 : Valeurs moyennes du δ13Cc des os (carrés vides) et des dents (carrés pleins) de momies égyptiennes entre 5500 et 1500 BP.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/8201/img-4.png
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Titre Fig. 4 : Lien entre δ18O et quantités de précipitations en Éthiopie (Addis-Abeba, données IAEA-WMO, 2006) et en Ouganda (Entebbe, données IAEA-WMO, 2006).
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Pour citer cet article

Référence papier

Alexandra Touzeau, Christophe Lécuyer et Romain Amiot, « Evolution du climat et du régime alimentaire pendant l’Egypte ancienne », Quaternaire, vol. 28/2 | 2017, 285-293.

Référence électronique

Alexandra Touzeau, Christophe Lécuyer et Romain Amiot, « Evolution du climat et du régime alimentaire pendant l’Egypte ancienne », Quaternaire [En ligne], vol. 28/2 | 2017, mis en ligne le 01 juin 2017, consulté le 19 octobre 2017. URL : http://quaternaire.revues.org/8201

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Auteurs

Alexandra Touzeau

LSCE – UMR CEA-CNRS-UVSQ-Université Paris Saclay, 8212-IPSL, Gif‑sur‑Yvette, France. Courriel : alexandra.touzeau@lsce.ipsl.fr

Christophe Lécuyer

Laboratoire de Géologie de Lyon - Terre, Planètes, Environnement, UMR CNRS 5276, Université Claude Bernard Lyon 1 et Ecole Normale Supérieure de Lyon, France. Courriel : christophe.lecuyer@univ-lyon1.fr; Institut Universitaire de France, 103 boulevard Saint- Michel, 75005 Paris, France

Romain Amiot

Laboratoire de Géologie de Lyon - Terre, Planètes, Environnement, UMR CNRS 5276, Université Claude Bernard Lyon 1 et Ecole Normale Supérieure de Lyon, France. Courriel :romain.amiot@univ-lyon1.fr

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