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Les spéléothèmes comme archives paléo-climatiques
Généralités sur la formation et la préservation des spéléothèmes
Le karst: un environnement de dépôt répandu dans les zones continentales
Les roches carbonatées solubles (Figure I. 1) représentent environ un cinquième des roches à l’affleurement au niveau des zones émergées (SCHWARCZ, 1986). On appelle karst (du nom de la région slovène appelée Kras) les zones où ces roches sont suffisamment fracturées pour être dissoutes et re-précipitées en profondeur. La dissolution de la roche encaissante (le carbonate originel) laisse place à des vides qui peuvent être des écroulements de la surface (= aven) ou bien des réseaux subhorizontaux (= grottes). Récemment, une nouvelle façon d’expliquer la formation des grottes, appelée fantômisation, a été développée à partir d’observations dans des paléokarsts (QUINIF, 2010). La première étape serait une altération in situ de l’encaissant se propageant selon les discontinuités, l’altérite formée étant le fantôme de roche. Puis en une deuxième étape, l’altérite est évacuée et les cavités souterraines se forment.
Ces grottes, relativement protégées des événements atmosphériques, sont à leur tour des environnements de dépôts dus à des processus physiques ou chimiques créés par l’espace disponibles et la circulation de l’eau d’infiltration à travers le karst et sur les parois, plafonds et le sol de la grotte:
– du matériel détritique, notamment des argiles, est advecté dans les grottes par les rivières;
– des blocs provenant de l’encaissant lui-même, à cause de sa fracturation initiale ou des mouvements des voutes calcaires qui peuvent entrainer une desquamation progressive du plafond;
– du matériel organique entrainé par l’eau ou apporté in situ par la faune et l’occupation humaine (pollens, excréments, os, charbon,…);
– enfin, le type de dépôt qui nous intéresse ici et souvent le plus abondant dans les grottes est constitué des spéléothèmes, soit l’ensemble des concrétions carbonatées secondaires qui se sont développées dans la grotte. Ils peuvent prendre la forme de stalactites (qui précipitent au plafond au point d’arrivée des fissures parcourues par l’eau d’infiltration), de stalagmites (qui précipitent sur le plancher au point d’impact des gouttes d’eau), de planchers stalagmitiques (sur les surfaces d’écoulement de l’eau), de draperies (lorsque l’eau s’écoule sur les murs) et de gours (précipitation sur le bord et au fond de mares sursaturées en carbonates).
Le caractère ubiquiste du karst sur les continents fait qu’il est possible d’étudier des spéléothèmes provenant de tous les continents (sauf l’Antarctique), des latitudes équatoriales à celles polaires (Fig I. 1.)
Formation et structure interne des spéléothèmes
En dehors de la présence indispensable du karst, la formation des spéléothèmes nécessite également la circulation d’eau et d’acide qui puisse attaquer l’encaissant. En général, l’eau est fournie par l’eau météorique qui s’infiltre ou ruisselle et l’acide est produit par le CO2 biopédologique produit par la respiration des végétaux, les micro-organismes et la dégradation de la matière organique morte. L’eau météorique à l’équilibre avec l’atmosphère est déjà relativement acide (pH = 5,5 pour 380 ppm de CO2) mais elle se charge de plusieurs ordres de grandeur supplémentaires en CO2 en percolant dans le sol. L’eau est alors très acide (ou agressive) et dissout les carbonates qu’elle lessive, selon l’équation: CaCO3 + CO2 + H2O → Ca2+ + 2 HCO3 -(1)
L’eau se charge en ions calcium et bicarbonates, son pH augmente et elle se rapproche de la saturation vis-à-vis de la calcite.
La précipitation de calcite ou d’un autre minéral carbonaté comme l’aragonite n’a lieu que si la solution est sursaturée vis-à-vis du minéral en question. Ceci se produit quand l’eau entre en contact avec un gaz qui a une pCO2 inférieure à celle de l’eau, soit dans une poche à l’intérieur du karst, soit au contact de l’air ventilé de la grotte, qui peut contenir de 500 ppm à plus de 3 % de CO2.
La réaction: Ca2+ + 2 HCO3- → CaCO3 + CO2 + H2O (2) inverse de la (1) a alors lieu, par dégazage du CO2 qui déplace l’équilibre dans le sens de la précipitation de CaCO3. Dans les grottes, les spéléothèmes qui se forment en premier à partir de la solution la plus sursaturée sont donc les stalactites, puis les stalagmites et enfin les planchers stalagmitiques (Fig. I. 2.). Cette compartimentation théorique est schématique car la phase liquide peut échanger les gaz qu’elle contient avec la phase gazeuse présente à cause de la porosité des milieux traversés. Cette coexistence est appelé système ouvert et complique la séquence simple de dissolution suivie de précipitation.
Les stalactites, stalagmites et planchers stalagmitiques, qui forment toutes des archives potentiellement intéressantes d’un point de vue climatologique, sont trois spéléothèmes aux structures internes très différentes:
– les stalactites débutent leur croissance en développant un tube peu épais et cylindrique à l’intérieur duquel circule l’eau. Puis le conduit se bouche et l’eau circule alors sur les parois de la stalactite. Sa croissance est donc complexe et se fait vers l’extérieur, à l’intérieur et vers le bas à cause de la gravité. Elles peuvent enregistrer une croissance rapide et permettre d’accéder à de l’analyse haute résolution, de plus elles précipitent donc enregistrent le fluide « initial » à son émergence dans la cavité. En revanche, la forte sursaturation caractérisant généralement l’eau à son entrée dans la grotte expose la précipitation à un fort fractionnement cinétique qui fait que les stalactites sont peu utilisées dans les études isotopiques;
– Les planchers stalagmitiques sont constitués de couches planes, parallèles et subhorizontales, dont la stratigraphie est donc facile à définir. Ils constituent des objets adaptés à l’étude de longues périodes climatiques (jusqu’à 106 ans) et enregistrent l’alternance de périodes de précipitation de calcite et de périodes d’apports détritiques associés à des épisodes de crues ou au contraire de l’assèchement du plancher. L’analyse des éléments traces peut être utilisée pour révéler des pics d’apports détritiques non révélés par la stratigraphie ; en revanche l’interprétation climatique des éléments solubles est compliquée par l’hétérogénéité possible de la pétrographie qui doit toujours être attentivement étudiée au préalable;
– Les stalagmites sont composées d’un empilement de couches parallèles formant des paraboles convexes emboitées qui sont souvent visibles en section longitudinale. Leur axe de croissance peut être modélisé par l’ensemble des segments de droite reliant les paléo-points d’impact des gouttes d’eau qui ont nourri la stalagmite. Les couches passées sont protégées par la précipitation des couches suivantes, de plus la dissolution des stalagmites est peu courante étant donné que l’eau qui l’alimente a été généralement tamponnée par son infiltration à travers le karst.
Puisque les seuls spéléothèmes étudiés dans le cadre de cette thèse sont des stalagmites, les atouts de ces archives en vue de reconstructions paléo-climatiques sont développés ci-après.
Intérêt des stalagmites en tant qu’archives environnementales
Les avantages que présente l’analyse des stalagmites pour les reconstructions paléo-climatiques sont multiples:
– les stalagmites sont présentes dans les zones karstiques bien réparties sur les continents, à des latitudes variées comme décrit précédemment pour les spéléothèmes;
– elles résultent souvent d’un dépôt continuellement alimenté pendant des dizaines de milliers d’années à partir d’une seule et même ouverture dans le karst ce qui limite la variabilité de la source et rend possible une analyse à résolution très fine;
– grâce à leur compacité, les stalagmites sont facilement récupérables et pratiques à transporter, à stocker et se prètent assez bien aux analyses géochimiques(il n’est pas nécessaire d’avoir un lourd carottier, ni de chambre froide,…);
– le milieu souterrain constitue un excellent milieu de préservation, tant physique que chimique à cause du rôle tampon du karst;
– les périodes d’interruption et de reprise de la précipitation sont hydrologiquement et climatiquement significatives;
– en tant que dépôts carbonatés, leurs études bénéficient des derniers outils ou développements analytiques dédiés aux autres archives carbonatées comme les coraux ou les foraminifères (i.e. spectrométrie de masse ou optique, analyse « bulk » ou in situ par ablation laser) ;
– en plus des techniques de datations absolues applicables (cf I. 2. 3.), le comptage des lamines annuelles des stalagmites peut servir à contraindre leur chronologie relative.
Toutefois, certaines spécificités des stalagmites peuvent poser problème:
– les périodes de hiatus ne permettent évidemment pas d’avoir accès aux proxies climatiques (cf I. 2. 4.); or ces hiatus sont fréquents dans de nombreux cadres géographiques (zones désertiques, zones froides aux hautes latitudes et altitudes) et temporels (périodes glaciaires en généra limitant l’alimentation en eau). La détermination des âges des limites de hiatus constitue toutefois une information climatique précieuse qui peut être reliée à des conditions particulières, comme la présence d’un permafrost, l’inondation des galeries à niveau de la croissance de la stalagmite, ou le tarissement du chemin hydrique;
– il n’existe pas de continuité latérale entre des stalagmites provenant de salles différentes, ce qui peut rendre difficile l’assemblage de profils dont les âges se chevauchent;
– à cause de la grande variabilité des vitesses de croissance, de nombreuses datations sont nécessaires pour pouvoir comparer les signaux contenus dans différents échantillons.
Pour résumer, même si ces dernières contraintes peuvent limiter leur pleine utilisation, les stalagmites sont des archives climatiques de premier choix pour le domaine continental. Ainsi, les méthodes de datation et les différentes approches visant à révéler les informations climatiques sont présentées dans les paragraphes ci-dessous.
Traceurs et indices paléo-climatiques développés dans les stalagmites
Composition isotopique de la calcite: δ13C et δ18O
Le carbone et l’oxygène, éléments majeurs des carbonates de calcium, ont plusieurs isotopes stables (12C, 13C, 16O, 17O, 18O) dont les rapports relatifs fluctuent au cours de processus géochimiques comme les changements de phase, ou les réactions chimiques et biologiques: on dit alors que ces isotopes fractionnent. Les rapports entre isotopes lourds et légers d’un même élément, comme Ro = 18O/16O, et Rc = 13C/12C sont particulièrement étudiés en paléo-climatologie. Afin de manipuler des chiffres entiers ou avec peu de décimales, la notation relative δ est couramment utilisée, et mesure la déviation du ratio isotopique, en pour mille (‰) par rapport à un ratio de référence, noté Rref:
δ18O = (Ro/Ro,ref – 1) * 1000
δ13C = (Rc/Rc,ref – 1) * 1000
, R0 ref étant généralement la signature moyenne de l’océan (SMOW), et Rc ref étant le rapport isotopique d’un carbonate marin datant du crétacé (PDB).
Les signatures isotopiques δ18O et δ13C mesurées dans une stalagmite sont les mêmes que celles enregistrées lors de la précipitation de calcite puisque le système carbonaté est clos par la précipitation de calcite postérieure, et que les quatre isotopes en question sont stables.
Les signatures au cours de la précipitation dépendent de la signature isotopique des carbonates dissous et du fractionnement au cours de la précipitation de la calcite. Les processus contrôlant ces fractionnements et l’origine des valeurs isotopiques des carbonates sont ainsi discutés.
• L’enregistrement des isotopes du carbone dans la calcite (δ13C)
Les différentes sources de carbone inorganique dans l’eau d’infiltration sont: 1) le CO2 atmosphérique, qui est notamment dissous dans l’eau de pluie, de signature isotopique -7 à – 8 ‰; 2) la production du sol, par le biais de la respiration racinaire, microbienne et la minéralisation de la matière organique, de signature appauvrie mais variable (de -26 à -10 ‰) selon l’intensité de la production biopédologique et selon le type de métabolisme photosynthétique des plantes (de type C3 ou C4); 3) la roche carbonatée encaissante, de signature relativement variable et enrichie (allant de -5 à +5 ‰ (FORD and WILLIAMS, 2007)).
La pression partielle de CO2 (ou pCO2) dans le sol est d’environ 10-2-10-1 atm, soit plusieurs ordres de grandeur supérieure à celle dans l’atmosphère (10-3,7 en période glaciaire et 10-3,4 actuellement). L’atmosphère a donc peu d’influence directe sur le δ13C des eaux d’infiltration, mais elle échange du CO2 avec le sol et avec la végétation, elle peut donc avoir un rôle indirect qui est souvent considéré comme négligeable. Les processus à l’origine de la signature isotopique et de la production en CO2 du sol jouent quant à eux un grand rôle dans les variations du δ13C du carbone inorganique dissout (DIC) des eaux d’infiltration. Premièrement, un climat chaud et humide favorise la production biopédologique de CO2, ce qui abaisse le δ13C du DIC des eaux d’infiltration et in fine celui des stalagmites. Deuxièmement, le type de plantes en C3 ou C4 détermine fortement la signature du CO2 pédologique : de -26 à -20 ‰ pour les plantes en C3 et de -16 à -10 ‰ pour les plantes en C4. Ainsi un décalage pouvant atteindre +10 ‰ a lieu lors d’une transition climatique correspondant au développement d’une végétation en C4 au lieu de C3. Ce dernier facteur ne s’applique qu’à des zones bien particulières où des plantes en C4 ont été reconnues.
Les principaux autres paramètres contrôlant le δ13C du DIC des eaux sont: 1) le degré de fermeture du système carbonaté lors du passage dans l’épikarst: en système fermé, l’eau d’infiltration n’échange plus de CO2 avec le sol une fois qu’elle commence à dissoudre les carbonates dans l’épikarst, et donc une mole de CO2 dissout une mole de carbonates pour donner deux moles d’ions bicarbonates HCO3- (cf. eq 1). La proportion de carbone mort (ou dcp) est donc de l’ordre de 50 % et la signature isotopique du carbone dissous est élevée. Au contraire, en système ouvert, une partie des molécules de CO2 consommées par la dissolution de l’encaissant est remplacée par du CO2 pédologique et donc la majorité (jusqu’à 90%) des carbonates dissous proviennent du sol, ce qui fait que la signature de l’eau d’infiltration a une signature proche de celle du sol. Des conditions humides sont favorables à une infiltration rapide qui réduit le temps d’interaction chimique entre les eaux et l’encaissant et produit alors un δ13C particulièrement négatif; 2) le dégazage de CO2 dans la zone vadose qui enrichi la signature des carbonates restant en solution.
Enfin, le fractionnement à l’équilibre isotopique du δ13C entre l’eau et la calcite est peu dépendant des facteurs environnementaux comme la température, par exemple -0,06 ‰/°C (EMRICH et al., 1970). En revanche, en cas de dégazage rapide du CO2 dissout pouvant être dû à une faible pCO2 dans la grotte ou à de l’évaporation, le fractionnement effectif change drastiquement et la concrétion qui précipite acquiert un signal en δ13C enrichi par rapport à une situation de fractionnement à l’équilibre (HENDY, 1971; SCHWARCZ, 1986). Les conditions propices au fractionnement hors équilibre peuvent être dues au type de ventilation de la grotte, à la position de la concrétion par rapport aux ouvertures, ou bien à un type de climat sec (ou froid). Ainsi, les conditions d’équilibre isotopique peuvent changer selon la période climatique et biaiser la part du signal contrôlé par les processus du sol et de l’épikarst.
Mais il est à noter que le fractionnement cinétique induit par ces phénomènes va dans le même sens que le fractionnement lié au climat (GENTY et al., 2006).
En conclusion, dans une zone comme le Sud de la France où le type de plante (C3) n’a pas varié, les valeurs en δ13C des stalagmites sont en général plus négatives en période de fort couvert végétal (soit en conditions humides et chaudes), à cause de l’augmentation de la productivité du sol et de l’échange entre l’eau et le CO2 du sol, et de conditions peu propices au dégazage dans le karst et au fractionnement cinétique dans la grotte. Les profils des stalagmites des grottes de Villars et Chauvet seront donc interprétés de cette façon (GENTY et al., 2006; GENTY et al., 2010).
• L’enregistrement des isotopes de l’oxygène dans la calcite
Le δ18O stalagmitique est contrôlé par: 1) la signature des eaux d’infiltration qui est généralement proche de la moyenne annuelle de celle des précipitations effectives (GENTY et al., 2006) ; 2) le fractionnement eau-calcite, qui est fortement thermo-dépendant de l’ordre de -0,25 à -0,22 ‰/°C (KIM and O’NEIL, 1997; O’NEIL et al., 1969).
Le δ18O des eaux météoritiques varie en fonction de nombreux paramètres:
– le δ18O de la source d’évaporation, qui est plus élevé d’environ 1 ‰ en période glaciaire étant donné la taille accrue des calottes glaciaires fortement appauvries en isotopie. D’autre part, il existe une certaine hétérogénéité dans les valeurs en δ18O des eaux de surfaces, qui fait que les changements de proportion de plusieurs sources peuvent faire varier le δ18O des eaux météoriques d’un site donné;
– les effets d’appauvrissement isotopique lié à la condensation séquentielle de la vapeur d’eau par le mécanisme dit de distillation de Rayleigh. Le δ18O de la vapeur d’eau s’appauvrit selon ce processus en fonction de l’augmentation de la latitude, de la continentalité (soit l’éloignement à la source) et de l’altitude, avec des gradients variables qui dépendent de l’humidité des masses d’air, du gradient adiabatiques, etc. Par ailleurs l’effet de masse explique que le δ18O moyen peut être inversement corrélé à la quantité annuelle de précipitation en un site donné (ROZANSKI et al., 1993);
– la température de surface aux sites de précipitation. Le gradient géographique moyen est de 0,58 ‰/°C (ROZANSKI et al., 1993) mais il est hautement variable. Pour de nombreux sites comme ceux de la région de la grotte de Villars, le gradient saisonnier est plus faible (0,24 ‰/°C à Villars), et compense à peu près le gradient dû au fractionnement entre l’eau et la calcite. Ceci explique que les variations de δ18O à Villars sont en général peu marquées lors des transitions climatiques (GENTY et al., 2006).
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Table des matières
Introduction
I. Etat des connaissances
I. 1. Présentation du contexte climatique
I. 1. 1. Les alternances glaciaire-interglaciaire depuis 800 ka
I. 1. 2. La variabilité millénaire rapide: des réchauffements brutaux au sein d’une période glaciaire – exemple du stade 3
I. 1. 2. 1. Mise en évidence de la variabilité rapide et processus impliqués dans les événements de Dansgaard-Oeschger
I. 1. 2. 2. Manifestations de la variabilité millénaire en Europe occidentale au stade isotopique 3 (MIS 3)
I. 1. 3. La dernière terminaison glaciaire : calage temporel et amplitude
I. 1. 3. 1. Contexte général de la dernière terminaison
I. 1. 3.2. Enregistrements de la dernière terminaison
I. 2. Les spéléothèmes comme archives paléo-climatiques
I. 2.1. Généralités sur la formation et la préservation des spéléothèmes
I. 2. 1. 1. Le karst: un environnement de dépôt répandu dans les zones continentales
I. 2. 1. 2. Formation et structure interne des spéléothèmes
I. 2. 2. Intérêt des stalagmites en tant qu’archives environnementales
I. 2. 3. Méthodes de datation des stalagmites
I. 2. 3. 1. La datation au carbone 14
I. 2. 3. 2. La datation par les séries de l’uranium
I. 2. 3. 3. La datation par comptage des lamines
I. 2. 4. Traceurs et indices paléo-climatiques développés dans les stalagmites
I. 2. 4. 1. Composition isotopique de la calcite: δ13C et δ18O
I. 2. 4. 2. Autres proxies appliqués aux stalagmites
I. 2. 5. Analyse et interprétations paléoenvironnementales et paléohydrologiques des éléments traces dans les spéléothèmes
I. 2. 5. 1. Méthodes analytiques
I. 2. 5. 2. Les sources en éléments traces
I. 2. 5. 3. Transport des éléments traces: ions libres, complexes, colloïdes et particules
I. 2. 5. 4. Incorporation des éléments traces dans les carbonates (calcite et aragonite)
I. 2. 5. 5. Etudes paléoclimatiques
I. 2. 5. 6. Etudes à haute résolution des éléments traces
I. 2. 6. Interprétations paléoenvironnementales des signatures isotopiques des éléments traces dans les spéléothèmes
I. 2. 6. 1. Isotopie du strontium
I. 2. 6. 2. Isotopie de l’uranium
I. 2. 6. 3. Isotopie des autres éléments
II. Présentation des sites étudiés
II. 1. Présentation de la grotte Chauvet
II. 1. 1. Géographie du site
II. 1. 2. Géologie du site
II. 1. 3. Végétation et sol associé
II. 1. 4. Contexte climatique et météorologique
II. 1. 5. Conditions atmosphériques et hydrologiques internes
II. 1. 6. Concrétionnement
II. 2. Présentation de la grotte de Villars
II. 2. 1. Géographie du site
II. 2. 2. Géologie du site
II. 2. 3. Végétation et sol associé
II. 2. 4. Contexte climatique et météorologique
II. 2. 5. Conditions atmosphériques et hydrologiques internes
II. 2. 6. Concrétionnement
II. 3. Expérience de précipitation contrôlée de calcite
II. 3. 1. Principe et schéma de fonctionnement
II. 3. 2. Synthèse des paramètres analytiques
III. Etude expérimentale de l’incorporation des éléments traces
III. 1. Analyses des dépôts et des eaux d’infiltration – Grotte de Villars
III. 1. 1. Variabilité temporelle des données hydrologiques: discussion du cycle saisonnier
III. I. 2. Variabilité spatiale
III. 1. 3. Relations entre les données hydrogéochimiques
III. 1. 3. 1. Corrélation entre Ca et la conductivité
III. 1. 3. 2. Corrélation entre Ca et la vitesse d’écoulement
III. 1. 3. 3. Relations entre les rapports Tr/Ca et Ca
III. 1. 4. Analyses des dépôts de la grotte de Villars – Etude in situ de l’incorporation des éléments traces
III. 1. 4. 1. Détermination des coefficients de partition actuels à Villars
III. 1. 4. 1. Variabilité latérale au sein des dépôts modernes à Villars
III. 2. Analogue expérimental
III. 2. 1. Chimie des eaux de dissolution
III. 2. 2. Analyses des dépôts de l’expérimentation – Etude in vitro de l’incorporation des éléments traces
III. 2. 2. 1. Détermination des coefficients de partition pour les dépôts expérimentaux
III. 2. 2. 2. Variabilité latérale dans les dépôts expérimentaux
III. 2. 3. Comparaison avec les dépôts de la grotte de Villars
IV. L’enregistrement des événements climatiques par les éléments traces
IV. 1. L’enregistrement de la dernière déglaciation
IV. 1.1. Enregistrement de la stalagmite Chau-stm6
IV. 1. 1. 1. Description du site de prélèvement et de la stalagmite
IV. 1. 1. 2. Modèle d’âge
IV. 1. 1. 3. Enregistrement des éléments traces
IV. 1. 1. 4. Traçage du Sr par son isotopie: modèle de mélange entre l’encaissant et une source exogène
IV. 1. 2. Enregistrement de la stalagmite Vil-stm11
IV. 1. 2. 1. Description du site de prélèvement et de la stalagmite
IV. 1. 2. 2. Modèle d’âge
IV. 1. 2. 3. Profil des éléments traces dans Vil-stm11
IV. 1. 2. 4. Interprétation paléoenvironnementale des profils en éléments traces et des isotopes stables (δ13C, δ18O, δ234U) pour Vil-stm11
IV. 1. 2. 5. Tentative d’interprétation des profils de terres rares et de leur fractionnement
IV. 1. 3. Bilan de l’enregistrement de la dernière déglaciation à Chauvet et Villars
IV. 2. Enregistrements à Villars de la variabilité climatique au stade isotopique MIS3
IV. 2. 1. Description des stalagmites Vil-stm9 et Vil-stm27 et modèles d’âge
IV. 2. 1. 1. Description des stalagmites Vil-stm9 et Vil-stm27
IV. 2. 1. 2. Datations U-Th et modèles d’âge
IV. 2. 2. Enregistrement des teneurs en éléments traces
IV. 2. 2. 1. Evolution générale des éléments traces (ET) à Villars de 50 à 31 ka
IV. 2. 3. Etude de la variabilité des sources en Sr par l’analyse de ses isotopes
IV. 2. 4. Interprétation paléo-climatique et paléo-environnementale des profils en éléments traces et isotopes stables pour les stalagmites du stade MIS 3 à Villars – comparaison avec d’autres enregistrements paléo-climatiques régionaux et mondiaux.
IV. 2. 5. Comparaison des données en éléments traces obtenues au stade MIS3 pour la grotte de Villars avec d’autres enregistrements paléo-climatiques régionaux et mondiaux
IV. 2. 5. 1. Comparaison avec les sites les plus proches
IV. 2. 5. 2. Comparaison avec les sites lointains
IV. 3. L’enregistrement haute résolution des 2000 dernières années à Villars
IV. 3. 1. Présentation de la stalagmite Vil-stm1
IV. 3. 1. 1. Description du site de prélèvement et de la stalagmite
IV. 3. 1. 2. Modèle d’âge
IV. 3. 1. 3. Enregistrement des éléments traces (ET) et des isotopes stables (IS)
IV. 3. 1. 4. Enregistrement des REY
IV. 3. 1. 5. Interprétation des profils en éléments traces et en isotopes stables
Conclusions et perspectives
Conclusion
Perspectives
Articles
Annexes
References
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