Rapport de stage

# Etude XRF par core-scanner et chronologie de la carotte MONTI 23 II du Lago Grande di Monticchio (Basilicate, Italie) : Une archive exceptionnelle de 33 000 ans

<figure><img src="image_1.png" /><figcaption>(Projet ICARE, Alison PEREIRA)</figcaption></figure>

Adrien MAIGNAN

Stage effectué du 29/01/2024 au 28/06/2024

Sous la direction de Sébastien NOMADE et Alison PEREIRA

Lieu du stage : Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement
Résumé

Mon stage de Master 2 était consacré à l'étude de l'archive sédimentaire lacustre prélevée dans le grand lac de Monticchio. Les mesures par fluorescence des rayons X à l'échelle millimétrique m'ont permis de construire une carotte composite continue et d'identifier 170 téphras et cryptotéphras sur le long des 17m de sédiment. L'identification géochimique de téphras les plus marquants est à la base d'un modèle d'âge que j'ai développé et qui couvre 33 000 ans. Celui-ci a été construit grâce à des datations ¹⁴C et ⁴⁰Ar/³⁹Ar. J'ai montré la limite de certaines datations ¹⁴C qui semblent affectées par un effet réservoir, surtout dans les archives sédimentaires marines. Un âge direct ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur l'éruption Y3 des Champs Phlégréens (28.2 ± 0.3 ka) échantillonnée directement dans cette carotte a été obtenu. Cet âge est maintenant la référence pour cette éruption. En comparant les variations de la composition élémentaire en Si avec les données polliniques provenant du même lac, mais aussi avec la courbe δ¹⁸O référence de NGRIP, j'ai mis en évidence que la silice était un marqueur des apports détritiques de mon bassin versant. Si durant les stades MIS 3 et le MIS 2, l'érosion et la diminution des pollens d'herbacées sont corrélées, cela n'est plus le cas durant la Terminaison 1 (Bølling-Allerød et Younger Dryas) ou l'on observe un décalage de plusieurs centaines d'années. Mon travail montre le potentiel qu'a cette archive à être un laboratoire pour le développement des nouveaux proxys afin d'étudier à l'échelle sub-annuelle comment la biodiversité en zone méditerranéenne a été impactée par les changements rapides du climat depuis 33 ka.

Mots clés : Téphras – ⁴⁰Ar/³⁹Ar – Fluorescence des rayons X – Monticchio -Terminaison 1

Abstract

My Master 2 internship was devoted to the study of the lacustrine sedimentary archive collected in the grande Lago di Monticchio. X-ray fluorescence measurements at millimeter scale enabled me to construct a continuous composite core, and to identify 170 tephras and cryptotephras along 17m of sediment. The geochemical identification of the most striking tephras forms the basis of an age model I have developed covering 33,000 years. This was constructed using ¹⁴C and ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating. I have shown the limit of some ¹⁴C dating that seems to be affected by an important reservoir effect in the marine sediments. A direct ⁴⁰Ar/³⁹Ar age on the Y3 eruption of the Phlegrean Fields (28.2 ± 0.3 ka) sampled directly in this core was obtained. It is now the reference for this eruption. By comparing variations in elemental Si composition with pollen data from the same lake, but also with the δ¹⁸O reference curve from NGRIP, I have shown that silica is a marker of detrital input from the lake watershed. If during MIS 3 and MIS 2, erosion signal and pollens proxies are correlated, during Termination 1 (Bølling-Allerød and Younger Dryas) this relationship between the watershed vegetation coverage is asynchronous. A time lag of several hundred years is observed. My work shows the potential of this archive as a natural laboratory for the development of new proxies to study on a sub-annual scale how biodiversity in the Mediterranean zone has been impacted by rapid changes in climate since 33 ka.

Keywords: Tephras – ⁴⁰Ar/³⁹Ar – X-ray fluorescence – Monticchio – Termination 1
Je tiens à remercier Alison PEREIRA pour m'avoir proposé cette opportunité.

Sébastien NOMADE pour les conseils avisés et son exigence.

Nicolas MUSIAL, Morgane FRIES et Léna ANDRZEJEWSKI pour tous les bons moments dans le
bureau.

Aline GOVIN et Elisabeth MICHEL pour les explications sur le XRF.

Toute l'équipe PALEOCEAN pour ces repas et ces discussions passionnantes et drôles.

Les équipes « Les Sprinters Clopinant et Ereintés » et « LAST MINUTE RUN » pour un relais interservices discutable, mais dans la bonne humeur.

Jérémy JACOB pour avoir motivé un sujet de thèse.
Table des matières

<table><tr><td>Résumé</td><td>2</td></tr><tr><td>Table des matières</td><td>4</td></tr><tr><td>Liste des figures</td><td>5</td></tr><tr><td>Liste des tableaux</td><td>5</td></tr><tr><td>I. Présentation du lieu du stage</td><td>6</td></tr><tr><td>II. Introduction / Contexte</td><td>6</td></tr><tr><td>II.1. Site d'étude</td><td>7</td></tr><tr><td>II.2. Le volcanisme de la région campanienne</td><td>8</td></tr><tr><td>II.3. Les données paléoclimatiques actuelles sur le grand lac de Monticchio</td><td>9</td></tr><tr><td>III. Matériel et Méthodes</td><td>10</td></tr><tr><td>III.1. Carotte MONTI 23 II</td><td>10</td></tr><tr><td>III.2. Méthode</td><td>11</td></tr><tr><td>III.2.1. Core Scanner XRF</td><td>11</td></tr><tr><td>III.2.2. Datations radio-isotopiques <sup>40</sup>Ar/<sup>39</sup>Ar</td><td>12</td></tr><tr><td>IV. Résultats</td><td>16</td></tr><tr><td>IV.1. XRF core-scanner</td><td>16</td></tr><tr><td>IV.1.1. Construire une carotte composite</td><td>16</td></tr><tr><td>IV.1.2. Identification des éléments chimiques pertinents</td><td>17</td></tr><tr><td>IV.2. Géochimie</td><td>18</td></tr><tr><td>IV.3. Datation <sup>40</sup>Ar/<sup>39</sup>Ar</td><td>20</td></tr><tr><td>V. Discussion</td><td>21</td></tr><tr><td>V.1. Construction du modèle d'âge</td><td>21</td></tr><tr><td>V.2. Interprétation paléoenvironnementale</td><td>23</td></tr><tr><td>V.3. La période anthropique du Lac</td><td>26</td></tr><tr><td>VI. Conclusion et prospectives</td><td>27</td></tr><tr><td>VII. Bibliographie</td><td>30</td></tr><tr><td>VIII. Annexes</td><td>36</td></tr></table>
## Liste des figures

FIGURE 1: (A) LOCALISATION DU LAC DE MONTICCHIO ET DES VOLCANS DES CHAMPS PHLEGREENS ET DU VESUVE, (B) PHOTO DU MONT VULTURE, (C) PHOTO DES LACS DE MONTICCHIO ET DE LEURS BASSINS VERSANTS. 7

FIGURE 2: (A) INSOLATION A 65°N, (B) DIAGRAMME POLLINIQUE DE LA MARGE IBERIQUE, (C) DU GRAND LAC DE MONTICCHIO, (D) DU LAC D'OHRID, (E) DU LAC DE TENAGHI PHILIPPON, ET (G) [7]¹⁸O DE LA CAROTTE NGRIP (MODIFIEE DE WULF ET AL., 2018). 10

FIGURE 3: (A) EXTRAIT DU COREBOOK MONTRANT LES DIFFERENTES SECTIONS DES DEUX CAROTTAGES (A, B) ET (B) LOCALISATIONS DES CAROTTES MONTI 23 I ET II. 11

FIGURE 4: (A) CORE SCANNER AVAATECH, (B) DISPOSITIF D'EMISSION DE RAYON X. 12

FIGURE 5: PRINCIPE DE LA METHODE DE DATATIONS 40AR/39AR (PEREIRA ET AL., 2017). 14

FIGURE 6: (A) DIAGRAMME DE PROBABILITE MULTIMODALES (ROUGE: XENOCRISTAUX, BLEU: CRISTAUX JUVENILES), (B) ISOCHRONE INVERSE, LES MONOCRISTAUX JUVENILES EN BLEUS S'ALIGNENT SUR UNE DROITE. L'INTERCEPT INITIAL ⁴⁰Ar/³⁹Ar EST IDENTIQUE A UNE INCERTITUDE PRES AVEC LA COMPOSITION ATMOSPHERIQUE VALIDANT L'AGE MOYEN PONDERE CALCULE AVEC LA POPULATION JUVENILE. (PEREIRA ET AL., 2017). 15

FIGURE 7: SCHEMA DU PROTOCOLE POUR LES MESURES RADIO-ISOTOPIQUES DE L'ARGON. 15

FIGURE 8: EXEMPLE DE CORRELATION ENTRE LES SECTIONS B-04 ET A-05 A L'AIDE DES MESURES XRF. (A) AVANT CORRECTION, (B) APRES CORRECTION. 16

FIGURE 9: (A) MESURES XRF SUR LA SECTION A-04 A GAUCHE ET PHOTO DE LA SECTION A DROITE, LES LIGNES ORANGE MONTRENT LES TEPHRAS VISIBLES ET LES BLEUES CEUX DECOUVERTS GRACE AUX DONNEES XRF, (B) EXEMPLE DE COURBE DES LOGS DES RATIOS POUR LA CAROTTE COMPOSITE MONTI 23 II. LES PICS EN LOG K/SI, K/TI MARQUENT LES DEPOTS DE TEPHRAS. 18

FIGURE 10: (A) DIAGRAMME TAS, (B) DIAGRAMME DE DISCRIMINATION DES SOURCES VOLCANIQUES ITALIENNES (GIACCIO ET AL., 2017) DE QUELQUES NIVEAUX DE CENDRES DE LA CAROTTE MONTI 23 II. 19

FIGURE 11: (A) DIAGRAMME DE PROBABILITE, LES XENOCRISTAUX SONT EN ROUGES, (B) ISOCHRONE INVERSE. 21

FIGURE 12: (A) MODELE D'AGE ¹⁴C, (B) MODELE D'AGE ⁴⁰Ar/³⁹Ar, (C) COMPARAISON ENTRE LES MODELES D'AGES ¹⁴C ET ⁴⁰Ar/³⁹Ar. 22

FIGURE 13: MODELE D'AGE MIXTE DE LA CAROTTE MONTI23II. 22

FIGURE 14: (A) COURBE INVERSE DE LA SILICE LISSE, SUR 1CM, SANS LES TEPHRAS >4 CM (B) COURBE DES VARIATIONS DES POLLENS D'HERBACEES DANS LE GRAND LAC DE MONTICCHIO (WATTS ET AL., 1996), (C) VARIATION DE Δ¹⁸O MOYENNE SUR 20 ANS, NGRIP (RASMUSSEN ET AL., 2014) POL. = POLINA, AVE. = AVELINO, MER. = MERCATO, PP = POMICI PRINCIPALI, VD = VEDDE ASH, NYT = NEAPOLITAN YELLOW TUFF, VER. = VERDOLINE, PDB = POMICI DI BASE, Y3 = MASSERIA DEL MONTE TUFF..., COD. = CODOLA. GI = GREENLAND INTERSTADIAL, HE = HEINRICH EVENT, MIS = MARINE ISOTOPIC STADIA. 24

FIGURE 15: (A) DONNEES POLLINIQUES, (B) DONNEES XRF POUR LE FER (FE), LE CALCIUM (CA) ET LA SILICE (SI) SUR LA PERIODE 0-5 KA BP. UNE DIMINUTION DE LA SILICE EST ICI INTERPRETEE COMME UNE DIMINUTION DES APPORTS DETRITIQUES DANS LE LAC. LES TEPHRAS SONT INDIQUES PAR LES LIGNES POINTILLEES ROUGES. POL. = POLLINA, AVE. = AVELINO, AST. = ASTRONIE, AMS = AGNANO MONTE SPINA, MSA = MONTE SAN ANGELO. 26

## Liste des tableaux

TABLEAU 1: DATATIONS ¹⁴C DES PRINCIPALES ERUPTIONS DU SOMMA-VESUVE ET DES CHAMPS PHLEGREENS (*AGE HISTORIQUE). 9

TABLEAU 2: DATATIONS ⁴⁰Ar/³⁹Ar DES PRINCIPALES ERUPTIONS DU SOMMA-VESUVE ET DES CHAMPS PHLEGREENS DEJA IDENTIFIEES PAR WULF ET AL., 2004 DANS LES SEDIMENTS DU GRAND LAC DE MONTICCHIO. 9

TABLEAU 3: CORRESPONDANCE ENTRE LES ANCIENNES ET LES NOUVELLES PROFONDEURS. 17

TABLEAU 4: DATATIONS ⁴⁰Ar/³⁹Ar EFFECTUEES LORS DE MON STAGE. 20
# I. Présentation du lieu du stage

Le Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement (LSCE) est une unité mixte de recherche rattachée au Commissariat à l'Energie Atomique et aux Energies Alternatives (CEA), au Centre National de la Recherche Scientifique (CNRS) et à l'Université de Versailles Saint-Quentin en Yvelines (UVSQ). Le laboratoire fait aussi partie de l'Institut Pierre Simon Laplace (IPSL), qui regroupe l'ensemble des laboratoires d'Ile-de-France qui étudient les paléoclimats et travaillent sur les projections climatiques du futur. Le LSCE compte environ 450 personnes dont environ 150 permanents, chercheurs, techniciens. Le laboratoire est organisé en trois thèmes qui sont : Traceurs et Archives, Climat et Cycles – Modélisation de leurs variabilités et de leurs interactions et Cycles biogéochimiques et Transferts dans l'Environnement. Chaque thème étudie le système terre et en particulier les paléoclimats, les paléoenvironnements et contribuent à l'élaboration des modèles climatiques pour le futur.

J'ai, pour ma part, effectué mon stage de Master 2 au sein de l'équipe PALEOCEAN, qui est une des équipes du thème Traceurs et Archives dont les recherches sont focalisées sur la reconstruction de climats à l'aide d'archives sédimentaires marines et lacustres ainsi qu'à l'amélioration de la datation de celles-ci par des outils de radio-isotopies. Mon travail de master s'intègre au projet ICARE, porté par GEOPS et le LSCE et qui a pour objectif l'amélioration de la justesse des datations ¹⁴C entre 10 et 40 ka par une approche multi-techniques et multi-archives.

# II. Introduction / Contexte

Pour reconstruire les paléoclimats et en particulier comprendre les mécanismes physiques sous-jacents, il est essentiel de disposer d'archives continues et bien datées. Il existe un grand nombre d'archives sédimentaires permettant de reconstruire les climats et environnements passés ayant chacune des caractéristiques différentes liées aux contextes géologiques (i.e. sédiments marins, lacustres, palustres, spéléothèmes, glaces...). Chacune de ces archives permet l'utilisation de proxies spécifiques associés à des avantages et limites, qui dépendent de la résolution temporelle visée et des périodes étudiées.

Un des problèmes actuels est qu'il est parfois impossible de dater avec justesse les archives sédimentaires, mais aussi de les corréler de façon satisfaisante entre elles sans rentrer dans des raisonnements circulaires mettant en jeux les variations climatiques et/ou environnementales qui sont étudiées elles-mêmes dans ces archives, mais dont la synchronicité n'est pas démontrée. S'ajoute à ce problème le fait qu'une grande partie de la chronologie des archives marines, par exemple couvrant les derniers 40 ka reposent principalement sur des datations ¹⁴C dont on sait qu'elles sont impactées par des effets réservoirs (Siani et al., 2000 ; Mangerud et al., 2006). Pour certains lacs volcaniques des problèmes d'effet de lac et de dégazage de CO2 jouent aussi sur les âges calculés (Caracusi et al., 2015 ; Conte et al., 2019). Enfin, au-delà de 30-35 ka, la calibration du ¹⁴C reste encore à améliorer du point de vue de sa précision (Hajdas et al 1997).

C'est dans ce cadre général que le projet ICARE (LEFE INSU) s'inscrit. Il a pour but notamment d'apporter une pierre dans les recherches visant à améliorer les outils chronologiques disponibles sur la période entre 10 et 40 ka. Dans le cadre de ce projet des archives purement volcaniques (Vésuve, Champs Phlégréens), marines et lacustres du bassin méditerranéen sont étudiées. Toutes ces archives se situe en Italie ou en mers adriatique et tyrrhénienne. Les séquences volcaniques étudiées au préalable ont permis la caractérisation chimique et la datation ⁴⁰Ar/³⁹Ar (et parfois ¹⁴C) d'éruptions majeures de la province campanienne (Tab. 1, 2). Ces éruptions sont des marqueurs chronostratigraphiques visibles dans l'archive que j'étudie ; à savoir la séquence sédimentaire du
grand lac de Monticchio. Un carottage a été effectué en juin 2023 dans la séquence sédimentaire de ce lac. Des études précédentes (Wulf et al., 2004 ; Wulf et al., 2008 ; Brauer et al., 2007) ont démontré que les sédiments renferment un enregistrement continu permettant de reconstituer avec une très grande résolution temporelle les paléoenvironnements en zone méditerranéenne sur les derniers 140 000 ans. Mon stage de master porte sur l'étude d'une des deux carottes prélevées par les équipes de GEOPS, du LSCE et d'EDYTEM avec l'aide technique d'une équipe de la DT INSU. J'ai travaillé sur la carotte MONTI 23 II qui recouvre à priori les 35 ka dernières années. J'ai étudié les variations sédimentaires à haute résolution avec des mesures à fluorescence de rayon X (XRF) afin de : 1) m'assurer de la continuité de la carotte 2) identifier les niveaux de cendres volcaniques (i.e téphras) et 3) proposer un premier modèle d'âge.

J'ai durant mon stage de master effectué des mesures XRF à l'échelle du millimètre sur un total de 17,662 m de sédiments. J'ai ainsi testé la possibilité de dater de manière directe certains téphra par ⁴⁰Ar/³⁹Ar et enfin réalisé un modèle basé sur les téphras et qui ont été caractérisés chimiquement en parallèle de mon travail de master par une équipe Italienne du CNR de Rome.

Avant de présenter, la carotte elle-même et les données de mon stage, je vais m'attacher à présenter le grand lac de Monticchio et les caractéristiques de son remplissage sédimentaire. Ceci inclus donc naturellement de discuter l'origine des dépôts volcaniques qui y sont retrouvés en grand nombre.

## II.1. Site d'étude

Le grand lac de Monticchio est un lac de maar localisé à 120 km à l'est de Naples, dans la région de la Basilicate (40°56′N, 16°35′E) (Fig. 1a). Il est niché dans la partie sommitale du stratovolcan Vulture à 656 m d'altitude (Fig. 1b). Ce lac s'est formé il y a environ 141 ± 11 ka suite à une éruption phréatomagmatique (Buettner et al., 2008). Ce lac présente une profondeur d'eau assez faible, avec 8,7 m en moyenne et un maximum de 36 m. Il est alimenté par un bassin versant de petite taille et via un lac plus petit nommé « petit lac de Monticchio » (Wulf et al., 2004) (Fig. 1c). Il ne présente qu'un exutoire, sec une partie de l'année.

<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Figure 1 : (A) Localisation du lac de Monticchio et des volcans des Champs Phlégréens et du Vésuve, (B) Photo du Mont Vulture, (C) Photo des lacs de Monticchio et de leurs bassins versants</figcaption></figure>
Du point de vue limnologique durant une partie de l'année et périodiquement au cours des derniers 140 ka, les eaux du lac sont stratifiées avec un dépôt de sédiments en condition anoxique créant des varves (lamines, saisonnières, Zolitschka et al., 2015). Les sédiments déposés au fond du lac en fonction de la saison, hiver/automne ou printemps/été ont des couleurs et des compositions variées. Je n'ai pas le temps de renter dans le détail des différents types de varves et leurs conditions de dépôts, mais plusieurs articles de synthèses existent (e.g. Zolitschka et al., 2015).

Outre les caractéristiques sédimentologiques et le taux de sédimentation élevé du lac (55cm/ka en moyenne, Wulf et al., 2004), les sédiments accumulés constituent une formidable archive de l'histoire éruptive des volcans de la région campaniens (Wulf et al., 2004 ; Wulf et al., 2008 ; Brauer et al., 2006 ; Beckett et al., 2023). Plus de cent niveaux de téphras (incluant des feldspaths potassiques et verres volcaniques) sont ainsi mentionnés dans la littérature (Wulf et al., 2008). La localisation géologique de ce lac situé à l'est des principaux centres volcaniques, fait de celui-ci une référence de la téphrostratigraphie dans la zone méditerranéenne (Narcisi 1996 ; Wulf et al., 2008, 2018) (Fig. 2). Les études paléoenvironnementales (pollens) et téphrochronologiques publiées depuis 30 ans et dont les plus récentes datent d'une quinzaine d'années font de cette archive une des plus prisées par les chercheurs en paléoclimatologie travaillant dans le sud de l'Europe (Fig. 2). La réalisation d'une nouvelle campagne de carottage dans le cadre du projet ICARE est donc l'occasion unique d'étudier à nouveau cette archive avec des techniques et des approches novatrices et une approche multiméthode.

## II.2. Le volcanisme de la région campanienne

La région de Naples, qui compte plus de 3 millions d'habitants, est une zone actives volcaniques les plus surveillées en Europe et probablement la zone dans le monde où le plus de personnes sont menacées par cet aléa géologique. Les volcanologues italiens surveillent en permanence les principaux volcans autour du golfe de cette ville. De très récents travaux (e.g. Albert et al., 2019) ont montré que la récurrence des éruptions de grande puissance (IEV > 3) durant les derniers 40 ka était loin d'être encore connue. L'étude des enregistrements cendreux distaux permet une vision plus complète de l'histoire éruptive des édifices qu'en domaine proximal (proche des sources) ou les dépôts sont recouverts par des éruptions postérieures ; leur étude est donc primordiale pour mieux comprendre les activités explosives passées. Reconstituer avec fidélité l'histoire éruptive d'un volcan et/ou d'une région volcanique est une nécessité afin de comprendre le fonctionnement à long terme et de mieux anticiper les aléas associés.

Le volcanisme explosif de la marge tyrrhénienne est lié à l'activité géodynamique importante de la zone méditerranéenne et notamment à la subduction de la micro-plaque adriatique sous la plaque eurasiatique. Les principaux édifices du sud de l'Italie sont : le Somma-Vésuve, les Champs Phlégréens et l'île d'Ischia. Le volcanisme de cette région est marqué par des phases explosives très intenses (IEV>5), donc sub-plinien, plinien et ultra-plinien (e.g. Giaccio et al., 2008 ; Tomlison et al., 2012 ; Bronk Ramsey et al., 2014). Les éruptions générées sont pour certaines suffisamment puissantes pour disperser du matériel volcanique dans la haute atmosphère et sur de grandes distances, parfois des milliers de kilomètres comme dans le cas de l'éruption Campanienne, (Billotta et al., 2024). Cela explique pourquoi des dépôts de cendres associés à ces éruptions sont retrouvés sur la période des dernières 200 ka dans les carottes marines et sédiments lacustres de l'ensemble de la zone est méditerranéenne comme en témoigne la nombreuse littérature scientifique (e.g. Wulf et al., 2004 ; Giaccio et al., 2008 et plus récemment Monaco et al., 2022 ; Leicher et al., 2023 ; Fernandez et al., 2024). L'une des caractéristiques du volcanisme italien est la diversité géochimique des produits volcaniques émis, qui sont potassiques à ultrapotassiques, dans la zone napolitaine et
donc en théorie facilement datables par la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur monocristaux s'ils sont vieux d'aux moins 5 ka, avec aujourd'hui une précision et justesse de l'ordre de 1% (Lane et al., 2011 ; Giaccio et al., 2017 ; Beckett et al., 2024). Ainsi les principales éruptions de la zone napolitaine ont été caractérisées chimiquement, permettant de les discriminer les unes des autres, faisant de ces dernières des marqueurs régionaux (Giaccio et al., 2008, 2017 ; Siani et al., 2004 ; Isaia et al., 2004 ; Zanchetta et al., 2008 ; Albert et al., 2019 ; Monaco et al., 2022 ; Beckett et al., 2024). Les principales éruptions depuis 40 ka de la zone volcanique campanienne et âges d'éruptions associées sont présentés dans les **tableaux 1 et 2** avec leurs âges ¹⁴C et ⁴⁰Ar/³⁹Ar les plus récents. L'ensemble de ces éruptions sont enregistrées dans les sédiments du grand lac de Monticchio (Wulf et al., 2004).

<table><caption>Tableau 1 : Datations ¹⁴C des principales éruptions du Somma-Vésuve et des Champs Phlégréens (*Age historique)</caption><thead><tr><th>Nom<br>(Wulf et al., 2004)</th><th>Nom éruption</th><th>Date ¹⁴C (ka) ± 1σ</th><th>Date calibrée ¹⁴C (ka cal BP) ± 1σ</th><th>Calibration</th><th>Référence</th></tr></thead><tbody><tr><td>TM-2a</td><td>PM1</td><td></td><td>1438 ans *</td><td></td><td>Rolandi et al., 1998</td></tr><tr><td>TM-2b</td><td>Pollena</td><td></td><td>1478 ans *</td><td></td><td>Rolandi et al., 1998</td></tr><tr><td>TM-3b</td><td>AP3</td><td>2.71 ± 0.06</td><td>2.82 ± 0.06</td><td>IntCal20</td><td>Rolandi et al., 1998</td></tr><tr><td>TM-3c</td><td>AP2</td><td>3.17 ± 0.11</td><td>3.38 ± 0.14</td><td>IntCal20</td><td>Rolandi et al., 1998</td></tr><tr><td>TM-5</td><td>Astroni</td><td>3.86 ± 0.05</td><td>4.28 ± 0.08</td><td>IntCal20</td><td>Isaia et al., 2009</td></tr><tr><td>TM-5a</td><td>Agno Monte Spina</td><td>4.13 ± 0.05</td><td>4.68 ± 0.15</td><td>IntCal20</td><td>Andronico et al., 1995</td></tr><tr><td>TM-5cd2</td><td>Averno 1</td><td>4.53 ± 0.05</td><td>5.17 ± 0.12</td><td>IntCal20</td><td>Andronico et al., 1995</td></tr><tr><td>TM-6b</td><td>Mercato</td><td>8.90 ± 0.14</td><td>9.97 ± 0.20</td><td>IntCal20</td><td>Santacroce et al., 2008</td></tr><tr><td>TM-7b</td><td>Pomici Principali</td><td>10.32 ± 0.10</td><td>12.15 ± 0.22</td><td>IntCal20</td><td>Di Vito et al., 1999</td></tr><tr><td>TM-8</td><td>Neapolitan Yellow Tuff</td><td></td><td>13.95 ± 0.22</td><td>IntCal20</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td>TM-12</td><td>Verdoline</td><td>16.13 ± 0.11</td><td>19.46 ± 0.16</td><td>IntCal20</td><td>Siani et al., 2001</td></tr><tr><td>TM-13</td><td>Pomici di Base</td><td>18.22 ± 0.14</td><td>22.17 ± 0.15</td><td>IntCal20</td><td>Siani et al., 2004</td></tr><tr><td>TM-15</td><td>Y3</td><td>25.56 ± 0.11</td><td>28.93 ± 0.14</td><td>Marine20</td><td>Buccheri et al., a, 2002b</td></tr><tr><td>TM-15</td><td>Y3</td><td>26.03 ± 0.15</td><td>29.42 ± 0.20</td><td>Marine20</td><td>Buccheri et al., a, 2002b</td></tr><tr><td>TM-16b</td><td>Codola</td><td>25.10 ± 0.40</td><td>29.41 ± 0.42</td><td>IntCal20</td><td>Alesio et al., 1974</td></tr></tbody></table>

<table><caption>Tableau 2 : Datations ⁴⁰Ar/³⁹Ar des principales éruptions du Somma-Vésuve et des Champs Phlégréens déjà identifiées par Wulf et al., 2004 dans les sédiments du grand lac de Monticchio.</caption><thead><tr><th>Nom<br>(Wulf et al., 2004)</th><th>Nom éruption</th><th>Datation ⁴⁰Ar/³⁹Ar (ka) ± 1σ</th><th>Référence</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td>Avelino</td><td>3.91 ± 0.17</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td></td><td>Pomici Principali</td><td>11.98 ± 0.12</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td></td><td>Neapolitan Yellow Tuff</td><td>14.11 ± 0.09</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td></td><td>Verdoline</td><td>17.99 ± 0.11</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td></td><td>Pomici di Base</td><td>19.87 ± 0.10</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td>TM-15</td><td>Y3</td><td>29.30 ± 0.40</td><td>Albert et al., 2019</td></tr><tr><td></td><td>Codola</td><td>31.61 ± 0.16</td><td>Projet ICARE non publié</td></tr><tr><td>TM-18</td><td>Campanian Ignimbrite</td><td>39.85 ± 0.07</td><td>Giaccio et al., 2017</td></tr></tbody></table>

## II.3. Les données paléoclimatiques actuelles sur le grand lac de Monticchio

Cet enregistrement est une référence dans la zone Méditerranéenne, car le modèle d'âge, contrairement à d'autres archives régionales et marines, est bien plus robuste. En effet, celui-ci est basé sur le comptage de varves (Wulf et al., 2004 ; Wulf et al., 2008 ; Brauer et al., 2007) couplé avec des marqueurs discrets volcaniques (téphras) datés par méthode radio-isotopiques (¹⁴C et corrélations géochimiques), (Tab. 1, 2). De nombreux téphra communs avec Monticchio ont été
trouvés dans de nombreuses archives marines et lacustres (e.g. Ohrid, Tenaghi Philippon, MD) permettant de comparer cet enregistrement paléoenvironnemental avec d'autres archives à l'échelle de l'est de la Méditerranée (Fig. 2).

<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Figure 2 : (a) Insolation à 65°N, (b) Diagramme pollinique de la marge Ibérique, (c) du grand lac de Monticchio, (d) du lac d'Ohrid, (e) du lac de Tenaghi Philippon, et (g) δ¹⁸O de la carotte NGRIP (modifiée de Wulf et al., 2018)</figcaption></figure>

Néanmoins, la chronologie du grand lac de Monticchio se heurte à des limitations. Pour le moment, aucune datation directe des téphras n'a été effectuée et la très grande majorité des datations des téphras sont anciennes et indirectes par la datation ¹⁴C sur des séquences terrestres contenant ces mêmes téphras (Giaccio et al., 2008 ; Albert et al., 2019). Enfin, si on exclut les travaux de Wukte et al., 2014 sur la période comprise entre 44 et 38 ka obtenu en micro XRF, les mesures élémentaires par fluorescence de rayon X disponibles sur les sédiments du lac de Monticchio ainsi que des mesures isotopiques, pollinique et sur le carbone ne sont disponibles qu'avec une faible résolution temporelle (10 cm, 250 à 500 ans sur la période 0-30 ka ; Robinson et al., 1993 ; Watts et al., 1996).

### III. Matériel et Méthodes

#### III.1. Carotte MONTI 23 II

Une campagne d'échantillonnage a eu lieu, dans le cadre du projet ICARE, en juin 2023 avec cinq carottages sur deux sites (Fig. 3). Mon travail de master s'est concentré sur le site de carottage MONTI 23 II associé à une tranche d'eau de 6,12 mètres (Fig. 3). Deux forages parallèles et décalés d'environ 1 mètre (A et B) ont été prélevés, soit un total de 17 sections de taille comprise entre 50cm et 1m90. Les différentes sections A et B ont été découpées dans le sens de la longueur afin d'obtenir deux demi-carottes, l'une dite « Archive » qui demeurera intacte et l'autre dite « Travail » sur laquelle les prélèvements sont effectués. Lors de l'ouverture, des échantillonnages dédiés à l'analyse géochimique des téphras (réalisées par L. Monaco, G. Fernandez et B. Giaccio à l'Université La Sapienza de Rome) et les GDGT (mesure des lipides présents dans les membranes de bactérie archée, thèse de Léa D'Oliveira) ont été effectués sur la partie Travail (A et B). Je me suis concentré pour mon stage de master sur les demi-sections « Archives ».
<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Figure 3 : (A) Extrait du corebook montrant les différentes sections des deux carottages (A, B) et (B) localisations des carottes MONTI 23 I et II.</figcaption></figure>

### III.2. Méthode

#### III.2.1. Core Scanner XRF

Pour reconstruire les paléoclimats et paléoenvironnements, l'utilisation de méthodes de mesure non destructives et à haute résolution est de plus en plus plébiscitée. L'utilisation la fluorescence des rayons X (XRF) à haute résolution pour mesurer les éléments présents dans les sédiments, a permis d'étudier des variations sédimentaires à des échelles annuelles et maintenant sub-annuelles, avec un pas de mesure pouvant être réduit à 100 µm. Dans le cadre de mon stage, pour pouvoir caractériser la sédimentation dans la carotte, identifier les téphras et trouver d'éventuelle cryptotéphras pas encore connues, j'ai utilisé le core scanner XRF de Aava Tech (Fig. 4a), pour faire des mesures à l'échelle millimétrique le long de la carotte. Les mesures faites au core scanner XRF sont dépendantes de la granulométrie du sédiment, de la quantité d'eau présent dans le sédiment et aussi de l'irrégularité de la surface de l'échantillon. La sensibilité de la mesure est aussi dépendante de la résolution, plus on mesure dans une petite fenêtre, plus la sensibilité est élevée (Zhang et al, 2020). Lors de la mesure, la source et le capteur viennent au contact du sédiment. Pour éviter toute contamination du capteur ou de la source, il faut, au préalable, préparer la carotte pour que sa surface soit la plus lisse possible et appliquer un film en polypropylène de 4 microns d'épaisseur le long de la carotte. Il faut enfin s'assurer qu'il n'y ait pas de bulles d'air entre le film et le sédiment pour que la mesure soit la plus fiable possible.

Le core scanner émet des rayons X sur la surface de la carotte (Fig. 4b). Les atomes présents dans le sédiment de la carotte sont excités. Lors de leur désexcitation, les électrons changent de couche
électronique et émettent un rayonnement caractéristique avec une énergie connue. Ce rayonnement est ensuite capté, puis interprété par un logiciel (bAxilBatch) afin de nous donner une quantité de coups reçus, donc de photons reçus, pour chaque élément.

Lors de mon stage, les éléments majeurs ainsi que quelques éléments mineurs ont été mesurés. Mon objectif était de mettre en évidence les variations sédimentaires pouvant être corrélées aux variations environnementales, mais également d'identifier (et non plus uniquement visuellement) les téphras et cryptotéphras présents dans cette archive (Robinson et al., 1993). J'ai testé plusieurs réglages sur différents niveaux dans la carotte, avec des sédiments de couleurs différentes, pour trouver un paramétrage unique avec un dead-time des mesures comprises entre 20 et 30 %. J'ai trouvé le réglage de 10 kV / 1200 mA et un autre de 30 kV / 310 mA. Avec les tensions de 10 kV, les éléments majeurs sont mesurés dans les sections, comme le Potassium (K), le Calcium (Ca), l'Aluminium (Al) ou la Silice (Si), et avec la tension de 30 kV, les éléments mineurs sont mesurés, comme le Strontium (Sr) ou le Rubidium (Rb).

J'ai effectué des mesures tous les millimètres avec une fenêtre de mesure de 1 millimètre de longueur sur 12 millimètres de largeur, et avec deux répliquas tous les 70 millimètres. Des mesures de standards ont été effectuées entre chaque mesure de sections pour s'assurer de la fiabilité des mesures.

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Figure 4 : (A) Core Scanner AvaaTech, (B) Dispositif d'émission de rayon X</figcaption></figure>

Les spectres d'émission captés par le détecteur sont traités avec le logiciel pour obtenir les éléments mesurés et obtenir leur quantité de manière semi-quantitative.

Pour éviter les erreurs d'interprétation, nous allons travailler sur les logarithmes de rapport pour créer un effet de dilution qui limite l'impact des fortes variations possibles d'autres éléments. Nous pouvons utiliser différents rapports d'éléments afin d'avoir différentes interprétations, grâce aux nombreuses études compilées dans l'ouvrage de Croudace et Rothwell., 2015. Comme chaque environnement sédimentaire est différent, les rapports classiques Ti/Ca et Fe/Ca ne sont pas pertinents dans mon cas.

### III.2.2. Datations radio-isotopiques $^{40}\text{Ar}/^{39}\text{Ar}$

La méthode de datation argon-argon ($^{40}\text{Ar}/^{39}\text{Ar}$ ci-après) est basée sur le même système de désintégration radio-isotopique que la datation $^{40}\text{K}-^{40}\text{Ar}$ (K-Ar). Elle est basée sur la désintégration radioactive naturelle et spontanée d'un isotope du potassium, le $^{40}\text{K}$, à une vitesse connue, pour produire un isotope de l'argon, $^{40}\text{Ar}$ (Fig. 5a). La méthode $^{40}\text{Ar}/^{39}\text{Ar}$ a été établie par Merrihue et
Turner (1966), et a conduit à des améliorations qui éliminent les problèmes intrinsèques à la méthode K-Ar. L'abondance terrestre de l'isotope parent, $ ^{40}K $, et la lenteur de sa désintégration ($ t_{1/2} = 1,25 \times 10^9 $ ans), combinées à de nombreux autres facteurs, sont à l'origine de la méthode $ ^{40}Ar/^{39}Ar $. De nombreuses améliorations techniques et analytiques, en particulier l'approche par fusion totale de monocristaux, développée il y a plus de 25 ans, ont fait de cette méthode l'une des plus précises et exactes de toutes les méthodes radio-isotopiques. Elle est principalement utilisée sur les matériaux volcaniques.

Le $ ^{40}K $ subit une désintégration ramifiée selon deux modes (Steiger et Jäger 1977) en $ ^{40}Ca $ et en $ ^{40}Ar $. Les proportions d'isotopes K à tout moment de l'histoire de la Terre sont uniformes, avec les pourcentages suivants : $ ^{41}K = 6,7302\% $ ; $ ^{40}K = 0,01167\% $ ; $ ^{39}K = 93,2581\% $ (Fig. 5c). La composition isotopique de l'argon varie dans le temps en raison de sa production radiogénique ($ ^{40}Ar* $) à partir de $ ^{40}K $, comme décrit dans l'équation (Fig. 5a). L'atmosphère (ci-après "l'air") contient de l'argon avec des abondances d' $ ^{36}Ar $, $ ^{38}Ar $ et $ ^{40}Ar $ avec des pourcentages de 0,3336% ± 0,0004, 0,0629% ± 0,0001 et 99,6035% ± 0,0004 respectivement (Lee et al. 2006). Dans un système clos, la quantité d' $ ^{40}Ar* $ produite après une éruption volcanique (fille), ainsi que la quantité de $ ^{40}K $ restante (mère) évoluent en fonction du temps et doivent être déterminées afin de calculer l'âge d'un échantillon (voir l'équation Fig. 5b). Pour déterminer la concentration d' $ ^{40}Ar* $ dans un échantillon, on utilise un spectromètre de masse pour gaz rares. Tout d'abord, l'abondance totale d' $ ^{40}Ar $ ($ ^{40}Ar_t $) dans l'échantillon doit être mesurée, puis corrigée pour la partie non radiogénique, c'est-à-dire l' $ ^{40}Ar $ initial ($ ^{40}Ar_i $) présent dans l'échantillon en le soustrayant de l' $ ^{40}Ar_t $.

L' $ ^{40}Ar_i $ à une composition atmosphérique lors de la cristallisation qui peut être connue grâce à la mesure de l' $ ^{36}Ar $ (uniquement atmosphérique) et de l' $ ^{40}Ar_t $ car dans l'atmosphère le rapport $ ^{40}Ar/^{36}Ar=298,56 $ (rapport atmosphérique). Par conséquent, pour calculer $ ^{40}Ar* $, il suffit de soustraire 298,56 fois le $ ^{36}Ar $ du $ ^{40}Ar_t $. La quantité de $ ^{40}Ar $ restante après ce calcul est connue sous le nom de "pourcentage radiogénique". Il est prouvé que certaines roches contiennent de l'argon "en excès", avec $ ^{40}Ar/^{36}Ar \ll 298,56 $, ce qui donne des âges biaisés (i.e. plus ancien en général). La méthode $ ^{40}Ar/^{39}Ar $ à comme avantage de tester cette hypothèse en utilisant des approches par isochrones. Cependant, la correction de l'air est probablement valable pour les roches qui ont été en contact avec l'atmosphère, comme les matériaux volcaniques éruptifs.

La détermination du parent (i.e. $ ^{40}K $) n'est pas directe et nécessite l'activation neutronique de $ ^{39}K $ en $ ^{39}Ar $ par capture électronique. Le $ ^{39}Ar $ peut être mesuré par spectrométrie de masse avec les autres isotopes de l'argon ($ ^{40}Ar $, $ ^{38}Ar $, $ ^{37}Ar $ et $ ^{36}Ar $). Cela permet une mesure plus précise des produits parents et descendants en même temps, en utilisant généralement moins de 1 mg de matériel. La réaction de capture d'électron nécessite des neutrons rapides (<1,4 Mev par électrons) et donc l'irradiation des échantillons dans un réacteur nucléaire. Le $ ^{39}Ar $ produit lors de l'irradiation ( $ ^{39}Ar_K $ ci-dessous) est directement proportionnel à la concentration de $ ^{39}K $ dans l'échantillon et donc $ ^{40}K $. Il est nécessaire de connaitre le rendement de la réaction de capture d'électron. Ceci se fait avec un standard de flux (J). Afin de calculer le flux, on mesure donc le rapport $ ^{40}Ar*/^{39}Ar_K $ d'un standard naturel d'âge connu qui a reçu la même dose de neutrons que l'échantillon que nous voulons dater (équation Fig. 5c). Le standard le plus utilisé pour les échantillons du Plio-Pléistocène est la sanidine d'Alder Creek (ACs-2) avec un âge de 1,1891 Ma (Niespolo et al. 2017). La valeur J calculée pour chaque échantillon est injectée à l'équation Fig. 5c ce qui permet de calculer l'âge. Il est à noter que la précision et l'exactitude des âges $ ^{40}Ar/^{39}Ar $ sont directement liées à la justesse et précision du standard et du facteur de flux J (Shoen et al., 2022).
<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Figure 5 : Principe de la méthode de datations 40Ar/39Ar (Pereira et al., 2017)</figcaption></figure>

Les développements techniques des 25 dernières années en matière de spectrométrie de masse et de détecteurs permettent désormais d'obtenir des âges sur des échantillons extrêmement petits datant du Pliocène et du Pléistocène, jusqu'à l'échelle du monocristal de taille inférieure à 250 µm. Cette approche est utilisée depuis le début des années 1990 et a été utilisée initialement pour aborder des questions archéologiques. Un des avantages de cette approche réside dans le fait que les éruptions explosives à l'origine des téphras peuvent être contaminées par des xénocristaux (Fig. 6a). La datation individuelle permet donc d'éliminer cette contamination. Les minéraux tels que la sanidine, la leucite, la biotite sont les plus couramment utilisés dans l'approche ⁴⁰Ar/³⁹Ar du monocristal. Il est habituel de représenter les résultats de la datation sur monocristal avec un diagramme âge-probabilité (Deino et Potts 1992) (Fig. 6a). Ce type de diagramme permet de mettre en évidence les populations de cristaux présentes dans un niveau volcanique. Il est généralement admis que la population de cristaux la plus jeune ou juvénile correspond à l'âge de l'éruption (i.e. moyenne pondéré des cristaux de population juvénile) et ceci en l'absence de signe d'un excès d'argon par l'approche par isochrones (Fig. 6b).
<figure><img src="image_7.png" /></figure>

Figure 6 : (a) Diagramme de probabilité multimodales (rouge : xénocristaux, bleu : cristaux juvéniles), (b) Isochrone inverse, les monocristaux juvéniles en bleus s'alignent sur une droite. L'intercept initial $^{40}$Ar/$^{39}$Ar est identique à une incertitude près avec la composition atmosphérique validant l'âge moyen pondéré calculé avec la population juvénile. (Pereira et al., 2017)

Pour tester la faisabilité de la datation monocristal sur les téphras présents dans la carotte certains niveaux possédant les cristaux les plus gros ont été prélevés, préparés et irradiés avant le début de mon stage. J'ai eu l'opportunité de faire des mesures sur 4 échantillons avec le spectromètre NGX 600 du LSCE. Les détails techniques et le protocole analytique complets sont décrits dans l'article récent de Monaco et al., 2022. J'ai résumé les différentes étapes depuis l'échantillonnage jusqu'à la mesure par spectroscopie de masse (Fig. 7).

<figure><img src="image_8.png" /></figure>

Figure 7 : Schéma du protocole pour les mesures radio-isotopiques de l'argon.
# IV. Résultats

## IV.1. XRF core-scanner

### IV.1.1. Construire une carotte composite

Pour créer la carotte composite à partir du carottage A et du carottage B (Fig. 3), j'ai dans un premier temps pris des photos des différentes sections, afin de pouvoir repérer des marqueurs visuels comme les niveaux de téphras, les variations de couleurs du sédiment ou des structures de varves. Grâce à ces marqueurs visuels, j'ai choisi les parties de carotte à mesurer au core-scanner XRF de manière à toujours recouper au moins deux niveaux visuellement en commun entre les sections. Pour effectuer le collage entre les différentes sections, j'ai regardé uniquement les variations des éléments et non l'intensité obtenue avec les mesures XRF, puisque cette intensité peut varier en fonction de la température (i.e moment de la mesure dans la journée, jour de la mesure) ou encore avec la densité du sédiment. Certaines parties de sections ne possèdent pas de varves visibles ou de téphra comme entre le niveau B-04 et A-05. Néanmoins, grâce aux mesures XRF, j'ai pu avec les variations de fer (Fe) et de silice (Si) corréler sans ambiguïté les sections (Fig. 8). J'ai d'ailleurs constaté un décalage de 60,6 cm entre le calage visuel fait lors de l'ouverture et mes calages pour cette même zone (Fig. 8a), illustrant l'importance des mesures XRF afin de créer une carotte composite continue (Fig. 8b).

<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Figure 8 : Exemple de corrélation entre les sections B-04 et A-05 à l'aide des mesures XRF. (a) avant correction, (b) après correction.</figcaption></figure>

Après avoir corrélé l'ensemble des carottes, j'ai obtenu une longueur de 1766,2 cm. La section B-09 n'a pas de recouvrement avec la carotte précédente A08 (en raison de problèmes technique ayant eu lieu lors du carottage). Afin de me rapprocher au mieux de la réalité j'ai simplement décalé cette dernière de 15 cm en dessous de la section B-08. Ces 15 cm correspondent à la longueur moyenne perdue entre chaque carotte, principalement dû à l'ogive.
<table><caption>Tableau 3 : Correspondance entre les anciennes et les nouvelles profondeurs</caption><thead><tr><th>Sections</th><th>Anciennes profondeurs (cm)</th><th>Nouvelles profondeurs (cm)</th><th>Delta (cm)</th></tr></thead><tbody><tr><td>A 01</td><td>0-155</td><td>0-155</td><td>0</td></tr><tr><td>B 01</td><td>40 - 224</td><td>40,8 - 224,8</td><td>+0.8</td></tr><tr><td>A 02</td><td>173 - 357</td><td>173 - 357</td><td>0</td></tr><tr><td>B 02</td><td>245 - 421</td><td>256,3 - 432,3</td><td>+11.3</td></tr><tr><td>A 03</td><td>390 - 571</td><td>390 - 571</td><td>0</td></tr><tr><td>B 03</td><td>464 - 596</td><td>464 - 596</td><td>0</td></tr><tr><td>A 04</td><td>587 - 681</td><td>586,7 - 680,7</td><td>-0.3</td></tr><tr><td>B 04</td><td>677 - 829</td><td>677,2 - 829,2</td><td>+0.2</td></tr><tr><td>A 05</td><td>743 - 908</td><td>803,6 - 968,6</td><td>+60.6</td></tr><tr><td>B 05</td><td>813 - 980</td><td>873,3 - 1040,3</td><td>+60.3</td></tr><tr><td>A 06</td><td>930 - 1095</td><td>990,3 - 1125,3</td><td>+60.3</td></tr><tr><td>B 06</td><td>993 - 1167</td><td>1054,6 - 1228,6</td><td>+61.6</td></tr><tr><td>A 07</td><td>1160 - 1297</td><td>1223,7 - 1360,7</td><td>+63.7</td></tr><tr><td>B 07</td><td>1233 - 1368</td><td>1296,6 - 1431,6</td><td>+63.6</td></tr><tr><td>A 08</td><td>1353 - 1496</td><td>1415,3 - 1558,3</td><td>+62.3</td></tr><tr><td>B 08</td><td>1397 - 1567</td><td>1459,2 - 1629,2</td><td>+62.2</td></tr><tr><td>B 09</td><td>Inconnue</td><td>1645,2 - 1766,2</td><td>+62.2</td></tr></tbody></table>

Au final, j'ai réalisé un tableau permettant de relier les profondeurs proposées à l'ouverture (écrites sur les demi-sections de carottes) et les profondeurs réelles recalculées et donc corrigées grâce aux analyses XRF (Tab. 3). Cette correspondance permet de replacer de manière juste tous les échantillons prélevés en amont des mesures XRF, et donc de mon stage, comme les téphras, les échantillons ¹⁴C ou encore les échantillons prélevés pour les GDGT (Thèse de Léa D'Oliveira, Univ. Lyon et Montpellier).

IV.1.2. Identification des éléments chimiques pertinents

Pour limiter les erreurs d'interprétations liées aux différences d'intensités qui sont générées par différents facteurs (i.e. jours de mesure, température, humidité des sédiments, taille des particules, ...), il est essentiel de raisonner en logarithme de rapport d'éléments (Zhang et al., 2020). Dans un premier temps, j'ai choisi les éléments qui sont marqueurs des changements de sources de sédiments ou de la nature de ces derniers ; en particulier les rapports potassium sur silice (K/Si), potassium sur titane (K/Ti) ou encore potassium sur aluminium (Al) sont intéressants pour identifier les niveaux de téphra (Fig. 9a et 9b). Les mesures du potassium (K) seul, du strontium (Sr) et du rubidium (Rb) permettent aussi d'identifier les niveaux de téphra (Fig. 9a). De nombreux niveaux fins d'origine volcanique non visibles ont pu être identifiés tout le long de la carotte (Fig. 9a). Un autre rapport calcium sur fer (Ca/Fe) permet de donner une indication sur le type de sédimentation qui sera plutôt biogène ou plutôt détritique (Fig. 9b).
<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Figure 9 : (a) Mesures XRF sur la section A-04 à gauche et photo de la section à droite, les lignes orange montrent les téphras visibles et les bleues ceux découverts grâce aux données XRF, (b) exemple de courbe des logs des ratios pour la carotte composite MONTI 23 II. Les pics en Log K/Si, K/Ti marquent les dépôts de téphras.</figcaption></figure>

Un total de 170 niveaux d'au moins 1 mm avec « une signature volcanique » ont été identifiés, dont 54 avaient déjà été observés dans le grand lac de Monticchio dans de précédentes études sur la période 0-35 ka (Wulf et al., 2004). Il est très étonnant qu'autant de niveaux volcaniques n'aient pas été mis en évidence précédemment. Nous ne discuterons pas ce point dans la discussion puisque les collègues italiens n'ont pas terminé l'analyses géochimique. Il est difficile de savoir s'il s'agit de niveaux remaniés comme le suggère l'étude de Wutke et al., 2015 ou de nouvelle éruption.

## IV.2. Géochimie

Le projet ICARE se fait en collaboration avec l'Istituto di Geologia ambientale e Geoingegneria et le CNR de Rome. Cette équipe a reçu 56 échantillons des différents téphras identifiés à l'œil nu dans la carotte MONTI 23 II afin d'effectuer des analyses géochimiques sur des verres volcanique afin de déterminer leurs compositions chimiques. La mesure des éléments majeurs de ces niveaux a été obtenue avec un JXA-iSP100 Superprobe de JEOL.
<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Figure 10 : (a) Diagramme TAS, (b) diagramme de discrimination des sources volcaniques italiennes (Giaccio et al., 2017) de quelques niveaux de cendres de la carotte MONTI 23 II.</figcaption></figure>

Les paramètres de la machine étaient : une tension de 15 kV, un courant de 10 nA et un diamètre de mesure de 5-10 µm. Les standards utilisés sont des verres artificiels fabriqués au Max Planck Institut en Allemagne (ATHO-G, GOR128-G et StHs6/80-G, Jochum et al., 2006). Les données obtenues sont représentées sur le diagramme TAS (Total Alkali Silica, **Fig. 10a**). Ces analyses ont permis aux collègues italiens qui disposent d'une base de données géochimiques des éruptions italiennes depuis 40 ka mais aussi en comparant avec les données existantes sur le grande lac de Monticchio de corréler les différents téphras a des sources volcaniques (**Fig. 10b**) et donc à des éruptions connues. Ils ont ainsi déterminé l'origine de 34 téphras et certains ont directement été corrélés à des éruptions majeures de la région de Naples (**Fig. 10b**).
IV.3. Datation $^{40}$Ar/$^{39}$Ar

Quatre niveaux de téphras contenant des feldspaths ont été préparés en vue de réaliser leur datation. La préparation d'un téphra nécessite environ 6 mois, je n'ai donc pas pu mener toutes les étapes. Je me suis concentré sur les mesures en elle-même (i.e. analyse par spectrométrie de masse). Les datations obtenues sont synthétisées Tableau 4. Les datations obtenues (pour deux d'entre elles) ainsi que l'étude des signatures géochimique de ces derniers (effectuée en parallèle de mon travail par des collègues de l'IGAG (voir partie géochimie)) m'ont permis d'attribuer ces téphra à certaines grandes éruption (i.e. Mercato, Verdoline et Monte di Masseria (Y3), ci-dessous). Pour l'éruption Y3 j'ai mis en évidence deux niveaux chronologiquement et chimiquement identiques, séparés par 12 cm (Tab. 4). Il est a noté que le niveau le plus épais (Y3 bottom) contenait les cristaux les plus gros et correspond probablement à la phase éruptive majeure. Cette particularité m'a permis de calculer un âge extrêmement précis (Fig. 11). La datation de l'éruption de Verdoline s'est révélée quant à elle, impossible, car les cristaux extraits et datés étaient plus anciens que l'âge de l'éruption en elle-même (17 990 ans, voir Tab. 1). Ce résultat peut être interprété comme le résultat d'incorporation massive des xénocristaux associés à des éruptions plus ancienne (Tab. 4). Dans le cas de l'éruption la plus jeune (Mercato) malgré la petite taille des cristaux mesurées et le nombre réduit de cristaux datés, l'âge que j'ai obtenu (malgré sa faible précision) est cohérent avec l'âge proposé dans la littérature (Tab. 2, 4).

<table><caption>Tableau 4 : Datations $^{40}$Ar/$^{39}$Ar effectuées lors de mon stage.</caption><thead><tr><td>Nom échantillon</td><td>Nouvelle profondeur (cm)</td><td>Nom éruption</td><td>Datation $^{40}$Ar/$^{39}$Ar (ka) ± 1σ</td><td>Nombre de monocristaux</td><td>Référence</td></tr></thead><tbody><tr><td>MONTIB04_739_743</td><td>739 - 743</td><td>Mercato</td><td>8.00 ± 1.91</td><td>5</td><td>Ce stage</td></tr><tr><td>MONTIA06_1030_1031</td><td>1091.6 - 1092.6</td><td>Verdoline</td><td>43.60 ± 5.45</td><td>6</td><td>Ce stage</td></tr><tr><td>MONTI23_B08_1449_1455</td><td>1511.2 - 1517.2</td><td>Y3 (Top)</td><td>28.25 ± 0.66</td><td>9</td><td>Ce stage</td></tr><tr><td>MONTI23_B08_1467_1477</td><td>1529.2 - 1539.2</td><td>Y3 (Bottom)</td><td>28.15 ± 0.17</td><td>24</td><td>Ce stage</td></tr></tbody></table>

La **Figure 11** présente les résultats obtenus sur le niveau Y3 (1529.2 – 1539.2 cm). 29 cristaux ont été analysés de manière individuelle ; un âge de cristallisation est donc obtenu pour chaque cristal. Deux manières de présenter les résultats sont ici montrés : le diagramme de probabilité (Deino et Potts, 1992, Fig. 11a) et l'isochrone inverse (Kuiper et al., 2002, Fig. 11b). Le diagramme de probabilité est ici multimodal avec une population de cristaux majoritaire, qui sont interprétés comme étant juvéniles. Cinq cristaux plus anciens avec des âges compris entre environ 38 et 41 ka sont interprétés comme des xénocristaux (probablement attribuables à l'ignimbrite campanienne). La moyenne pondérée calculée avec les cristaux juvéniles permet de proposer un âge de 28,15 ± 0,34 ka (2σ) pour l'éruption Y3 donc l'âge du dépôt de ce téphra dans le lac. L'isochrone inverse permet de tester l'hypothèse de l'équilibration des minéraux datés avec l'atmosphère. L'intercept initial calculé ici avec l'isochrone inverse est atmosphérique (i.e. 303.2 ± 5.5) ce qui valide cette hypothèse et renforce la validité de l'âge moyen pondéré calculé.
<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Figure 11 : (a) Diagramme de probabilité, les xénocristaux sont en rouges, (b) isochrone inverse.</figcaption></figure>

# V. Discussion

## V.1. Construction du modèle d'âge

Les analyses géochimiques effectuées pour les téphras visibles ont permis d'identifier les éruptions présentes dans les sédiments dont certaines ont été datées dans des études antérieurs. J'ai ainsi pu utiliser les datations au ¹⁴C et à l'⁴⁰Ar/³⁹Ar déjà publiées pour construire le modèle d'âge discuté ci-dessous (cf. **Tab. 1,2**). J'ai également comparé les datations que j'ai effectuées durant mon stage par ⁴⁰Ar/³⁹Ar (cf. **Tab. 4**) avec celles existantes (voir ci-dessus). Il est a noté que les datations au ¹⁴C ne sont pas effectuées directement sur le téphra, mais sur des charbons de bois piégés dans les niveaux de cendres volcaniques à terre dans les zones proche des sources volcanique ou dans les sédiments marins grâce à la datation ¹⁴C sur foraminifères. Certaines datations ont également été obtenues /estimées par modélisation bayésienne. Avant de faire mon modèle d'âge, il a été essentiel de discuter de la justesse des âges publié en expliquant les raisons pour lesquelles j'ai choisi d'en rejeter certains. Avant le projet ICARE l'éruption de Codola avait presque le même âge que celle de Y3. Les nouvelles mesures avec le NGX 600 au LSCE a remis en cause la datation de Codola qui est maintenant datée autour de 31.6 ka (**Tab. 4**). L'âge que j'ai obtenu pour le niveau Y3 est plus jeune de 1 ka par rapport à l'âge publié par Albert et al., (2019) ce qui s'explique par le fait que la datation avait été effectuée avec l'ancien spectromètre du LSCE, néanmoins les incertitudes se superposent. C'est ce nouvel âge que je vais utiliser pour mon modèle d'âge final. L'âge que j'ai obtenu sur Verdoline ne sera pas utilisé puisqu'il est clair qu'à la vue de la position stratigraphique du téphra, l'âge de 43.60 ± 5.45 ka n'est pas correcte (**Fig. 12b**). Je ne vais donc pas la prendre en compte pour mon modèle d'âge finale, mais je vais utiliser l'âge récemment obtenue dans le cadre du projet ICARE sur Verdoline (voir **Tab. 2**).
<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Figure 12 : (a) Modèle d'âge $^{14}$C, (b) Modèle d'âge $^{40}$Ar/$^{39}$Ar, (c) Comparaison entre les modèles d'âges $^{14}$C et $^{40}$Ar/$^{39}$Ar</figcaption></figure>

<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Figure 13 : Modèle d'âge mixte de la carotte MONTI23II</figcaption></figure>
Lorsque l'on compare les modèles d'âges basés sur le ¹⁴C et l'⁴⁰Ar/³⁹Ar (Fig. 12c), certaines datations sont identiques à une incertitude près, comme pour le Neapolitan Yellow Tuff (NYT) ou la Pumici Principali (PP). À l'inverse, Pumici di Base (PdB) et Verdoline (Ver.) sont plus jeunes avec l'⁴⁰Ar/³⁹Ar. Ceci est plus en accord avec le taux de sédimentation moyen du lac (Fig. 12c), les écarts respectifs de 1,5 ka et 2,3 ka est probablement dû au fait que les âges ¹⁴C ont été obtenus sur des foraminifères, donc sur des sédiments marins qui peuvent être affectés par un effet réservoir (Siani et al., 2000). Je vais choisir les nouveaux âges obtenus dans le cadre du projet ICARE par ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur la période 20-40 ka pour mon modèle d'âge et donc éliminer les datations ¹⁴C qui semblent biaisées.

La **Figure 13** est le modèle d'âge final que j'ai bâti après sélections des âges ¹⁴C et ⁴⁰Ar/³⁹Ar les plus justes. Les épaisseurs des niveaux de téphras > 4 cm ont été supprimées pour réaliser le modèle d'âge car ces derniers ont été déposés instantanément. Ce modèle d'âge sera utilisé afin de comparer et interpréter les données XRF et comparer ces dernières avec différentes archives environnementales couvrant la même période.

## V.2. Interprétation paléoenvironnementale

La **Figure 14a** présente une courbe lissée et inversée du nombre de coups en silice (Si) sur les 33 000 dernières années. Cette variation de silice est interprétée ici comme modulée par les apports détritiques dans les sédiments. La Figure 14b présente les assemblages de pollens d'herbacées sur la même période dans ce même lac (Watts et al., 1996) mais avec un modèle d'âge basé sur l'études des varves (Wulf et al., 2004). Il est pertinent de comparer ce proxy avec la courbe XRF de Si, car il correspond à la couverture végétale dans le bassin versant du lac. Plus il y aura d'herbacées par rapport aux espèces arborées, plus le bassin versant sera susceptible d'être soumis à l'érosion, puisque cela correspond à un paysage ouvert. À l'inverse, un pourcentage d'herbacée faible est associée à un environnement moins ouvert, plus forestier (Watts et al., 1996, Elenga et al 2000). J'ai enfin, sur cette même figure (Fig. 14c), présenté les variations de δ¹⁸O mesurées dans les glaces du Groënland sur le forage de NGRIP (Rasmussen et al. 2014). Cette archive permet d'avoir une vision plus globale des paléoclimats de l'hémisphère nord durant les derniers 40 ka. La chronologie de l'enregistrement glaciaire est basée elle sur un comptage de dépôt annuel de glace. Sur mon enregistrement de Si et celui des pollens, j'ai reporté la position des principaux marqueurs de téphras datés indépendamment, permettant d'évaluer les éventuels déphasages entre les deux proxies (i.e. érosion/couverture végétale). Dans le cas particulier de la courbe paléoclimatique du Groënland, comme les téphras retrouvés dans le lac de Monticchio ne sont pas parvenus jusque dans cette zone septentrionale. J'ai donc reporté leurs positions chronologiques « virtuelles » afin de faciliter la discussion. Il est à noter que seul le téphra Vedde Ash (VD) (12 001 ± 4 ans, Rasmussen et al., 2014) provenant d'Islande a été retrouvé dans les glaces (Ligne verte, Fig. 14c). Ce téphra est important, car il a été retrouvé à quelques centimètres sous le téphra de Pumici Principali (11980 ± 120 ans) dans le lac de Bled en Slovénie (Lane et al., 2011) permettant ainsi un lien direct et une corrélation des enregistrements paléoclimatiques du sud de l'Europe avec la région arctique. Ces deux éruptions ont eu lieu à moins de 300 ans avant la transition entre Younger Dryas et Holocène (i.e. 10 700 ans, Lane et al., 2011 ; Rasmussen et al., 2014).

Si l'on regarde ces trois enregistrements de façon global, ils montrent les mêmes évolutions à long terme avec une période marquée par une couverture végétale majoritairement herbacée durant la dernière période glaciaire avant la transition complexe de la dernière terminaison climatique (T. 1). On notera que la chronologie de Wulf et al., 2004 basé sur les varves et les âges ¹⁴C publiés à l'époque est améliorable car elle intégrait des datation ¹⁴C marins que nous savons aujourd'hui biaisé (voir modèle d'âge ci-dessus).
<figure><img src="image_15.png" /></figure>

Figure 14 : (a) Courbe inversée de la silice lissé, sur 1cm, sans les téphras >4 cm (b) Courbe des variations des pollens d'herbacées dans le grand lac de Monticchio (Watts et al., 1996), (c) Variation de δ¹⁸O moyenné sur 20 ans, NGRIP (Rasmussen et al., 2014) Pol. = Polina, Ave. = Avélino, Mer. = Mercato, PP = Pomici Principali, VD = Vedde Ash, NYT = Neapolitan Yellow Tuff, Ver. = Verdoline, PdB = Pomici di Base, Y3 = Masseria del Monte Tuff..., Cod. = Codola. GI = Greenland Interstadial, HE = Heinrich Event, MIS = Marine Isotopic Stadia.
Durant la période glaciaire (MIS 2 et fin MIS 3) le signal d'érosion est très marqué dans les sédiments du lac, fortement impacté par le fait que le bassin versant est ouvert. Au sein de cette relative monotonie climatique et forte érosion moyenne, plusieurs évènements millénaires rapides, sont visibles aussi bien sur l'enregistrement polliniques que dans NGRIP. Nous les identifions également à Monticchio via le signal de Si. Au début du MIS2 (27-29ka) et fin du MIS3 (29-33 ka) les pollens indiquent une réduction des espèces herbacées qui sont temporellement corrélables et presque synchrones des stades Groënlandais (GI) en particulier GS3, GS4, GS5. Cette synchronicité entre des apports détritiques et diminution des herbacées est bien visible autour du téphra Y3 (28.2ka) et chronologiquement cohérent car ayant lieu entre GS3 et GS4. (Fig. 14c). D'autres événements rapides et non visibles sur le signal isotopique δ¹⁸O sont aussi à noter, comme celui autour du Pomici di Base il y a 20 ka, très bien marqué sur les pollens et sur le signal détritique (Fig. 14 a, b). Il semble que durant la période glaciaire, le bassin versant du lac réagissait rapidement et de façon synchrone aux variations climatiques millénaires rapides. Ceci peut s'expliquer par le fait que dans un bassin avec un faible couvert végétale, une augmentation de pluviométrie impacte rapidement les quantités de particules détritiques transportées dans le lac. Les choses semblent plus complexes lors de la transition entre MIS 2 et MIS 1. Avec la courbe de δ¹⁸O de NGRIP comme référence, j'ai pu clairement définir les limites chronologiques des périodes du Bølling-Allerød (BA, rouge) et du Younger Dryas (YD, cyan) qui marquent la Terminaison 1. Le BA est associé à une diminution des herbacées qui dure 800 ans environ. Cette diminution est liée à l'augmentation des températures moyennes annuelles et de la pluviométrie, et donc à un couvert forestier qui augmente dans le bassin versant (Watts et al., 1996). En utilisant l'âge très précis du NYT, il est clair qu'il y a un retard entre l'amélioration climatique enregistrée dans les glaces et la fermeture du bassin du lac de Monticchio qui n'a lieu que vers 13 300 ans, donc plutôt vers la fin du BA. Durant le BA, la Si ne montre pas de diminution significative, mais plutôt une diminution par étapes, ce qui contraste avec la diminution de plus de 60% des herbacées dans les sédiments du lac. C'est seulement durant le YD que nous voyons une diminution marquée de l'érosion avec un minimum proche de celui de l'Holocène moyen, il y a 12 000 ans, proche du PP, donc à la fin du YD. Alors que les herbacées diminuent de nouveau et marquent l'entrée dans le MIS 1 (Holocène). L'apport détritique augmente, ce qui marque à nouveau le découplage entre couverture végétale et signal d'érosion. Il est possible d'expliquer cette décorrélation durant le BO et le YD par le fait que les températures du lac, mais aussi la production primaire, en premier lieu les diatomées pourraient avoir joué un rôle dans notre signal de Si et non plus seulement apport détritique par érosion du bassin versant comme durant la période glaciaire. Néanmoins, on peut aussi suggérer que durant l'amélioration climatique, la pluviométrie a augmenté très rapidement dans un premier temps, mais avec une couverture végétale, elle aussi, en transition donc pas encore apte à stabiliser le bassin versant lors de l'augmentation de la pluviométrie pourrait expliquer nos observations. Durant la transition entre YD et le MIS 1, il faut attendre 11 000 ans soit 700 ans après le début de la dernière diminution des herbacées et donc la fermeture du paysage pour voir les apports détritiques devenir plus stables et seules quelques oscillations minimes durant l'Holocène sont alors observées. Des évènements climatiques rapides et courts, associés à un refroidissement et à une aridification dans l'hémisphère nord, sont connus. Notamment les évènements 4.2 ka et 8.2 ka (Walker et al., 2012 ; Bini et al., 2019). Il est à noter que l'évènement 8.2 ka (Walker et al., 2012) n'est, malheureusement, pas visible dans l'enregistrement pollinique du grand lac de Monticchio qui n'a probablement pas la résolution temporelle nécessaire. Le signal d'érosion montre à cette époque une petite variation qui n'est probablement pas significative. Enfin, dans la région méditerranéenne, l'évènement 4.2 ka qui précède de seulement quelques 200 ans l'éruption d'Avellino a déjà été mise en évidence dans différentes archives sédimentaires (Bini et al., 2019), il aurait donc pu être enregistré dans le lac de Monticchio. Cependant, à part une petite augmentation, non significative, des pollens d'herbacées, il ne parait pas y avoir de trace de cet évènement (Fig. 14 a, b).
Enfin, entre 3 ka et la période actuelle, nous avons un changement majeur du forçage de la sédimentation sur le bassin versant. Sur cette période, les activités humaines ont commencé à avoir un impact sur l'environnement du lac. Nous allons nous intéresser maintenant à cette influence.

### V.3. La période anthropique du Lac

En regardant les variations du fer (Fe) et du calcium (Ca), qui sont des éléments principalement amener par les téphras dans le lac, nous pouvons voir que ces éléments covarent entre 5 ka et 3 ka (Fig. 15). Ceci est principalement dû aux apports des téphras qui parfois peuvent impacter la sédimentation bien après le dépôt initial (zones grisées).

<figure><img src="image_16.png" /></figure>

Figure 15 : (a) Données polliniques, (b) données XRF pour le Fer (Fe), le calcium (Ca) et la silice (Si) sur la période 0-5 ka BP. Une diminution de la silice est ici interprétée comme une diminution des apports détritiques dans le lac. Les téphras sont indiqués par les lignes pointillées rouges. Pol. = Pollina, Ave. = Avélino, Ast. = Astronie, AMS = Agnano Monte Spina, MSA = Monte San Angelo
À partir de 2.6 ka deux périodes semblent montrer une histoire différente. Entre 2600 et 2100 ans BP (PIC I) un pic de fer associé à une augmentation de la silice ne peut être expliqué par l'apport de produits volcaniques. L'augmentation de Si suggère plutôt des apports détritiques plus importants sûrement liés à une érosion du bassin versant. Une hypothèse qui peut être avancée est que cette anomalie en Fe pourrait correspondre à l'apparition des activités humaines importantes dans la région et qui remonte au peuple Etrusque du XIème au Vème siècle av. J.C, soit vers 3 ka BP. (S Verger - GAULTIER (ed.), 2007). Cette hypothèse est en accord avec les données de pollens qui montrent une diminution de la couverture forestière et une ouverture du paysage (Watts et al., 1996), donc peut-être une déforestation liée à l'activité humaine (Fig. 15). Une autre anomalie est très clairement visible sur les données XRF, qui débute il y a 900 ans (PIC II, Fig. 15) avec une augmentation du Fe suivie d'une augmentation très importante du Ca (Fig. 15), mais sans augmentation du Si ce qui est le cas lorsqu'il ne s'agit pas d'un dépôt de téphra encore une fois. La période couverte par cette augmentation est comprise entre 900-600 ans et donc correspond à la période médiévale. Cette période est marquée par la construction de l'abbaye Sant'Ippolito entre les deux lacs de Monticchio (IXème et le XVIIème siècle, Maria Federica Manchia (2017) ; Castrorao et al., 2018). Cela expliquerait dans un premier temps l'augmentation de Fe dans le lac, car il y a dû y avoir une activité de construction intense avec des outils en Fer et des mortiers de chaux, ce qui expliquerait la présence en grande quantité de Ca dans le lac. Une autre information importante est le fait que les activités industrielles durant cette période étaient majoritairement tournées vers la verrerie qui est, elle aussi, très consommatrice de chaux vive et qui pourrait aussi contribuer à l'augmenter de Ca dans les sédiments du lac. Du point de vue des perturbations sédimentaires et géochimiques du lac, je suis actuellement limité par les données existantes qui ne sont que via les données XRF. Je donnerais dans les perspectives plusieurs pistes de recherches afin de mieux comprendre les activités et l'influence des Hommes sur les sédiments du lac, mais aussi la composition chimique de celui-ci.

## VI. Conclusion et perspectives

Mon stage a permis d'acquérir des données élémentaires à l'échelle millimétrique sur plus de 17 m de sédiments prélevés par carottage dans le remplissage sédimentaire du Grand lac de Monticchio (Basilicate, Italie). Ces données obtenues sur 17 sections des carottages MONTI23-II grâce au core-scanner ont permis de mettre en évidence une série sédimentaire lacustre continue qui combine les sections des carottages A et B. L'identification des téphras par XRF et la caractérisation géochimique réalisée par les collègues du CNR de Rome permet de dire avec certitude que la série sédimentaire couvre les 33 000 dernières années. Les mesures XRF notamment les rapports log(K/Ti), log(K/Si) ou log(K/Al) permettent de mettre en lumière pas moins de 170 niveaux (>1 mm) et présentant des caractéristiques chimiques de dépôts de cendres volcaniques.

En combinant les données géochronologiques ¹⁴C de la littérature, les nouvelles données ⁴⁰Ar/³⁹Ar acquises lors du projet ICARE en 2023 mais aussi celles que j'ai réalisées durant mon stage j'ai pu réaliser un modèle d'âge. Ce modèle est basé sur 15 datations radio-isotopiques. Je propose ici une nouvelle datation plus précise et plus juste obtenue directement sur des cristaux extraits de l'éruption Y3 des Champs Phlégréens de 28,15 ± 0,34 ka (2σ). Je montre également que si les âges ¹⁴C publiés sur les éruptions Pomici Principali (12.0 ka) et du Neapolitan Yellow Tuff (14.1 ka) étaient en accord avec les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar obtenues dans le cadre du projet ICARE, celles faites sur les foraminifères en mer adriatique et qui sont ceux actuellement dans la littérature pour les éruptions de Verdoline et de Pomici di Base sont fausses probablement biaisées par un effet réservoir mal quantifié.

Grâce à mon modèle d'âge et aux téphras en commun avec la séquence lacustre du même lac étudiée dans les années 90, j'ai pu corréler les données polliniques publiées et comparer les variations de silice dans les sédiments ici interprétées comme les apports détritiques provenant du
bassin versant. Comme cette érosion est au premier ordre conditionné par la végétation autour du lac, la quantité de silice est bien plus importante pendant les périodes glaciaires MIS 2 et MIS 3 que durant l'Holocène (MIS 1). Je montre une possible synchronicité entre les variations de quantité de silice et variations millénaires du climat durant ces deux périodes glaciaires. Les choses sont plus compliquées durant la Terminaison 1 et notamment la période de réchauffement du Bølling-Allerød et de refroidissement du Younger Dryas. Le signal de végétation et le signal de Si sont en effet asynchrone. Les hypothèses que j'avance ici sont les suivantes : 1) entre 33 et 20 ka la végétation était éparse, majoritairement herbacée et une amélioration climatique associée à une augmentation de la pluviométrie se traduisait très rapidement par une augmentation de l'érosion du bassin versant et donc des apports de silice. 2) Durant l'amélioration climatique du Bølling-Allerød, la pluviométrie a augmenté très rapidement, peut-être plus rapidement que la fermeture du bassin (augmentation du couvert forestier). En plus, il est possible que la production primaire et donc la quantité de diatomées augmente aussi. Ces deux facteurs peuvent avoir fait augmenter la quantité de silice dans les sédiments du lac au lieu de diminuer comme je pouvais l'attendre par la fermeture du bassin versant. Ces hypothèses devront être testées ultérieurement avec plus de données.

Enfin, dès 600 ans avant notre ère (fin période étrusque, période romaine), il est clair sur les données élémentaires en Si, Ca et Fe que le bassin versant du grand lac de Monticchio est affecté par les activités humaines. Deux périodes particulières entre il y 2600 et 2000 ans sont mises en évidence, associées à une déforestation bien visible sur les données polliniques et marquées par un pic de Fe corrélé à l'augmentation des apports détritiques (Si). Une deuxième anomalie très marquée d'origine anthropique entre l'an 900 et 600, donc la période médiévale est interprétée comme liée à la construction l'abbaye Sant'Ippolito sur le bord du lac mais aussi aux activités de verrerie comme l'atteste les documents Historiques.

Après mon stage trois voies complémentaires de recherches peuvent maintenant envisagées sur cette archives en plus de l'amélioration du cadre chronologique dans les mois qui viennent. Ces voies de recherches sont aussi les axes principaux de recherches de la thèse que je vais commencer en Octobre 2024 et qui sera financé par ED SMEMAG :

## 1) Evolution des écosystèmes terrestres et lacustres

L'évolution des écosystèmes passés peut être étudiée par les pollens, mais aussi par nombres d'outils qui ont été développés autour des traceurs moléculaires et mesurés par spectrométrie de masse. Les biomarqueurs moléculaires sont préservés dans les sédiments. En particulier, les biomarqueurs moléculaires classiques (n-alcanes et acides gras) desquels des informations immédiates peuvent être obtenues (longueur de chaîne moyenne, carbon preference index...). Certains marqueurs, plus particuliers et spécifiques des organismes ou processus dont ils rendent compte peuvent aussi être étudiés. Par exemple, pour la végétation terrestre, des marqueurs de graminées (Jacob et al., 2005), et en particulier la miliacine marqueur du millet cultivé (Jacob et al., 2021), d'astéracées (Lavrieux et al., 2011), de pinacées (Le Milbeau et al., 2013), ou du rouissage du chanvre (Lavrieux et al., 2013). Les marqueurs fécaux (stérols et acides biliaires) sont également fréquemment proposés pour retracer l'évolution des activités pastorales (Harrault et al., 2019). Enfin, la dynamique des communautés biologiques lacustres peut être approchée par d'autres biomarqueurs moléculaires tels que les stérols (ubiquistes), les alcénones (Isochrysidales), les botryococcènes (Botryococcus brauni) ou les hydrocarbures ramifiés (diatomées) (i.e. Volkman et al., 1998). L'évolution de la qualité des sols pourra être abordée par l'analyse des dérivés diagenétiques de biomarqueurs moléculaires (i.e. Jacob et al., 2008), appuyé par les résultats des analyses élémentaires et de la géochimie organique globale. Il serait intéressant de travailler dans le futur sur des périodes d'intérêt que j'ai mise en évidence (Transition 1, Dépôts important de
téphras...) ce qui permettrait de discuter les impacts respectifs des changements environnementaux (climat et volcanisme) et/ou anthropiques (agriculture, pastoralisme, industrie) sur les sédiments.

## 2) Reconstructions paléoclimatiques

Les outils de géochimie organique sont aujourd'hui utilisés pour quantifier les variations climatiques. Les températures seront reconstruites au moyen des GDGTs, en collaboration avec Guillemette Ménot (LGTPE, Lyon), ont montré leurs pertinences dans le grand lac de Monticchio. Dans le futur, nous pouvons aussi envisager la reconstruction des conditions par la mesure du δ2H sur biomarqueurs individuels (n-alcanes, acides gras ou biomarqueurs plus spécifiques). Les évolutions des paramètres climatiques et des écosystèmes (végétation, sols...) pourront ainsi être comparées aux enregistrements polliniques de la littérature (Allen et Huntley, 2009) et à ceux qui seront acquis à très haute résolution temporelle.

## 3) Impact du volcanisme sur les écosystèmes terrestres et lacustres

Ce lac étant très riche en niveaux volcaniques, et comme je l'ai montré, peuvent parfois durablement affecter la sédimentation sur plusieurs décennies, voire centaines d'années. Cette archive peut permettre de travailler à la meilleure compréhension de l'impact des éruptions sur les écosystèmes (végétation du bassin versant, fonctionnement de la lagune, nature du sédiment), (Allen et Huntley 2018). Pour cela, il sera nécessaire d'obtenir des analyses à très haute résolution verticale/temporelle sur quelques niveaux de téphras et les sédiments sus-jacents et sous-jacents. Cela implique l'analyse sédimentologique et minéralogique de lames minces, l'analyse des éléments traces par XRF à très haute résolution et l'application d'une méthode innovante de cartographie moléculaire. En effet, des travaux récents suggèrent que les cortèges moléculaires préservés dans un sédiment peuvent être étudiés à des échelles inframillimétriques par MALDI-FT-ICR-MS (Wörmer et al., 2019).
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# VIII. Annexes

Données utilisées pendant mon stage :

Toutes les données brutes utilisées au cours de ce stage sont présentes dans le lien ci-dessous.

https://drive.google.com/drive/folders/1rBZhKw3S55l0A2LWy_5m1Zx-3Nh7rssI?usp=drive_link

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Annexe 1 : Diagramme de covariance entre le Fer et le Cobalt</figcaption></figure>