Chapitre 2
L’environnement de la France au Pléniglaciaire supérieur et au Tardiglaciaire
p. 25-34
Texte intégral
Cadre chronoenvironnemental (30000-14000) [fig. 4]
Figure 4. Cadre chronoclimatique du Paléolithique récent ouest européen

Légende : D. anc. = Dryas ancien, B = Bölling, A = Alleröd, D. r. = Dryas récent
Source : D’après Blockley et al., 2012 ; Aubry et Almeida, 2013 ; Bertran et al., 2013.
1La courbe climatique continue de la fin du Quaternaire a été construite grâce à l’enregistrement isotopique de l’oxygène des foraminifères issus des sédiments marins, qui a permis de définir des stades isotopiques marins (MIS) correspondant à la variation de l’extension des calottes glaciaires (Shackleton, 1987 ; Lisiecki et Raymo, 2005). Les forages dans les calottes de glace du Groenland et de l’Antarctique ont permis de préciser ces fluctuations par la mesure des rapports isotopiques de la neige (δ18O), dont la relation avec la température est linéaire. Ils sont corrélés avec les autres indicateurs climatiques – Ice-Rafted Detritus, foraminifère planctonique (Neogloboquadrine pachyderma), plancton (dynoflagellé), alcénones, insectes et pollens – issus des enregistrements sédimentaires – continentaux, marins et glaciaires – de haute résolution.
2L’étude des carottes de glace du Groenland et des sédiments marins de l’Atlantique Nord a révélé une forte variabilité climatique de la dernière période glaciaire (Blockley et al., 2012). On sait à présent que la période glaciaire au sens strict (MIS 4 à 2c : 73500-14700) est marquée par des changements climatiques rapides et de forte amplitude, de l’ordre du millénaire, et dont la périodicité est irrégulière. Deux types de changements climatiques rapides ont été décrits et précisément datés. Les oscillations de Dansgaard-Oeschger sont des réchauffements brutaux (interstades GI) entrecoupés de phases froides (stades GS), mis en évidence par le rapport isotopique de la neige dans les calottes glaciaires (Dansgaard et al., 1984). Les conditions climatiques restent froides en GS mais nettement moins en GI. Le passage d’un stade à un interstade s’avère rapide, peut-être inférieur à un siècle. Au total, une quarantaine de phases sont associées à 19 DO possédant une signature globale puisque les interstades coïncident avec des réchauffements dans l’hémisphère Nord. Les événements d’Heinrich sont le second type de changement climatique rapide, mis en évidence dans les séquences sédimentaires marines du nord-est de l’Atlantique Nord : ils correspondent à six phases froides, associées aux formations de dépôts de débris flottant d’icebergs, qui ont respectivement duré entre 1 400 et 2 400 ans (Heinrich, 1988). Un événement d’Heinrich intervient au terme d’une série d’interstades DO d’intensité croissante. En effet, ces réchauffements brutaux provoquent un effondrement en cascade de la majorité des calottes de glace situées autour de l’Atlantique Nord, lequel s’accompagne d’un vêlage accru d’icebergs. Celui-ci apporte de l’eau douce de fonte et refroidit l’océan et le climat, en ralentissant rapidement la circulation thermohaline et, dans nos régions, le courant du Gulf Stream. Les fluctuations climatiques des DO et des événements de Heinrich sont reconnues dans les séries marines et terrestres – tourbes, lacs et lœss1.
3Qu’il s’agisse de données issues de tourbes et de lacs2 ou de carottes marines, ce sont principalement les études à haute résolution des pollens et des microcharbons qui documentent les changements de végétation. Ainsi, même les assemblages polliniques marins donnent une image assez fidèle de la végétation régionale européenne, à la différence des échantillons issus des remplissages karstiques dont l’interprétation en termes d’environnement végétal est presque abandonnée (par exemple, Sánchez Goñi, 1996, 1999).
4Le refroidissement qui s’est accentué depuis 400000 dans les bassins atlantique et pacifique n’a pas empêché le réchauffement relativement marqué sur le continent européen durant l’Interpléniglaciaire (MIS 3)3. À la fin de ce stade (33000), les groupes humains du Gravettien vivent en France, dans une période d’instabilités climatiques. Après un début sous des conditions climatiques relativement douces au sud de la Loire (Barbier et Visset, 2000, Fletcher et al., 2010) traduites par la présence de pins, chênes, bouleaux, bruyères et taxons de prairie humide, les conditions climatiques se dégradent durant l’épisode de Heinrich 3, vers 30000, qui marque le début du Pléniglaciaire supérieur. Des phases plus ou moins froides et arides se succèdent jusqu’à la fin du Gravettien qui s’achève dans une forte péjoration climatique. L’étude des grands herbivores de quelques sites d’Aquitaine, région bien documentée, semble corroborer cette évolution d’un paysage de zones plus ou moins boisées avec cerf et chevreuil vers un milieu ouvert de toundra à renne dominant (Delpech et al., 2000 ; cf. infra). Mais globalement cette période 33000-27000 reste plutôt mal connue d’un point de vue chronologique et environnemental en raison de son contexte de biostasie (Van Vliet-Lanoë et Guillocheau, 1995).
5C’est entre 26500 et 19000 que les calottes glaciaires furent les plus étendues (Clark et Mix, 2002), avec un front polaire océanique qui atteignait la latitude de 44°N en hiver. En Europe, le maximum de froid et d’aridité se situait entre 26000 et 25000, l’extension du pergélisol était maximale et le niveau marin était au plus bas (– 130 mètres). Aridité et faible taux d’insolation durant le printemps et l’été s’associaient à un pergélisol – sols polygonaux (fig. 5a) et fentes de glace (fig. 5b) – qui couvrait l’ensemble de la France à l’exception des zones côtières méditerranéenne et atlantique – mais dont le caractère continu et la profondeur restent sujets à débat (fig. 6). Pour certains, il se décline en quatre faciès, d’un pergélisol continu à un gel saisonnier profond selon un gradient nord-est/sud-ouest, plaçant ainsi le secteur des vallées de la Vézère et du Lot – où se trouve la très grande majorité des sites (cf. infra) – dans une zone de pergélisol continu et de pergélisol discontinu – en Aquitaine (Van Vliet-Lanoë, 2005 ; Van Vliet-Lanoë et al., 2019). Pour d’autres, la France n’a probablement pas été affectée par un pergélisol continu, mais par une unique forme discontinue de pergélisol marqué par des différences – sporadique, étendu, gel saisonnier – qui permettraient de dessiner trois secteurs (Andrieux et al., 2016 ; Bertran et al., 2018). Dans ce dernier cas, les données montreraient notamment l’existence d’un pergélisol discontinu sporadique dans les vallées de la Vézère et du Lot et une absence de pergélisol en plaine pour les latitudes correspondantes4. Cette différence dans l’appréciation des caractéristiques du pergélisol s’avère problématique car la continuité du pergélisol implique deux faits importants dans notre perspective : l’absence d’un manteau neigeux important en automne et au début de l’hiver, et des températures moyennes annuelles de l’air inférieures à – 7°.
6Les environnements diffèrent donc lorsque le pergélisol est continu ou discontinu et nous verrons précisément les problèmes que cette méconnaissance pose au moment de l’analyse de nos données.
Figure 5a. Polygones à coins de glace – Spitzberg, Adventdalen

Source : © Photo de Brigitte Van Vliet-Lanoë.
Figure 5b. Exemple de pergélisol continu (blister : lentille de glace dans sol) – Spitzberg, Adventdalen

Source : © Photo de Brigitte Van Vliet-Lanoë.
Figure 6. Limites du pergélisol en France au Maximum glaciaire

Source : D’après Van Vliet-Lanoë et al., 2019.
7L’étude des carottes marines des marges ouest-européennes indique que chaque stade GS et chaque événement de Heinrich sont marqués par une steppe à graminées dans l’ouest de la France, ce que confirment les données lacustres de la Grande Pile, des Échets et du lac du Bouchet. Les températures moyennes du mois le plus froid sont estimées à 10° en deçà des températures actuelles, et les précipitations annuelles étaient diminuées de moitié (400 mm). Quant à la réponse de la végétation aux oscillations climatiques, elle est, selon Maria Fernanda Sánchez Goñi, immédiate et rapide :
Pollen records from marine cores from the northern extratropics confirm that there is no lag between the change in climate and the vegetation response, within the limits of the dating resolution (50-100 years)5 (Harrison et Sánchez Goñi, 2010, p. 2957).
8Entre 25000 et 19000, les hommes ont donc vécu dans un environnement ouvert de type steppique, avec une végétation dominée par les herbacées6, qualifié de steppe froide (Harrison et Sánchez Goñi, ibid.) ou de toundra herbacée. Les signatures isotopiques (δ13C, δ15N) du collagène des principaux herbivores – renne, cerf, bison, antilope saïga, cheval – confirment le caractère ouvert des environnements, même si les valeurs de δ15N sont plus difficiles à interpréter dans le détail (Drucker, 2001) et laissent « soupçonner un mécanisme faisant intervenir plus d’un seul paramètre environnemental » (Drucker et al., 2000a, p. 137).
9L’enregistrement du NGRIP (Groenland) qui identifie un grand froid entre 26000 et 22000 n’indique qu’une seule variation, sous la forme d’un réchauffement en 23500-23000 (GI 2), reconnu par ailleurs dans les séquences lœssiques d’Europe du Nord (par exemple, Haesaerts et al., 1981 ; Antoine et al., 2009). Cependant du point de vue de la végétation, le GI 2 n’est pas défini d’une façon globale ; on note seulement dans le sud de l’Allemagne, une faible augmentation des pollens de bouleau qui traduirait un environnement légèrement plus humide tout en restant steppique (Duprat-Oualid et al., 2017)7. La calotte glaciaire groenlandaise est ensuite stable jusqu’en 19000, et le climat – modulé par la variabilité des DO entre 30000 et 23000 – atteint une stabilité relative entre 23000 et 19000 – entre la fin de Heinrich 2 et le début de Heinrich 1. Cette période située entre 23000 et 19000 est traditionnellement nommée le Dernier Maximum glaciaire (LGM : Clark et Mix, 2002 ; Clark et al., 2009) alors qu’elle ne traduit pas le climat le plus extrême de la dernière période glaciaire (cf. supra). En effet, les valeurs enregistrées pour les températures de l’atmosphère au-dessus du Groenland et des eaux de surface au large des côtes ouest-européennes sont bien plus élevées que celles des événements de Heinrich de certains interstades, en raison de la restauration de la circulation thermohaline (Rasmussen et al., 2016). Les groupes du Solutréen (25500-23000) ont donc vécu sous des conditions très froides mais qui ont été plus ou moins accentuées selon les périodes : un maximum de froid et d’aridité entre 26000 et 24500 au moins (Solutréen ancien), un léger réchauffement humide vers 23500 (Solutréen récent). Si c’est ce que confirment certains travaux récents (par ex. Banks et al., 2019), la vision n’est pas aussi précise pour le Solutréen moyen (dans le GI, dès le début ?) dont très peu de sites sont datés.
10Les espèces de grands mammifères représentées dans les sites solutréens situés au nord des Pyrénées confirment que la période 26000-22500 a été particulièrement froide et sèche. Dans cet environnement, le renne, grand herbivore majoritaire, se nourrissait principalement de lichens alors que le cheval, premier ou second gibier selon les sites, consommait plutôt de hautes herbes (Drucker, 2001). Plus rares étaient le bison, le bouquetin, le chamois, le cerf et l’antilope saïga – seule cette dernière était en compétition avec le renne, comme l’atteste la proximité de leurs taux de δ13C (Drucker, op. cit.)8. L’existence en France de secteurs soumis à des conditions climatiques moins drastiques où se seraient réfugiés des animaux de milieu tempéré – chevreuil, sanglier et carnivores forestiers – reste à démontrer (Fontana, 2018a, 2022a). De même, aucune donnée ne traduit actuellement une évolution des faunes, entre 26000 et 22000, qui témoignerait d’une évolution des environnements. D’une part, la « gradation de la sévérité du climat » (Delpech, 2012) entre le Solutréen ancien et le Magdalénien 0, proposée à partir de la tentative de « biostratigraphie » de Laugerie-Haute Est, est difficilement envisageable, la fin du Solutréen correspondant justement au seul léger réchauffement de la période 24000-18000 (GI 2, cf. supra ; Antoine et Locht, 2015). D’autre part, la remontée des températures et de l’humidité durant le GI 2 n’a pas entraîné de modification significative de la grande faune, comme nous le verrons en détail ci-après.
11Dès 19000, la légère hausse des températures et la fonte de la calotte glaciaire de l’hémisphère Nord produisirent un réchauffement des eaux marines de surface (THC) et une hausse du niveau marin. Mais l’augmentation des températures et de l’humidité au cours du Tardiglaciaire s’est effectuée de façon non linéaire, notamment en raison de l’extension de la banquise lors des épisodes froids (Hillaire-Marcel, 2011). Notons que les données issues des carottes lacustres françaises n’identifient aucune variation significative dans la végétation entre 25000 et 15000 (Sánchez-Goñi, 1996 ; Duprat-Oualid et al., 2017) : la hausse des températures et de l’humidité de 19000 n’est donc pas perceptible dans ces enregistrements. Il en est de même pour la grande faune (cf. infra) et l’avifaune (Mourer-Chauviré, 1975) alors que les données de la microfaune identifieraient une modification des associations d’espèces de rongeurs à partir de Heinrich 1 (Royer et al., 2016). Quant aux données isotopiques du collagène des grands herbivores, dans l’état actuel des données, elles ne montrent aucune différence significative, par exemple en Dordogne, entre les rennes du Pléniglaciaire supérieur et ceux du Dryas ancien (Drucker et al., 2000b, 2011). Seules les valeurs du δ13C sont supérieures dans les sites du Magdalénien ancien par rapport aux sites solutréens, c’est-à-dire bien avant 19000, ce qui reste à expliquer (Drucker, 2001).
12Le premier refroidissement perceptible dans l’hémisphère Nord à partir de 18000 (H 1 jusqu’en 15500, Dryas ancien) marque le début du Tardiglaciaire ; il est consécutif à l’arrivée des eaux de fonte des glaces (cf. supra) et d’une surge de la calotte scandinave (stade de Brandebourg). En France, ce sont les groupes du Magdalénien moyen qui occupaient l’espace à cette période (19000-16000), espace correspondant toujours à une biocénose très froide. Les conditions froides et sèches ainsi que la végétation de steppe/toundra – graminées, armoises et chénopodiacées – associée caractérisent le Dryas ancien dont la zoocénose était globalement identique à celle des périodes précédentes, avec des populations de rennes toujours très développées. Il est difficile de savoir ce que reflète la chasse exceptionnelle à l’antilope saïga (fig. 7) en Gironde au début de la période : un développement de ses populations à cet endroit et/ou le choix des groupes humains en faveur de ce gibier grégaire qui partageait la niche écologique du renne. Quant au bœuf musqué, lui aussi marqueur de climats très froids et très secs, il n’était chassé qu’exceptionnellement, ce qui traduit probablement sa rareté dans l’environnement (fig. 8).
Figure 7. Antilope saïga

Source : © Dessin Éric Le Brun.
Figure 8. Bœuf musqué

Source : © Dessin Éric Le Brun.
13Les groupes du Magdalénien récent (16000-14000) connaissent les dernières conditions froides du Dryas ancien et le réchauffement du Bölling. Dans certaines régions, la végétation arbustive augmente légèrement (par exemple, Bégeot et al., 2006 ; Elenga et al., 2000 ; Fletcher et al., 2010 ; Sánchez Goñi, 1991, 1994, 1996) et l’emprise de la végétation devient croissante à la fin du Dryas ancien (vers 15500). C’est vers 14600 que la brusque amélioration du Bölling se produit, marquée par une hausse des températures estivales et de l’humidité, le recul puis la disparition du pergélisol, la remontée des glaciers en altitude et la disparition de la banquise jusque dans le détroit de Fram9. L’essor des arbustes pionniers – genévrier et bouleau – ainsi que le développement de l’armoise ont été identifiés, aussi bien dans le Bassin parisien que dans le Jura, en Dordogne et dans l’Aubrac (Ammann et al., 1994 ; Beaulieu et al., 1984 ; Bégeot et al., 2006 ; Bertran et al., 2009a ; Leroyer et Allenet, 2002 ; Leroyer et al., 2005, 2006, 2014 ; Limondin-Lozouet et al., 2002 ; Pastre et al., 2000, 2001 ; Ponel et al., 2016).
14Les données isotopiques sont également sans équivoque et témoignent, pour les régions étudiées, de l’existence de formations arbustives clairsemées à partir du Bölling. En Dordogne, les valeurs de δ13C du collagène des grands herbivores diminuent, notamment celles du renne vers la fin du Dryas ancien et au cours du Bölling (Drucker, 2001) ; cette diminution témoigne d’un environnement où le lichen était moins disponible, malgré un couvert forestier peu dense, comme l’indiquent les données du cerf et du chevreuil (Drucker et al., 2011). De même, les valeurs en δ13C dans les Alpes du Nord et le Jura indiquent que l’environnement est resté ouvert durant la fin du Dryas ancien et le Bölling (voire à l’Alleröd selon les régions), comme dans le Bassin parisien (Le Tureau des Gardes) et en Charente (Bois-Ragot) [Drucker et Bocherens, 2005 ; Drucker et al., 2009].
15Les peuplements animaux se sont eux aussi modifiés significativement entre 15000 et 14000. Les données révèlent en effet une recomposition de la zoocénose fondée sur le remplacement de la faune froide par une faune tempérée coexistant un court moment avec le renne. Celui-ci disparaît des régions françaises entre 14000 et 13800 au tout début de l’Alleröd, au sein de forêts claires et d’espaces ouverts, selon des modalités régionales qui restent à préciser. Seules les régions du Jura et des Alpes du Nord ont fait l’objet d’une analyse qui atteste du rôle clé du cerf dans la recomposition faunique (synthèse dans Bridault, 2016), tout comme dans les Pyrénées occidentales, alors que les Pyrénées orientales témoignent plutôt d’importantes chasses au bouquetin (Fontana, 1998a, 1998b ; Bridault et Fontana, 2003). Pour ces deux régions, Pyrénées et Jura/Alpes du Nord, l’absence de diversification et de réorientation massive en faveur des petits gibiers a été démontrée (Bridault, 1997, 2016 ; Fontana et Brochier, 2009). L’étude de la recomposition faunique dans le Sud-Ouest reste à étudier (Delpech, 2020), alors qu’elle est difficile à caractériser dans le Massif central en raison du faible nombre de corpus fauniques et de leur taille (par ex. Fontana, 2000c).
Des environnements froids… mais lesquels ?
16La reconstitution de l’environnement des sociétés paléolithiques est toujours une gageure dans la mesure où les reconstructions du climat, de la végétation et de la zoocénose reposent sur des données variables en termes de fréquence, de résolution chronologique et spatiale, de représentativité et de validité des proxies. De plus, deux problèmes se posent. D’une part, les changements climatiques – dont l’origine est globale : variations de l’orbite terrestre – produisent des effets distincts selon les aires géographiques, et complexifient l’utilisation du cadre climatique global et des données à l’échelle de la France (cf. supra). D’autre part, les données environnementales sont le plus souvent, soit mondiales, soit locales, c’est-à-dire à l’échelle du site – faunes, isotopes du collagène des grands herbivores, sédiments. Les caractéristiques des milieux ainsi reconstitués, à l’échelle d’un continent ou des alentours d’un site, ne permettent donc pas de connaître les environnements régionaux, et ce, en dépit des modélisations. Ainsi, la synthèse régionale, cumulant les données de plusieurs sites, n’est fiable que pour les régions et les périodes où les données sont suffisamment nombreuses, c’est-à-dire rarement. La difficulté s’accroît lorsque les espaces étudiés sont diversifiés d’un point de vue géologique, topographique et climatique. C’est le cas de la France où les milieux sont divers : plaine du Bassin parisien, espaces de moyenne et haute altitudes et leurs marges – Massif central, Pyrénées, Alpes, Jura –, vallées encaissées du Sud-Ouest, plaine d’Aquitaine… Identifier les particularités de chaque région s’avère par conséquent complexe mais indispensable. À ce titre, la mise en évidence des différentes caractéristiques du pergélisol suivant les régions (cf. supra) est un exemple, encore trop rare, de la connaissance de telles variabilités.
17Ces problèmes d’échelle spatiale sont accrus par la forte instabilité climatique du Pléniglaciaire supérieur et du Tardiglaciaire, identifiée grâce à une haute résolution chronologique. Les variations de température (via la courbe du NGRIP, cf. fig. 4) ne peuvent être corrélées à d’éventuelles variations de la zoocénose dans la mesure où l’incertitude des datations radiocarbone peut être très importante – jusqu’à 5 000 ans pour l’Aurignacien et le Châtelperronien. À cette imprécision s’ajoute le fait que les restes fauniques ne sont pas tous datés et que la couche dont ils proviennent peut représenter plusieurs siècles d’occupation, voire davantage. Par conséquent, si un spectre faunique établi à partir de l’étude des restes fauniques issus d’une couche peut « globalement » être interprété en termes climatiques – période froide ou tempérée –, l’imprécision chronologique de la stratigraphie archéologique interdit d’établir des correspondances précises avec les variations climatiques du NGRIP dont la résolution est bien supérieure.
18La seconde grande difficulté réside dans la visibilité de certains changements de la faune et de la flore et donc dans l’identification d’une influence climatique sur ces deux éléments de l’écosystème. D’une part, la relation entre le climat, la végétation et les populations animales s’avère complexe et les réponses aux changements ne sont pas toujours globales : elles divergent selon les espèces, les environnements et les changements climatiques, comme l’attestent tous les ouvrages d’écologie et de biogéographie actuelles. L’étude de la réponse des populations animales, en matière de peuplement, de physiologie et d’éthologie reste à ce titre indispensable, pour la fin du Pléistocène en France : comment rennes, chevaux, bisons se sont-ils adaptés aux conditions climatiques du Pléniglaciaire supérieur ? Comment les grands herbivores ont-ils coexisté dans un milieu de steppe/toundra ? D’autre part, les réponses de chaque espèce aux changements environnementaux et climatiques ne sont pas toujours perceptibles, ce qui pose le problème de leur existence même. Une modification de la température ou de l’humidité, soit parce qu’elle est de faible amplitude soit parce que sa durée est moindre, entraîne-t-elle nécessairement une modification significative de la zoocénose ? Si tel est le cas, de quel ordre ? L’exemple du réchauffement et de l’augmentation de l’humidité à partir de 19000 illustre bien cette question, car même si les populations de grands herbivores ont probablement perçu ce changement, rien dans les faunes chassées ni dans leur régime alimentaire – via les isotopes du collagène (cf. supra) n’indique une modification significative des environnements.
19La caractérisation précise de l’environnement du Pléniglaciaire supérieur et du Tardiglaciaire est d’autant plus délicate qu’il s’agit d’un écosystème disparu, la steppe à mammouth, ce qui soulève la question de l’équivalence écologique des plantes et des animaux entre les milieux passés et actuels. Par exemple, le cadre environnemental existant (cf. supra) décrit des milieux ouverts, mais encore souvent en référence aux biomes actuels – steppes, toundras – qui possèdent également d’autres caractéristiques (par exemple, Guthrie, 2001 ; Golovnev, 2013 ; Van Vliet-Lanoë, 2014) [fig. 9]. Les reconstitutions de la végétation régionale restent très vagues, et ce, en dépit de modélisations (par ex. Allen et al., 2010 ; Janská et al., 2017), et la part des lichens, non documentés par les enregistrements polliniques, reste inconnue, comme son évolution. Quant aux développements récents des études multiproxy – pollens, macrofossiles et ADN –, réalisées à partir de sédiments lacustres et de matières fécales animales, s’ils modifient en partie notre vision de la steppe à mammouth, ils concernent uniquement la Béringie (cf. partie 4, chap. 2).
Figure 9. Carte de la steppe à mammouth et de la végétation en 20000 BP

Source : D'après Rivals et al., 2010.
20Selon les données exposées, le climat aurait été, entre 29000 et 15000, du Bassin parisien aux Pyrénées, globalement très froid en hiver et très sec en été, et l’environnement, steppique – avec des variations mineures selon les régions et les périodes. Cet environnement de l’extrémité occidentale de l’Eurasie ne fut néanmoins pas analogue, entre 30000 et 15000, à celui des zones arctiques et subarctiques de l’interglaciaire actuel de ce continent auquel il est souvent comparé – un interglaciaire étant par définition plus humide qu’une période glaciaire. Au-delà de certaines ressemblances avec les régions septentrionales actuelles – faibles températures, faibles précipitations, végétation de toundra et pergélisols continus –, la France présentait des particularités, principalement liées à sa localisation géographique et à sa géomorphologie. En effet, durant toute la période, le climat de la France a gardé des influences océaniques. De plus, elle n’était pas soumise à l’alternance entre la nuit polaire hivernale et le jour polaire estival, typique du seul milieu arctique des hautes latitudes, dont l’insolation annuelle – qui est un élément majeur dans les variations climatiques – (voir Berger, 1989) est inférieure à six mois10. Est-ce donc une différence de degré plus que de nature, qui distinguerait le climat et l’environnement des régions subarctiques et arctiques actuelles de la France d’il y a 20 000 ans, exprimée sous la forme d’un climat arctique « atténué » en France, notamment en termes d’amplitudes thermiques – moins fortes –, de durée et d’intensité du froid – plus faibles ? Rien n’est moins sûr.
21En effet, la zoocénose et la biomasse animale du Grand Nord actuel sont bien différentes de ce qu’elles étaient au sein de la steppe à mammouth en Eurasie durant le Pléniglaciaire supérieur et le début du Tardiglaciaire. La zoocénose était caractérisée par la coexistence de nombreuses espèces de mammifères et d’oiseaux qui vivent aujourd’hui dans des environnements distincts. En Europe, la migration vers le Sud et l’Ouest d’espèces animales proches des fronts polaires n’a pas systématiquement entraîné une migration massive des espèces alors présentes en Europe de l’Ouest. En France, seules les espèces forestières11 – cerf, chevreuil, sanglier et aurochs – se sont en partie déplacées vers la péninsule Ibérique lors des plus grands froids. Ainsi rennes, bisons, chevaux, bouquetins, pour le plus grand nombre, et cerfs, antilopes saïga, chamois, bœufs musqués et mammouths, de manière plus ponctuelle, ont partagé certains espaces, tout comme les nombreuses espèces d’oiseaux, de carnivores et de lagomorphes – loups, renards commun et polaire, gloutons, ours des cavernes et ours bruns, lions des cavernes, panthères, lièvres commun et variable. La biomasse animale et la richesse spécifique de cet écosystème étaient donc très importantes, et confirment l’existence d’un écosystème distinct de celui des toundras et taïgas ou encore celui des steppes arides actuelles. Les groupes humains ont donc vécu dans un environnement animal bien plus diversifié que celui des régions subarctiques et arctiques actuelles, et qui était constitué d’une multitude de biotopes, des fonds de vallées plus ou moins encaissées aux plateaux, en passant par les versants plus ou moins pentus, sans oublier les espaces de moyenne altitude. De plus, dans cet environnement de la steppe à mammouth du Dernier Maximum glaciaire, le comportement – par exemple social et migratoire – et la démographie de certaines espèces animales ont pu varier selon les régions. En effet, la migration hivernale de la plupart des espèces actuelles de toundra – mammifères et oiseaux – provoque la désertion de ces espaces, ce qui n’était pas le cas en France il y a 20 000 ans comme nous le verrons ci-après, en raison du climat et indirectement de l’absence d'un couvert forestier continu, refuges hivernaux actuels des populations migratrices de la toundra – depuis leur installation au début de l’Holocène.
22Pour conclure, même si elles existent, « les similitudes de milieu (biotope, climat, faune) » (Robert-Lamblin, 2007, p. 12) sont limitées entre le Nord eurasiatique actuel et la France du Maximum glaciaire : les conditions climatiques et environnementales de la France d’il y a 20 000 ans diffèrent significativement de celles des espaces de toundra/taïga eurasiatiques actuels (Fontana, 2021) – qui possèdent eux aussi leur propre histoire –, notamment en raison d’une insolation totale inférieure de 40 % à sa valeur interglaciaire actuelle (Berger, 1979). Ainsi, il s’avère impossible de suivre André Leroi-Gourhan dans son analogie attribuant une valeur transhistorique aux cultures du renne12. Si cette analogie a été exprimée à un moment où l’économie des ressources animales en France et l’environnement de la fin du Paléolithique étaient encore mal connus, elle reste néanmoins prévalente, en dépit de données récentes, comme nous le verrons ci-après.
23Précisons pour terminer que l’environnement de la France durant la période concernée est marqué par une spécificité de la grande faune, au sein même de ce vaste écosystème de la steppe à mammouth. En effet, au sein de la zoocénose décrite, trois grands herbivores dominaient dans les espaces de l’Europe centrale, orientale et de l’Asie du Nord (cf. fig. 9) : le mammouth, le bison, et le cheval (Guthrie, 2001). Or, en France, le renne représentait le principal gibier dans l’ensemble des régions, à une exception près (cf. infra), alors que le mammouth se trouve rarement dans les faunes archéologiques et naturelles et que le bison n’a été chassé de façon importante que sur quelques sites de deux régions. De plus, le développement des populations de rennes a été particulièrement marqué dans deux régions, le Périgord et la Charente, tout au long de la période considérée. Cette prédominance du renne dans l’environnement et dans les économies de chasse constitue en effet la singularité de la grande faune en France, qui restait à expliquer, et nous reviendrons sur cette particularité.
Notes de bas de page
1 Par exemple les dépôts lœssiques du Bassin parisien (Antoine et al., 1998 ; Haesaerts et al., 1981).
2 En France, les trois plus longues séquences sont la Grande Pile, Les Échets et le Bouchet (Beaulieu et Reille, 1984, 1992 ; Beaulieu et al., 1985, 1988 ; Reille et Beaulieu, 1988 ; Pons et al., 1992 ; Woillard, 1978 ; Guiot, 1987, 1990 ; Guiot et al., 1993).
3 La présentation synthétique qui suit se fonde sur les publications suivantes : Beaulieu et Reille, 1984, 1992 ; Beaulieu et al., 1985, 1988 ; D’Errico et al., 2012 ; Duplessy et Ruddiman, 1984 ; Guiot, 1987, 1990 ; Guiot et al., 1993 ; Harrison et Sánchez Goñi, 2010 ; Magny, 1995 ; Masson-Delmotte, 2012 ; Pons et al., 1992 ; Reille et Beaulieu, 1988 ; Sánchez Goñi et Harrison, 2010 ; Sánchez Goñi et al., 2002, 2008, 2012 ; Van Vliet-Lanoë, 2005, 2007 ; Van Vliet-Lanoë et Lisitsyna, 2001 ; Van Vliet-Lanoë et al., 2005 ; Woillard, 1978.
4 Ce modèle est critiqué par Van Vliet-Lanoë et al. (2019), car il ne tiendrait pas compte de l’altitude et ne mentionnerait ni les réseaux de coins de glace du nord de la Seine qui attestent d’un pergélisol continu, ni les traces de pergélisol discontinu à sporadique en Aquitaine.
5 [NDE] « Les enregistrements polliniques des carottes marines provenant de la partie nord des régions extratropicales confirment qu’il n’existe aucun décalage entre le changement climatique et la réponse de la végétation, dans les limites de la résolution de datation (50-100 ans) ».
6 Herbacées : armoises (Artemisia), graminées (poacées) et chénopodiacées. Arbres et arbustes : pins (Pinus), genévriers (Juniperus), bouleaux (Betula) et saules (Salix).
7 « The period 23.5–14.7k cal BP (late MIS 2) is marked by a steppe environment with low occurrences of Betula. The development of this cold-deciduous tree suggests wetter conditions during the LGM, as previously recorded at Southern latitudes in Europe » (« La période 23,5-14,7k cal BP [fin du MIS 2] est marquée par un environnement steppique avec de faibles occurrences de Betula. Le développement de cet arbre à feuilles caduques froides suggère des conditions plus humides au cours du LGM, comme cela a été précédemment enregistré à des latitudes méridionales en Europe ») [Duprat-Oualid et al., op. cit., p. 12].
8 Le saïga ne devait pas consommer, comme actuellement, des plantes salifères, mais plutôt des graminées et des lichens : c’est ce qu’indique la forte différence des valeurs d’azote 15 et de carbone 13 entre des individus actuels asiatiques et ceux du Paléolithique récent français étudiés (Drucker, 2001).
9 Le détroit de Fram sépare le Groenland et de l’archipel du Svalbard.
10 Par exemple, Alexander Golovnev mentionne, pour la péninsule du Yamal (73° N), une nuit polaire d’une durée de 75 jours (15 novembre-28 janvier) et un été polaire de 92 jours (8 mai-7 août) [Golovnev, 2013].
11 Du point de vue de leur écologie actuelle.
12 « On voit […] jusque dans le détail, l’identité du milieu que fréquente le renne et de celui qu’il a connu à l’époque préhistorique [sic]. On comprend alors pourquoi, s’il y a des peuples à rennes, des cultures du renne, il n’y a qu’une civilisation du renne, impérieuse par la tyrannie que le milieu lui fait subir » (Leroi-Gourhan, 1936, p. 27).
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