Le marais de Sarliève, dépression lacustre de 6 km², au fonctionnement Tardiglaciaire–Holocène, comblée depuis le XIX^e siècle, est situé en Limagne, au sud de Clermont-Ferrand, en contrebas du plateau de Gergovie (Fig. 1). De nombreux vestiges de l'âge du fer et de la période gallo-romaine trouvés sur ses bordures, et à l'intérieur des limites d'extension maximale de l'ancien lac, témoignent de larges fluctuations du niveau de l'eau. Mené conjointement à des études archéologiques, le présent travail a pour but de retracer l'évolution du milieu lacustre et de mesurer l'éventuel impact anthropique (aménagements hydrauliques, défrichements sur les versants) grâce aux archives sédimentaires. Les premiers résultats dont nous faisons état s'appuient sur les données acquises sur deux forages exploratoires : SARL 1 (partie sud) et SARL 2 (partie nord), ce dernier présentant un meilleur taux de récupération.

Le bassin versant, d'une surface d'environ 28 km², situé entre 340 et 720 m d'altitude, présente des affleurements du substratum surtout formé de marno-calcaires oligocènes, avec des pointements de pépérites, de quelques dépôts argilo-sableux miocènes ainsi que des basanites à analcime, formant le plateau de Gergovie [1]. Les formations superficielles comprennent des alluvions, des éboulis basaltiques et des colluvions marneuses de versant, ainsi que les « argiles holocènes » [4,9], comblant le marais.

L'épaisseur totale des dépôts traversés par SARL 2 atteint 5,30 m, dont 4,35 m de sédiments lacustres (Fig. 2). La succession (étroitement comparable à SARL 1) est la suivante, de bas en haut. Unité 1 : substratum oligocène de marno-calcaires bioturbés verdâtres ; unité 2 : 0,75 m de limons gris-bleuâtre grumeleux ; unité 3 : environ 2 m de laminites composées d'un empilement de séquences décimétriques où alternent deux faciès, (a) des marnes gris beige assez sombres homogènes, vaguement laminées et comportant des macules crayeuses, ou encore bioturbées, (b) des faisceaux de lamines crayeuses millimétriques ou infra-millimétriques, parfois associées à des restes de végétaux (tiges, graines, oospores) ; unité 4 : au sommet, sous le sol actuel, des marnes gris beige verdâtre homogènes ou franchement bioturbées sur environ 1,50 m, admettant une passée gris sombre décimétrique ( « couche noire ») à la profondeur de 0,50 m.

Deux datations au radiocarbone ont été obtenues à partir de particules organiques sur ce forage (âges calibrés, analyses CDR–CNRS, université Lyon-1). La première (LY-9813) place la couche noire entre −49 et 81 av./apr. J.-C. (probabilité maximum : 45 apr. J.-C.) ; la seconde (LY-1236.OXA) confère aux sédiments situés à 3,35 m, vers la base de l'unité 3, un âge entre 5984 et 5716 av. J.-C. (probabilité maximum 5828). Le forage SARL 1, de lithologie comparable, assez perturbé par l'outil, n'a pas été analysé en détail, mais la datation d'une passée située vers le sommet de l'unité 3 (LY-1235.OXA), attribue un âge entre 5188 et 4804 av. J.-C. (maximum de probabilité : 4940). Bien que ces données soient encore fragmentaires, elles laissent suspecter un taux de dépôt nettement plus élevé pour l'unité 3 que pour l'unité 4, contemporaine d'une pression anthropique accrue dans le bassin versant, comme l'attestent les vestiges archéologiques [14].

Afin de caractériser le sédiment, les moyens techniques mis en œuvre ont été la granulométrie par tamisage, la microgranulométrie laser (Cilas 920), la diffraction des rayons X (Rigaku, anticathode Cu), la microscopie électronique à balayage (LEO, Gemini, Zeiss DSM 982) couplée au système EDS (Idfix, Fondis). Des données ont également été acquises sur les phases biogènes : characées et diatomées. Pour ces dernières, la préparation a été réalisée selon la technique standard avec attaque par HCl et H₂O₂.

La granularité des sédiments (sédiment total) est très fine dans l'ensemble ; les limons fins dominent (60 %) par rapport aux limons grossiers (20 %). La fraction argileuse avoisine 20 %. De rares passées contiennent une phase sableuse, essentiellement bioclastique : mollusques, ostracodes, graines, oospores. Les dépôts de SARL 2 présentent une composition marneuse (30–70 % de carbonates) ; l'unité 2 est la plus carbonatée (Fig. 2).

Les carbonates sont formés essentiellement de calcite et de dolomite, auxquelles s'adjoint sporadiquement la calcite magnésienne, ainsi que l'attestent les diffractogrammes et les analyses EDS (les proportions des différents minéraux ont été établies grâce au rapport des surfaces de pics d'intensité 100, soit d₁₀₄). Les analyses EDS ponctuelles effectuées sur la calcite magnésienne montrent une teneur variée en magnésium, les diffractogrammes ne montrant qu'une large réflexion au voisinage de 30° $2\theta$, caractéristiques d'un minéral désordonné, non stœchiométrique. Ce minéral est principalement identifié au sein de lamines ou de petites macules crayeuses (unité 3), mais est également présent dans les marnes homogènes (données MEB et EDS). La dolomite constitue la quasi-totalité des carbonates présents dans l'unité 2. Sa proportion diminue beaucoup dans les unités 3 et 4, au profit de la calcite. Cette évolution est corroborée par les teneurs en Ca et Mg mesurées par EDS (Fig. 2).

Une partie de la calcite est manifestement détritique : cristaux ou amas polycristallins à cassures et traces d'usure ; une autre est bioclastique, surtout vers le sommet de la carotte. Enfin, la calcite – notamment la calcite magnésienne – se présente également sous forme de microcristaux automorphes de 0,5 à 10 μm (Fig. 3a), portant souvent des gradins d'accrétion, ainsi que de nanocristaux de quelques dizaines à centaines de nanomètres (Fig. 3b), parfois associés en microsphères (Fig. 3c), particulièrement dans les lamines crayeuses. Précisons que la calcite magnésienne est absente des marno-calcaires du substrat oligocène du bassin versant (présent travail et [1]), contrairement à la calcite non magnésienne. L'habitus de ces minéraux permet de penser qu'ils représentent des phases endogènes : bio-induction algaire pour les microcristaux, bio-induction microbienne pour les nanocristaux. Quant à la dolomite, présente à tous les niveaux, elle est dispersée dans les sédiments, ou disposée selon des lamines, sous forme de cristaux rhomboédriques d'une taille entre 10 et 50 μm et qui montrent des traces d'usure ou des cassures (Fig. 3c), attestant une origine détritique depuis l'Oligocène du bassin versant [1]. Toutefois, les sédiments de l'unité 2 sont essentiellement composés de cristaux de dolomite de l'ordre de 0,5 μm, à gradins d'accrétion, manifestement authigènes (Fig. 3d). L'évolution des carbonates du sédiment lacustre est donc la suivante. La dolomite détritique est présente dans les trois unités. La dolomite authigène, très abondante dans l'unité 2, disparaı̂t pratiquement dans l'unité 3. La calcite magnésienne, rare dans l'unité 2, est sporadique dans les unités 3 et 4, étant identifiée surtout dans les lamines et macules crayeuses. La calcite, peu fréquente dans l'unité 2, devient abondante dans les unités 3 et 4.

L'abondance de carbonates magnésiens autochtones dans les sédiments du lac de Sarliève montre que les eaux de composition alcaline ont présenté, au moins sporadiquement, un rapport Mg/Ca élevé : compris entre 2 et 12 pour la calcite magnésienne seule (cf. [10]) ; dans ce cas, le contexte serait comparable aux eaux du lac Balaton [11], où ce minéral précipite dans les eaux de surface en conséquence de la photosynthèse des diatomées. Mais la présence de dolomite autochtone pourrait indiquer des conditions plus drastiques, primaires ou diagénétiques. En effet, les dolomites lacustres récentes et actuelles, assez répandues sur les continents [8], correspondent presque toujours à des dépôts en contextes évaporitiques [8,15], avec médiation microbienne. Par exemple, la genèse actuelle de dolomite dans la lagune brésilienne schizohaline de Vermelha [12] représente un sous-produit de l'importante activité microbienne sulfato-réductrice qui règne dans les vases anoxiques peu profondes (<1,7 m), la dolomite acquérant un meilleur ordonnancement sous une petite épaisseur de sédiment (12 cm) par diagenèse. Nous pouvons proposer que l'abondance de dolomite authigène dans l'unité 2 de Sarliève résulterait de la transformation diagénétique d'une calcite magnésienne, voire d'une dolomite désordonnée, formée par bio-induction microbienne dans un milieu nettement confiné, à l'instar du modèle proposé pour la dolomite du lac pliocène de La Roda [5].

La formation de carbonates magnésiens à Sarliève a nécessité un confinement morphologique accompagné d'un excès d'évaporation. Dans ses stades précoces, avant remplissage, le réceptacle lacustre devait présenter une morphologie assez creuse. De plus, l'existence du cône détritique de l'Artière [4] privait le lac d'exutoire au nord. Sarliève, étant ainsi endoréique, pouvait concentrer les solutés issus du bassin versant, situation accentuée par tout épisode à déficit hydrique. Les lamines de l'unité 3 constituent pro parte les résidus de tapis microbiens développés dans cet environnement. La diminution de la dolomite authigène et la disparition de la lamination dans l'unité 4 traduiraient un déconfinement.

Le gypse, présent en petite quantité, provient en partie de l'altération de pyrite authigène, notamment dans l'unité 3, comme l'attestent les observations au MEB. La présence de ces deux minéraux est liée à une concentration substantielle des eaux lacustres en sulfates dissous. Celle-ci aurait permis la sulfato-réduction microbienne nécessaire à la genèse de dolomite [2].

Les populations de Diatomophycées se révèlent appauvries par la dissolution. Cependant, la quasi-totalité des diatomées identifiées dans les assemblages [3] présente un mode de vie littoral, épiphyte, certaines étant aérophiles, d'autres tychoplanctoniques (par exemple, Fragilaria). Dans leur immense majorité, les espèces sont alcaliphiles à alcalibiontes (pH : 7,5–8,5 et au-dessus) [6], tandis que la plupart sont oligohalobes à mésohalobes (salinités : 0,5–5‰ et 5–20‰) [7]. Vers la base de SARL 2 (unité 2 ; cf. Fig. 2), les populations sont quasi monospécifiques en l'espèce Campylodiscus clypeus Ehrenberg, réputée mésohalobe [6]. Ces constatations permettent d'établir que le lac de Sarliève a été systématiquement caractérisé par des profondeurs très faibles (quelques mètres). Elles confirment l'alcalinité des eaux et leur tendance saumâtre, voire franchement salée dans les stades anciens de son évolution. Dans l'unité 4, correspondant à la période historique, la diminution de C. clypeus traduirait un moindre confinement du lac.

Les Characées distribuées dans l'unité 3 sont représentées uniquement par des oospores présentes au sein de lamines. Il s'agit de Chara braunii Gmelin, espèce d'eaux neutres à légèrement acides, compatible avec un milieu chargé en matières organiques et feuilles en décomposition. Mais une autre forme, particulièrement remarquable par son allongement exceptionnel, est rapportée à Chara cf. canescens Loiseleur, espèce typique d'eaux saumâtres, qui fut d'ailleurs signalée au début du XX^e siècle à l'état vivant près de sources salées voisines (Saint Nectaire). Ces deux espèces indiquent donc un environnement lacustre peu profond (<2 m) soumis à des influences salines [13]. La présence sporadique de Ch. braunii, plutôt acidophile, souligne des événements d'accumulations organiques (débris végétaux) dans un contexte plus généralement alcalin.

Les sédiments de SARL 2 livrent également des bioclastes de mollusques (lamellibranches et gastéropodes) et d'ostracodes, dont les proportions augmentent largement dans l'unité 4, en relation avec l'ouverture du milieu.

Les sédiments lacustres de Sarliève comportent une part substantielle de carbonates magnésiens autochtones – calcite magnésienne et dolomite – d'origine bio-induite, à la suite d'activités algaires et microbiennes. La présence de ces minéraux traduit un milieu alcalin, un rapport Mg/Ca>2. La présence de gypse et de pyrite résulte d'une teneur importante des eaux en sulfates. L'origine des solutés est liée au lessivage des marno-calcaires oligocènes du substratum et du bassin versant. La concentration nécessaire à la précipitation est la conséquence d'un confinement lié à l'absence d'exutoire et à un déficit hydrique dans les premiers stades du lac. L'influence du confinement se répercute sur la flore diatomique et sur les Characées, dont les espèces présentes sont connues pour leur adaptation aux milieux saumâtres. Le déconfinement qui s'opère vers la base de l'unité 4 peut être lié à un débordement naturel des eaux lacustres, consécutif au comblement progressif de la cuvette, et/ou à une phase climatique plus humide. Il pourrait aussi être mis en relation avec l'action anthropique, par l'ouverture d'un exutoire destiné à contrôler la qualité et le niveau des eaux pour les activités halieutiques attestées par les découvertes archéologiques. Ce déconfinement aurait eu également pour conséquence l'exportation d'une partie des matières en suspension et des solutés, expliquant en partie la diminution du taux de sédimentation.