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Réponse hydrosédimentaire des têtes de bassin aux fluctuations environnementales historiques en contexte de moyenne montagne tempérée : l’exemple du Velay (sud-est du massif central, France), premiers résultats

Response of water–sediment system in upland catchment to lateglacial and Holocene environmental fluctuations in a temperate highland context: first results from the Velay (south-eastern massif central, France)
Emmanuelle Defive
p. Fr

Résumés

Peu investies sous cet angle en domaine de moyenne montagne, les têtes de bassin des réseaux hydrographiques offrent pourtant un cadre intéressant pour étudier les modalités du transfert des flux hydro-sédimentaires des versants aux talwegs puis de leur transit longitudinal dans l‘axe de ces derniers au sein de bassins versants n’excédant pas un niveau Strahler d’ordre 3 à 4. A l’instar du Limousin et du Mont Lozère, les travaux préliminaires menés dans le bassin supérieur de la Loire à la faveur de la réalisation de la carte géologique au 1/50 000e n°816 du Monastier-sur-Gazeille mettent en évidence un intéressant potentiel au travers des accumulations constituées au cours du dernier millénaire dans l’axe des vallons et premières vallées. Sur la base des observations stratigraphiques de terrain et des deux premiers âges 14C obtenus, il apparaît un hiatus majeur entre les formations d’origine froide du Pléistocène supérieur, très étendues mais mal datées, et les accumulations historiques observées dans l’axe des talwegs. La totalité du Tardiglaciaire et de l’Holocène manque, ainsi que le premier millénaire après J.-C.. Les remblaiements historiques se constituent quant à eux à partir de la fin du haut Moyen Age (viiie siècle) et montrent une organisation bipartite. Le Moyen Age y apparait comme une période de stabilité du milieu, où se constituent des accumulations organiques tenant à la fois à la situation d’optimum climatique et aux modalités de l’occupation humaine (faible poids démographique, aménagement des fonds de vallées, pratiques culturales). L’Epoque moderne enregistre ensuite une crise érosive qui coïncide à la fois avec la période de développement du Petit Age Glaciaire et avec la phase maximum d’expansion démographique et de pression agricole sur le milieu. Aux niveaux les plus élémentaires de la hiérarchie d’organisation du système bassin versant, le rôle de l’Homme s’affirme dans le déclenchement de la crise érosive dont le climat créait le potentiel. Plus en aval, au niveau des cours d’eau d’ordre 3 à 4, l’impact du climat est plus directement lisible. La prudence s’impose donc dans les conclusions à tirer des observations suivant la position des archives sédimentaires étudiées au sein de l’hydrosystème.

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Texte intégral

1 - Introduction : un potentiel et des lacunes

1Le Massif central offre un riche potentiel pour l’étude du Quaternaire, depuis longtemps reconnu. Il le doit pour beaucoup à son volcanisme qui, tout en édifiant des formes, modifiant les topographies, interférant avec l’évolution du réseau hydrographique, a fourni des jalons nombreux et diachroniques (édifices, coulées, téphras) aptes à la reconnaissance des paléotopographies, aux reconstitutions paléoenvironnementales (formations cachetées sous les coulées, dépôts piégés dans les cratères de maars ou à l’arrière des barrages volcaniques) et au calage chronologique des évolutions. Ce potentiel tient aussi à l’importante extension de formations de pente d’origine froide (dynamiques glaciaires et/ou périglaciaires) principalement étudiées dans les années 1960 à 1980.

2Dans ce contexte favorable, l’étude de la réponse des bassins versants aux fluctuations environnementales, en termes de flux hydrosédimentaires, a été étonnamment négligée, particulièrement pour la période postérieure au dernier maximum glaciaire (Tardiglaciaire et Holocène). Les recherches se sont concentrées sur la reconnaissance des fluctuations environnementales elles-mêmes, à partir des longues séquences disponibles permettant de remonter jusqu’à l’interglacaire eemien voire au-delà et des nombreuses tourbières mises en place au cours des temps postglaciaires. En ce qui concerne la morphogenèse, les trois champs privilégiés ont été (1) l’étude des dynamiques de versant corrélatives, principalement, de la dernière période froide, (2) celle du fonctionnement actuel de bassins versants élémentaires en domaine cristallin soumis à diverses influences climatiques, enfin (3) l’étude de l’évolution et du fonctionnement actuel des cours d’eau majeurs dans leur section médiane centralienne (Loire surtout à partir du bassin du Forez et vers l’aval ; Allier à partir du bassin de Brioude principalement). Ainsi, alors que nombre des cours d’eau drainant le territoire Français s’ancrent sur les hautes terres du Massif central, l’étude de l’ajustement hydrosédimentaire (transferts versants-talwegs puis dans l’axe des vallons et premières vallées) des bassins versants élémentaires (cours d’eau d’ordre 3 à 4 et inférieur d’après la nomenclature de Strahler) aux fluctuations environnementales quaternaires et postglaciaires n’a donné lieu qu’à quelques travaux, dont Muxart et al. (1990), Valadas (1992, 2001), Allée (2003), Allée & Lespez (2006), Allée et al. (2006), Ballut (2000), Ballut et al. (2008, 2011), Cubizolle et al. (2001, 2006) et Poupet et al. (2006), et reste largement à faire.

3La cartographie des formations superficielles effectuée dans le cadre de la réalisation de la carte géologique au 1/50 000e n°816 du Monastier-sur-Gazeille (BRGM, Defive et al., 2013 ; voir aussi Defive, 2010) a été l’occasion de constater le potentiel qui existe en la matière dans le haut bassin versant de la Loire (Velay, des sources au Puy-en-Velay) (fig. 1). C’est ce potentiel que nous nous proposons de présenter dans cet article, au travers de coupes relevées dans le massif du Mézenc (Velay oriental), qui n’ont pour le moment été étudiées que de manière qualitative mais avec l’appui de quelques datations 14C intéressantes.

2 - Le bassin supérieur de la Loire : contexte morphoclimatique et anthropique de l’évolution aux têtes du réseau hydrographique

2.1 - De hauts plateaux volcanisés sous influence montagnarde et méditerranéenne, aux héritages périglaciaires omniprésents

4Dans sa partie la plus amont, le bassin de la Loire s’étend à l’ouest dans le domaine d’extension du plateau basaltique plio-pléistocène du Devès, au sud sur les plateaux cristallins de Saint-Cirgues-en-Montagne, enfin à l’est dans le domaine d’extension de la province volcanique du Velay oriental où coexistent, au-dessus d’un substrat cristallin, de vieux plateaux volcaniques du Miocène supérieur et quelques édifices dispersés (maars et appareils - cônes et coulées - stromboliens) d’âge pléistocène supérieur pour partie contemporains de ceux de la Chaîne des Puys (volcanisme du bas Vivarais, dit pour le grand public "jeunes volcans d’Ardèche") (Mergoil & Boivin, 1993). Cette zone est un domaine de hautes terres auxquelles s’adossent sur le versant rhodanien, suivant un contraste topographique vigoureux, les hauts bassins de l’Eyrieux à l’est (ses affluents de rive droite en amont du Cheylard, drainant les hautes Boutières) et de l’Ardèche au sud (ses affluents de rive gauche en amont de Pont-de-Labeaume). Les altitudes s’élèvent au-dessus de 800 - 900 m et jusqu’à 1 400 - 1 500 m. Les sommets culminent entre 1 500 et 1 754 m (mont Mézenc) (fig. 2).

5Au contexte montagnard induit par cette élévation se superposent les influences continentales et méditerranéennes liées à la position sud-orientale des massifs. Le régime des cours d’eau y est en particulier influencé par les averses cévenoles qui débordent parfois suffisamment dans les hauts bassins de la Loire et de l’Allier pour induire de très violentes crues (voir la crue de 1980, et d’autres plus récentes). Sur les plateaux, avec une moyenne thermique annuelle voisine de 4°C aux Estables à 1 400 m d’altitude, le gel peut survenir en toute saison (plus de 120 jours de gel par an). La pluviométrie moyenne annuelle s’échelonne de 800 mm à 1 800 mm environ suivant un gradient nord-ouest / sud-est et s’exprime en hiver sous la forme d’un enneigement variable pouvant durer de deux à plus de trois mois.

6Si la zone n’a pas connu d’englacement (Veyret, 1981 ; Valadas, 1984 ; Etlicher, 1986), les climats froids du Quaternaire y ont induit la mise en place de couvertures de formations gélifluées généralisées à l’ensemble des versants, qui semblent avoir été souvent peu retouchées depuis, sur les plus hautes terres tout au moins. Elles s’intègrent à un schéma bien établi en chronologie relative sur la base d’arguments morpho-stratigraphiques (Valadas, 1984), mais qui pâtit de l’absence de datations. Ce n’est que par défaut que ces formations sont rattachées à la dernière période froide, sans plus de précisions. Il en va de même pour les nappes alluviales à galets qui forment un peu plus en aval la base des séquences fluviatiles jalonnant de manière discontinue les talwegs des cours d’eau d’ordre 3 à 4.

7Ces imprécisions chronologiques posent problème dès lors que l’on cherche à raisonner en termes de bilan et de flux à l’échelle des bassins versants élémentaires constituant les zones-source des flux hydrosédimentaires transitant de l’amont vers l’aval de ces systèmes. Ceci est vrai à l’échelle du dernier glaciaire comme à celle des temps tardi- et postglaciaires. On ne sait ainsi rien ou presque des modalités de la transition morphodynamique qui s’opère au cours du Tardiglaciaire, si ce n’est (par hypothèse à la transition Pléniglaciaire supérieur / Tardiglaciaire) l’existence d’un dernier maximum de froid sec responsable de la mise en place de vastes nappes d’éboulis plus particulièrement inféodées à certains types pétrographiques (pointements phonolitiques, coulées basaltiques de vallée) puis (par hypothèse dans la deuxième moitié du Pléniglaciaire ; Bølling ? ; Valadas, 1984 ; Cubizolle et al., 2006) l’incision des couvertures gélifluées par un réseau localement bien développé de ravines (fig. 3) témoignant de la stabilisation des versants et de la remontée vers l’amont du relai entre dynamiques de versant et dynamiques longitudinales, zones de production sédimentaire et zones de transfert et de stockage (Schumm, 1977 ; Jacob et al., 2006). Les imprécisions chronologiques évoquées posent également problème pour la transition Tardiglaciaire / Holocène et pour l’Holocène lui-même puisqu’en l’absence d’âge précis pour les nappes alluviales grossières rattachées par défaut au Pléistocène supérieur (Allée, 2003), il est impossible de connaître l’ampleur du hiatus temporel séparant ces formations basales de celles, plus récentes, qui les recouvrent ou s’y emboîtent. C’est ainsi toute une partie de l’Holocène voire du Tardiglaciaire, de durée inconnue, qui nous est inaccessible. Durant cette période le bilan morphogénique global dans l’axe des talwegs s’est avéré favorable à l’évacuation totale du flux sédimentaire en transit (de volume inconnu) sans parvenir pour autant à l’épuisement des stocks alluviaux grossiers antérieurs. Bien entendu, de telles incertitudes rendent également impossible toute réflexion sur les facteurs de contrôle de cette évolution.

Fig. 1 : Localisation de la zone d’étude

Fig. 1 : Localisation de la zone d’étude

Fig. 2 : Haut bassin de la Loire et massif du Mézenc.

Fig. 2 : Haut bassin de la Loire et massif du Mézenc.

Localisation des vallées de l’Orcival et de la Veyradeyre et positionnement des coupes principales avec âges 14C ( étoile blanche), des coupes sans datations (étoile noire) et des autres coupes (étoile grise), évoquées dans le texte

Fig. 3 : Les ravines du cirque des Estables, d’âge estimé tardiglaciaire, entaillant les nappes gélifluées qui couvrent les versants.

Fig. 3 : Les ravines du cirque des Estables, d’âge estimé tardiglaciaire, entaillant les nappes gélifluées qui couvrent les versants.

2.2 - Un maximum d’occupation à la fin de l’époque moderne (xviiie-xixe siècles)

8Le contexte paléoenvironnemental de l’évolution des bassins versants a bien sûr été influencé par les fluctuations bioclimatiques naturelles mais également, depuis le Néolithique, par l’impact de l’Homme sur les zones progressivement conquises et mises en valeur. Il importe de connaître les modalités de cette implantation pour analyser correctement la réponse des hydrosystèmes en tenant compte des facteurs de contrôle des fluctuations environnementales. Nous nous concentrerons ici, au sein du bassin supérieur de la Loire, sur le cas du massif du Mézenc où ont été observées les coupes présentées plus loin.

9Plusieurs sites d’occupation paléolithique jalonnent les gorges de la Loire et le bassin du Puy ainsi que le plateau du Mézenc (voir entre autres : Crémillieux, 1974 ; Elouard et al., 1974 ; Crémillieux et al., 1980 ; Raynal et al., 2005, 2007 ; Séguy, 2010). Le Mésolithique et le Néolithique voient se multiplier les sites reconnus d’occupation (Dendiével, 2012), mais les diagrammes polliniques révèlent le maintien d’un paysage boisé (noisetier, hêtre) malgré les premiers indices de mise en culture (apparition ténue des céréales dans le diagramme du lac de Saint-Front ; Andrieu & Reille, 1995 ; Andrieu et al., 1995, 1996). L’impact des défrichements dans les diagrammes (Coûteaux, 1984) s’affirme par contre aux Ages du Bronze puis du Fer. La présence humaine s’intensifie à la période romaine et avec elle la culture des céréales jusque sur les plus hautes terres (diagramme de Chaudeyrolles ; Dendiével, 2012). A l’instar du Cantal (Miras et al., 2006 ; Surmely et al., 2009 ; Nicolas et al., 2012), le haut Moyen Age (ve-xe siècle) ne connait pas de chute démographique, les sites d’occupation se multipliant. Ce mouvement va se poursuivre, avec des hauts et des bas, jusqu’à l’apogée des xviiie et xixe siècles. La faible densité actuelle d’occupation du massif (10,5 hab./km² en 2007 d’après l’INSEE) résulte d’un mouvement de déprise amorcé comme partout ailleurs à la fin du xixe siècle, dont le maximum d’intensité est tardif, situé dans les années 1960-1970.

10L’histoire de l’occupation humaine et de la mise en valeur de ce massif présente par rapport au reste du Massif central quelques traits originaux importants à noter dans le cadre d’une réflexion sur les impacts environnementaux et les conditions d’action de l’érosion (Fel, 1962 ; Molinier, 1985 ; Cornu, 1991 ; Léogier, 1995, 2005 ; Brechon, 1998, 2000, 2001 ; Dendiével, 2012).

11Pour des raisons tout autant historiques que naturelles, les têtes de bassin s’ancrent dans un territoire agricole où dominent aujourd’hui les herbages et la forêt (Reumaux, 2002, 2003). L’habitat combine hameaux et fermes isolées, les premiers constituant des formes d’implantation anciennes dominant en deçà de 1 200 m tandis que les secondes, marquant un mouvement d’expansion plus récent par essaimage à partir des hameaux, abritaient avant la déprise une part beaucoup plus importante de la population au-dessus de cette altitude (Fel, 1962 ; Molinier, 1985 ; Léogier, 1995, 2005). Dans ce contexte l’érosion actuelle est sur les versants extrêmement ralentie, sauf ponctuellement du fait des conséquences de l’exploitation forestière ou de la fréquentation touristique (érosion des sols).

12La principale originalité du massif réside dans sa spécialisation sans doute précoce dans un élevage bovin à vocation spéculative (Brechon, 2001) apte à fournir les numéraires pour l’achat des céréales et autres denrées impossibles à produire sur place. Cette spécialisation caractérise surtout les plus hautes terres et s’atténue suivant le gradient altitudinal. Elle a été surtout le fait d’exploitations familiales étroitement corrélées à l’habitat en fermes isolées. Cet élevage bovin a longtemps cohabité avec un élevage ovin transhumant depuis la vallée du Rhône, organisé par les grands domaines ecclésiastiques étendus sur les hautes terres depuis le xiie siècle au moins (voir entre autres : de Framont et al., 1998 ; Blanc, 2000). A partir surtout du 17e siècle, la concurrence des bovins s’est affirmée, jusqu’à l’emporter au xixe siècle.

13Loin d’avoir été une économie d’autosubsistance repliée sur elle même, l’agriculture du Mézenc a donc depuis longtemps une vocation spéculative liée à l’élevage bovin, la production de foin et un habitat permanent d’altitude unique dans le Massif central. Les défrichements qui ont abouti au paysage totalement déboisé des clichés RTM (restauration des terrains de montagne) de la fin du 19e siècle (fig. 4) ont permis sur les plus hautes terres le développement des prés et pâtures bien plus que celui des labours, dont le maximum d’extension en altitude semble se situer ici plutôt au bas Moyen Age. Ce schéma original n’est pas sans importance si l’on s’intéresse à l’impact érosif de la mise en valeur de ce massif dans le cadre de l’étude des fluctuations des flux hydrosédimentaires au sein des bassins versants élémentaires.

3 - Caractères des dépôts conservés dans l’axe des talwegs

14Dans le bassin supérieur de la Loire, les têtes de bassins versants s’organisent soit en une série de vallons élémentaires directement connectés au système des versants, soit en un ensemble de ravines (un à quelques mètres de profondeur) connectées au drain principal à sa naissance. Ces ravines d’âge vraisemblablement tardiglaciaire (Valadas, 1984) incisent les formations gélifluées pléistocènes.

15C’est dans l’axe de ces ravines et vallons élémentaires que se situent les dépôts qui nous intéressent. Bien mis en évidence lors de la cartographie des formations superficielles pour la carte géologique au 1/50 000e n°816 du Monastier-sur-Gazeille (BRGM, Defive et al., 2013 ; Defive, 2010) mais d’extension trop réduite pour y figurer, ces dépôts n’ont suscité jusque là aucune recherche dans le Velay, au contraire du Limousin, du Mont Lozère ou du Lingas (Muxart et al., 1990 ; Valadas, 1992, 2001 ; Allée, 2003). Comme dans ces régions, ils constituent pourtant d’intéressantes archives sédimentaires où peuvent se lire les conséquences du double jeu des fluctuations climatiques corrélatives du Petit Age Glaciaire (PAG) et de l’impact érosif de communautés rurales en plein essor (Magny, 1995 ; Magny et al., 2003 ; Le Roy-Ladurie, 2009 ; Berger, 2012) sur un milieu sensible compte tenu de ses caractéristiques naturelles : fortes pentes, agressivité des pluies d’origine méditerranéenne, contraintes climatiques montagnardes (gel, vent, contrastes des expositions, enneigement et pluviométrie…). Leur intérêt est renforcé par la présence plus en aval, dans l’axe des cours d’eau évacuateurs connectés à la Loire et qui ne dépassent pas un niveau Strahler d’ordre 3 à 4, de séquences fluviatiles dont la stratigraphie semble refléter la même histoire.

16La coupe de Champetienne, qui sera la principale présentée, constitue une référence, dont la signification régionale (à l’échelle du massif au moins) est renforcée par la similitude des stratigraphies révélées par les autres coupes reconnues, et par la conformité de stratigraphie et d’âge de toutes ces coupes avec les schémas établis par ailleurs en Limousin ou au Mont Lozère (Allée, 2003).

Fig. 4 : Comparaison entre le paysage totalement déboisé du Mézenc à la fin du XIXe siècle (cliché RTM) et le paysage actuel issu des reboisements RTM.

Fig. 4 : Comparaison entre le paysage totalement déboisé du Mézenc à la fin du XIXe siècle (cliché RTM) et le paysage actuel issu des reboisements RTM.

3.1 - Une coupe de référence représentative des remblaiements de fond de vallon à l’échelle du dernier millénaire

17Qu’ils reposent encore sur les formations d’origine froide partiellement ré-entaillées (nappes graveleuses, nappes alluviales grossières à galets) ou directement sur le substrat, les dépôts qui empâtent le fond des ravines et vallons élémentaires présentent tous un caractère commun qui les rend facilement repérables : sur toute leur épaisseur, ou au moins à leur partie haute (quelques décimètres au moins), ils sont constitués d’une alternance de lits centimétriques détritiques (composition pétrographique fonction du substrat local ; les environnements cristallins sont ceux qui rendent l’alternance des niveaux la plus lisible) et de lits organiques à organo-détritiques de texture plus fine et plus riches en matière organique. Localement (vallon de la Cesse, vallon de Champetienne, vallon à l’est du Cluzel), cette unité rythmique repose elle-même sur un niveau plus franchement et exclusivement organique, voire tourbeux, contenant de fréquents restes végétaux, bois en particulier. Les coupes de Champetienne (fig. 5 & 7a) et du Cluzel (fig. 6 & 7b)sont les plus représentatives de ce dispositif. Celle de Champetienne, qui a donné lieu à deux premières datations 14C, peut être prise en référence.

18Le vallon de Champetienne (fig. 5 & 7a) se situe dans le haut bassin de l’Orcival (vallon affluent de rive droite, connecté à l’Orcival en amont d’une nette rupture de pente du profil en long de ce dernier qui incise le socle pour rejoindre la Loire en rive droite), sur le territoire de la commune de Présailles, entre les hameaux de Massibrand et Vachères, sur le versant ligérien du massif du Mézenc (44°52’34,89" N / 4°03’18,10" E / 1 085 m). Il forme l’exutoire d’un petit bassin-versant essentiellement développé dans le socle cristallin très altéré du granite du Velay, chapeauté par les coulées à colonnade et entablement du volcanisme miocène supérieur formant les hauts plateaux du Velay oriental. Entre le socle et ces coulées subsistent (1) de vieilles altérites in situ (plusieurs mètres d’épaisseur localement) et (2) des dépôts argilo-silteux issus de leur remaniement piégés dans de petites cuvettes de sédimentation avant l’épanchement des laves, ainsi que (3) les résidus de vieux épandages fluviatiles à chailles et galets de quartz d’âge miocène. Etant donnée la faible épaisseur de la chape volcanique sommitale, les modelés convexes typiques des pays de socle cristallin dominent ici dans le paysage. La coupe s’inscrit dans les berges du ruisseau qui entaille les dépôts accumulés au fond du vallon.

19Développée sur une épaisseur proche de trois mètres, cette coupe montre à sa partie inférieure et sur environ 1,20 m d’épais niveaux très riches en matière organique, parfois même tourbeux surtout à la base, contenant des charbons de bois et de nombreux restes conservés de branchages. L’étude des conditions de genèse de cette accumulation organo-détritique, particulièrement pour l’origine de la matière organique, reste à faire. Ces niveaux organiques reposent directement sur le granite diaclasé décapé de sa couverture d’altération. Une ou deux lentilles sablo-graveleuses (à cailloux ne dépassant pas 5 cm de grand axe, surtout granitiques mais aussi volcaniques mal roulés, auxquels s’ajoutent quelques chailles remaniées depuis les dépôts infra-volcaniques mis à jour en sommet de versant) s’incorporent à cette séquence organique inférieure. Au-dessus, l’accumulation sédimentaire change d’aspect. Elle devient rythmique et montre une alternance centimétrique régulière de lits organo-détritiques silteux sombres car enrichis en matière organique (mais en moindre mesure que plus bas et sans conservation des fibres végétales), et de lits détritiques clairs essentiellement sableux et lavés, dépourvus de matière organique.

20Le caractère biparti de cet enregistrement sédimentaire indique un changement de régime dans la dynamique des milieux responsable de la mise en place de l’accumulation.

21La séquence organique inférieure témoigne d’un milieu stable au niveau du fond de vallon probablement marqué par une certaine difficulté d’évacuation des eaux. La végétation, bien développée dans ce contexte érosif peu agressif, devait participer largement par ses débris à nourrir l’accumulation. Dans cet état de stabilité générale, les crues étaient peu fréquentes au regard de la faible proportion des apports détritiques dans l’accumulation, mais non dénuées d’une certaine efficacité morphogénique manifestée par la granulométrie des lentilles graveleuses incorporées à la tourbe (probables laisses de crue).

22La séquence organo-détritique litée supérieure manifeste quant à elle ce qui nous paraît être le signe d’une crise érosive succédant à la période de stabilité antérieure. Chaque lit sableux représente en effet vraisemblablement un dépôt de crue remobilisant dans l’axe du ruisseau les débris arrachés par l’érosion aux versants. Les lits silteux grisâtres et plus organiques intermédiaires peuvent correspondre à la fois (1) au sommet plus fin de ces laisses de crue et (2) à l’accumulation modérée de limons apportés par des débordements liés à des crues moindres du ruisseau et piégés par la strate herbacée reconstituée sur les laisses de crues antérieures. Des analyses sédimentologiques à venir permettront de préciser ce point. Le nombre des niveaux témoigne de la plus grande fréquence des crues qui, par leurs apports détritiques, ont plus largement participé qu’au bas de la coupe à la constitution de l’accumulation. La moindre granulométrie de ces apports par rapport aux lentilles graveleuses incorporées à la séquence inférieure indique cependant que la crise érosive ainsi mise en évidence n’a pas forcément correspondu à un accroissement de l’énergie des écoulements. Il faut plutôt penser qu’à ce moment, des événements hydroclimatiques de moindre ampleur qu’au cours de la période antérieure, et donc plus fréquents, parvenaient à mobiliser du matériel dans le bassin versant ; ce qui suppose des versants alors plus fragiles ou plus exposés.

23Les caractères morpho-sédimentaires de cette coupe posent évidemment la question des facteurs de contrôle de l’évolution dont ils témoignent. C’est là qu’apparaît l’intérêt des deux datations 14C obtenues dans le cadre de la réalisation de la carte géologique au 1/50 000e du Monastier-sur-Gazeille. Effectuées sur des fragments de bois prélevés à la base et au sommet de la séquence organique inférieure, elles donnent respectivement des âges de 780 à 980 AD (âge conventionnel BP ± 1σ : 1 150 ± 40 BP ; éch. 0601 - réf. labo. 07S 117 - âge estimé en années calendaires à 2σ, 95 % de probabilité) et 1 420 à 1 610 AD (1 420-1 500 et 1 600-1 610 AD ; âge conventionnel BP ± 1σ : 430 ± 40 BP ; éch. 0606 - réf. labo. 07S 118 - âge estimé en années calendaires à 2σ, 95 % de probabilité). Nous avons donc affaire à un remblaiement historique dont la séquence organique inférieure se met en place au cours du Moyen Age central et du bas Moyen Age, avant un changement de régime à la transition Moyen Age / Epoque moderne marquant l’entrée dans une période de crise érosive au niveau des versants. Il est probable que ce régime ait prévalu jusqu’à la fin du xixe siècle et que l’entaille actuelle du remblaiement par le ruisseau se soit opéré au cours du xxe siècle, mais nous ne disposons pas pour le moment de datations permettant de préciser ce point.

24Bien que nous ne disposions pour le moment de datations que sur une autre coupe (voir ci-dessous), l’identité des coupes rencontrées dans la plupart des autres vallons du massif, ainsi qu’en Forez (Cubizolle, 2009), en Limousin ou au mont Lozère (Allée, 2003) où les âges sont identiques, renforce la significativité de cet enregistrement du point de vue de l’évolution environnementale historique locale à régionale. On ne peut que remarquer le caractère très récent de l’histoire relatée par ces archives sédimentaires, et l’importance du hiatus séparant les formations gélifluées - ou les nappes alluviales grossières pléistocènes correspondantes - de la mise en place de ces remblaiements.

Fig. 5 : Bassin versant du ruisseau de Champetienne, affluent de rive droite de l’Orcival

Fig. 5 : Bassin versant du ruisseau de Champetienne, affluent de rive droite de l’Orcival

L’étoile indique la position de la coupe de la figure 7a.

Fig. 6 : Bassin versant du ruisseau de la coupe du Cluzel, affluent de rive gauche de la Gazeille

Fig. 6 : Bassin versant du ruisseau de la coupe du Cluzel, affluent de rive gauche de la Gazeille

L’étoile indique la position de la coupe de la figure 7b.

Fig. 7 : Coupes de Champetienne (7a) et du Cluzel (7b) dans les remblaiements historiques de fond de vallon.

Fig. 7 : Coupes de Champetienne (7a) et du Cluzel (7b) dans les remblaiements historiques de fond de vallon.

N.B. : Toutes les coupes des figures 7 et 9 sont dessinées à la même échelle, pour faciliter les comparaisons.

3.2 - Des stratigraphies assez semblables au niveau des accumulations fluviatiles situées plus en aval

25La discontinuité longitudinale des dépôts colluvio-alluviaux puis alluviaux jalonnant l’axe des talwegs aux têtes amont du réseau hydrographique complique les tentatives de corrélations en l’absence de datations. Deux constats se sont cependant imposés au gré de l’observation des nappes alluviales en connexion actuelle avec les talwegs des cours d’eau d’ordre 3 à 4 situés dans le prolongement aval des précédents vallons et ravines :

261- d’une part, malgré une plus grande variabilité des stratigraphies tenant autant aux spasmes du fonctionnement de chaque cours d’eau (crues localisées) qu’à la position de la berge observée par rapport aux versants encadrant des fonds de vallée déjà légèrement élargis (proximité de l’un des deux versant ou situation dans l’axe du fond de vallée, suivant le dessin des sinuosités), nous avons constaté, comme pour les remblaiements de fond de vallon, une certaine similitude des stratigraphies ;

272- d’autre part, ces stratigraphies semblent reproduire, à un niveau d’échelle différent, le même type de succession verticale que les remblaiements de fond de vallon. La question d’une éventuelle corrélation se pose donc, sans pouvoir être tranchée dans tous les cas en l’absence de datations systématique compte tenu des récurrences possibles des mêmes types de successions d’événements - et donc des similitudes de faciès - durant tout l’Holocène.

28La prospection est en cours et de nombreuses observations restent à faire. Nos hypothèses actuelles se basent sur les coupes déjà relevées, notamment dans les vallées du Lignon (nord du Mézenc) et de la Gazeille (ouest du Mézenc). Cette dernière nous servira d’appuie, au travers d’une coupe principale (dite "du viaduc") décrite plus loin et de deux coupes complémentaires (fig. 8 & 9).

29La coupe principale (fig. 9a) se situe en amont du viaduc de la Recoumène, sur le cours de la Gazeille en amont du Monastier-sur-Gazeille. Elle est ouverte dans la berge de rive gauche, qui tend ici à se rapprocher du versant. C’est cependant bien le niveau de la basse terrasse qui est entamé.

30La base de la coupe est formée par une nappe alluviale grossière dont les éléments atteignent fréquemment 30 à 50 cm. C’est elle que l’on rattache par défaut au Pléistocène supérieur. La Gazeille l’entame sans en atteindre la base, mais cette situation peut varier rapidement. Ainsi quelques dizaines de mètres en aval elle coule sur le socle. Cette nappe grossière supporte une accumulation qui débute par un niveau très organique à organo-détritique, parfois presque tourbeux, riche en fibres végétales, débris de bois et charbons, qui repose sans transition sur les alluvions grossières. Le niveau est marqué par d’abondantes traces d’oxydation. Il est lui même recouvert suivant un contact assez net par une formation colluvio-alluviale dont le matériel et la structure en petites lentilles juxtaposées et superposées suggèrent une mise en place par des processus alternés de fluage et de ruissellement. Vient ensuite un niveau colluvial nettement plus grossier formé de cailloux de 4-8 cm en moyenne dont la composition presque exclusivement basaltique signe une arrivée latérale depuis le versant. La structure de ce niveau, en lentilles frustes et aux vides mal colmatés, suggère l’action conjointe de processus de fluage et de ruissellement. La séquence se termine par un niveau colluvial fin (limoneux, petits cailloux épars) mais de composition toujours essentiellement basaltique.

31Les figures présentées (fig. 9a & 9b) précisent les hypothèses de corrélation proposées entre cette coupe principale, dite du viaduc (fig. 9a), et les deux coupes complémentaires du secteur de La Besseyrolle Basse plus en amont (fig. 9b). La comparaison avec les remblaiements de fond de vallon est intéressante. La nappe alluviale grossière attribuée au Pléistocène n’existe pas à Champetienne (la séquence repose directement sur le socle ; fig. 7a) mais se retrouve à la base de la coupe du vallon du Cluzel en face du Monastier (fig. 7b). Ensuite vient un niveau organique contenant chaque fois des débris végétaux (bois et charbons), ou un niveau silteux à argileux marqué par la pédogenèse (coupes de la Besseyrolle Basse). La séquence rythmique supérieure des remblaiements de fond de vallon, qui marque un regain de détritisme, trouve son équivalent dans l’axe de la Gazeille soit par le retour d’une passée fluviatile grossière (la Besseyrolle Basse) à laquelle succède un dernier niveau fluviatile fin (limons de débordement), soit par la mise en place de colluvions en provenance des versants (coupe du viaduc, fig. 9a).

32En termes de fluctuations des dynamiques et flux hydrosédimentaires dans l’axe de la Gazeille, les stratigraphies décrites suggèrent ainsi une succession de phases qui n’est pas sans rappeler celle des remblaiements de fond de vallon. (1) Il n’y a tout d’abord pas d’équivalent entre l’importance du transit longitudinal dont témoigne la nappe inférieure dite pléistocène et l’ensemble des dépôts postérieurs. (2) La séquence organique (viaduc), ou détritique fine (la Besseyrolle Basse) à pédogenèse, qui recouvre cette nappe grossière suggère une très notable baisse de l’énergie et du volume des flux hydrosédimentaires longitudinaux en transit, dans le contexte de versants stabilisés et de fonds de vallées localement envahis par une ripisylve gênante pour le drainage voire favorable au développement de bras morts, sans crues morphogènes hors de l’accumulation des limons de débordement. (3) Les décharges fluviatiles grossières ou les arrivées colluviales à cailloux qui prennent le relai de cet épisode témoignent à la fois d’un regain de vigueur des flux hydrosédimentaires dans l’axe des cours d’eau et d’une réactivation des dynamiques de versant, donc d’une évidente phase de déstabilisation du milieu à l’échelle des têtes de bassins. (4) Le calme revient enfin (nouvelle phase de stabilisation des versants), se manifestant par l’amoindrissement granulométrique du flux sédimentaire longitudinal (limons de débordement) ou latéral (colluvions fines) et/puis par la ré-entaille des accumulations.

33Les fluctuations de dynamique décrites dans l’axe de la Gazeille ne sont pas sans rappeler celles du vallon de Champetienne, à un autre niveau d’échelle. Une datation obtenue sur un fragment de bois prélevé dans le niveau organique de la coupe du viaduc confirme la corrélation, avec un âge de 1 160 à 1 265 AD (âge conventionnel BP ± 1σ : 830 ± 30 BP ; éch. 0730 - réf. labo. Lyon-9837 (SacA 31615) - âge estimé en années calendaires à 2σ, 95,4% de probabilité ; datation obtenue dans le cadre du programme Artémis, à qui nous adressons nos remerciements) coïncidant avec celui de la séquence organo-détritique basale de la coupe de Champetienne, en position plus amont dans le système hydrographique. Reste à vérifier la corrélation entre la coupe du viaduc et les deux autres coupes observées plus en amont dans la vallée de la Gazeille, ce pour quoi de nouvelles datations sont en cours.

34

Fig. 8 : Présentation de la vallée de la Gazeille dans sa section moyenne, entre la Besseyrolle Basse et le viaduc de la Recoumène en amont du Monastier-sur-Gazeille, et position des coupes des figures 9a et 9b indiquées par des étoiles.

Fig. 8 : Présentation de la vallée de la Gazeille dans sa section moyenne, entre la Besseyrolle Basse et le viaduc de la Recoumène en amont du Monastier-sur-Gazeille, et position des coupes des figures 9a et 9b indiquées par des étoiles.

Fig. 9 : Coupes dans la basse terrasse de la Gazeille, entre la Besseyrolle Basse (9b) et le viaduc de la Recoumène (9a) en amont du Monastier‑sur‑Gazeille.

Fig. 9 : Coupes dans la basse terrasse de la Gazeille, entre la Besseyrolle Basse (9b) et le viaduc de la Recoumène (9a) en amont du Monastier‑sur‑Gazeille.

4 - Discussion sur la part des forçages naturels et anthropiques dans les fluctuations environnementales et leurs conséquences sur le fonctionnement des bassins versants

35Certes nous ne disposons pour le moment que de trois datations, sur deux coupes. Cependant, la grande similitude de toutes les séquences observées, leur ressemblance avec celles étudiées par ailleurs en Limousin et au Mont Lozère (Allée, 2003) ou en Forez (Cubizolle, 2009), ainsi que la concordance des datations obtenues dans tous les cas nous incitent à faire l’hypothèse de la bonne représentativité régionale de l’histoire relatée par ces séquences, par delà l’influence des conditions de site et des facteurs les plus locaux. Dès lors se pose la question des facteurs qui ont pu influencer les fluctuations environnementales reconnues. L’âge des accumulations ouvre deux voies d’explication de ces changements environnementaux : le climat et l’homme. Nous conduirons notre raisonnement sur la base de la séquence de Champetienne, qui dispose de deux des trois datations évoquées plus haut.

36On peut en effet considérer tout d’abord que la transition entre la séquence organique inférieure et la séquence détritique supérieure coïncide avec l’entrée dans la phase de péjoration maximum du PAG (soit le xve, voire le xviie siècle, par rapport au début du PAG fixé au milieu du xive siècle ; Guiot, 2012), et qu’en tout cas la séquence détritique supérieure s’inscrit dans le cadre du développement de cet épisode de péjoration climatique qui se termine au milieu du xixe siècle. L’agressivité accrue du climat (voir entre autres Magny, 1995 ; Le Roy-Ladurie, 2009 ; Giguet-Covex et al., 2012 ; Guiot, 2012 ; Wilhelm, 2012 ; Wilhelm et al., 2012a,b ; qui montrent que la péjoration du PAG en Europe s’est avant tout manifestée par un accroissement de la pluviométrie estivale) ainsi que des caractères montagnards plus affirmés sur ces hautes terres, ont dû constituer un facteur potentiel de déstabilisation des versants. Pourtant aucun des dépôts de crue de la séquence supérieure de la coupe de Champetienne ne présente de caractère aussi grossier que ceux des laisses de crue graveleuses incluses à la séquence organique basale, et rien ne permet donc d’incriminer une plus grande violence ou énergie des crues du PAG pour expliquer la crise érosive qui démarre au xve siècle. Celle-ci est pourtant manifeste, tant au travers du caractère essentiellement détritique de la séquence supérieure qu’au travers du rythme de mise en place de l’accumulation, auquel les datations obtenues nous permettent d’accéder : sept à huit siècles nécessaires à la mise en place de la séquence organique inférieure (1,20 m, soit 0,15 à 0,17 cm/an) contre quatre à cinq siècles pour l’accumulation détritique supérieure (1,40 m à 1,50 m, soit 0,28 à 0,38 cm/an, plus du double de la période précédente). La clé doit se trouver dans le rôle d’interface joué par le couvert végétal à l’échelle de ce bassin versant élémentaire. Celui-ci peut avoir été dégradé en réponse à la péjoration climatique du PAG, mais le rôle de l’Homme paraît incontournable.

37Si, en effet, la transition entre les deux parties de la séquence de Champetienne semble coïncider avec l’entrée dans la phase maximum de péjoration du PAG, on ne peut que constater également qu’elle correspond à la transition entre Moyen Age et Époque moderne.

38L’accumulation organique inférieure commence effectivement à se constituer vers la fin du 8e siècle c’est à dire à la transition Haut Moyen Age / Moyen Age central pour prendre fin dans le courant du xve siècle. La stabilité de l’environnement médiéval semble aller de pair avec un couvert végétal bien développé en fond de vallon comme sur les versants. L’importance de la sédimentation organique, l‘abondance des débris ligneux et la faiblesse des apports détritiques en témoignent. Cette stabilité est d’ailleurs enregistrée à l’échelle européenne, par des phases de turbification en Europe du nord-ouest (voir notamment Notebaert et al., 2013), ou de pédogenèse dans les basses plaines du bassin rhodanien (Berger, 2006 ; Berger & Brochier, 2006 ; Berger et al., 2007, 2008). Certes l’optimum climatique médiéval a dû jouer (Magny, 1995 ; Le Roy-Ladurie, 2009 ; Berger, 2012), mais cette période est aussi une période de faible occupation humaine de ces hautes terres, même si la démographie progresse (Léogier, 1995). Les premières abbayes (Bénédictins, Cisterciens, Chartreux) s’implantent localement entre le vie et le xiie siècle (de Framont et al., 1998 ; Blanc, 2000) avec un impact sans doute contrasté sur le milieu : les défrichements s’accroissent mais des espaces forestiers sont mis en réserve, un système d’élevage ovin de grands troupeaux transhumants se met en place sous l’égide des abbayes, favorisant le maintien de pacages d’altitude sur les vastes domaines ecclésiastiques étendus sur les plus hautes terres sans que l’on sache encore quels ont été l’ampleur et les effets du surpâturage ; enfin et peut être surtout s’instaure une gestion particulière des fonds de vallées aménagés grâce à des ouvrages de petite hydraulique qui modifient les modalités de l’écoulement, favorisant l’hydromorphie et par là le développement des zones humides et des tourbières (Cubizolle et al., 2013). Tout, le climat comme les modalités de l’occupation humaine, concourt donc alors à la stabilité du milieu.

39Le schéma n’est plus le même à l’Epoque moderne. Après une phase de déclin (ruine de la première Chartreuse de Bonnefoy proche du site de la coupe de Champetienne et fondée au xiie siècle, avant sa reconstruction au xviie siècle ; Blanc, 2000), l’emprise des abbayes se manifeste de nouveau alors que la population s’accroît démographiquement et s’étend spatialement jusqu’aux plus hautes terres en lien avec l’expansion dominante d’un habitat permanent d’altitude en fermes isolées (exploitations familiales, mais aussi granges liées aux abbayes) tournées vers la culture de l’herbe (pour le foin) et l’élevage bovin à vocation spéculative. Cette évolution va se poursuivre jusqu’à l’apogée des xviiie et xixe siècles (Molinier, 1985 ; Léogier, 1995). Les orientations agricoles décrites (Fel, 1962 ; Léogier, 1995, 2005 ; Brechon, 2001) pourraient paraître impropres à expliquer le déclenchement de la crise érosive enregistrée dans les dépôts puisque prés et pâtures, offrant une bonne protection contre l’érosion des sols, dominent très largement sur les plus hautes terres. Il faut cependant prendre en considération deux faits au moins. (1) D’une part, cette époque a dû être celle de la plus forte pression du cheptel sur les mêmes "terres champestres" où entrent de plus en plus en concurrence des bovins de plus en plus nombreux et les grands troupeaux ovins transhumants maintenus par les ordres ecclésiastiques. Comme signalé plus haut, on ne connait pas l’ampleur du surpâturage induit, ni celle de la dégradation consécutive des sols. Même si cette dernière était avérée, il resterait à en préciser les lieux et il n’est pas certain que l’on puisse en déduire une information généralisable. (2) D’autre part, il faut nuancer les propos sur la spécialisation dans la culture de l’herbe et l’élevage bovin associé. Cette spécialisation n’est vraiment forte, jusqu’à devenir exclusive, que sur les plus hautes terres, c’est à dire finalement sur un espace relativement restreint, quelques communes dont celle des Estables, la plus haute, au centre du système. Là en effet il est de toute façon impossible de produire des céréales compte tenu du climat, ce qui a contribué à orienter les choix productifs. Cependant dès que l’altitude s’abaisse, et cela arrive vite compte tenu de la topographie, les labours, comme signalé plus haut, reprennent de l’importance, près du quart des terres agricoles à La Vacherresse déjà autour de 1 100-1 250 m (Léogier, 2005). La coupe de Champetienne se situe à peine plus bas (1 085 m), et s’inscrit dans un bassin versant développé dans la même tranche d’altitude, entre 1 250 m pour les points les plus hauts et 1 050 m à l’exutoire. La position de ce bassin versant, plus proche des centres d’occupation humaine alors bien établis et moins orientale (donc moins humide), a dû y favoriser encore plus qu’à La Vacheresse le développement des labours et la culture des céréales, qu’il fallait bien produire, doublement, pour une population en plein accroissement et qui, sur les plus hautes terres, n’était pas sur ce plan autosuffisante. En deça des zones vouées au pacage et à la production de foin, il est donc probable que, sans même invoquer l’influence du climat, l’extension des labours et la configuration du parcellaire (important pour la connectivité versants / talwegs) aient donné plus de prise à l’érosion sur les versants. Des événements pluvieux d’intensité plus modérée qu’au Moyen Age, mais consécutivement aussi plus fréquents, ont pu devenir morphogènes, n’entraînant cependant que des débris de granulométrie inférieure à celle des dépôts de crue médiévaux. Bien sûr le contexte climatique du PAG a dû favoriser encore le processus en plaçant les versants et la végétation naturelle autant que cultivée dans des conditions plus limites encore qu’auparavant à ces altitudes, mais il n’est sans doute pas le facteur déclenchant premier de la crise érosive qui s’amorce à la fin du Moyen Age. Ces effets sont néanmoins directement perceptibles dans l’axe des vallées telles que la Gazeille au travers de la relance des flux hydrosédimentaires (plus abondants, plus grossiers) comme de la réactivation des processus combinés de fluage et ruissellement à l’origine de l’arrivée jusqu’au niveau de la basse terrasse de nappes colluviales caillouteuses en provenance des versants encadrants. C’est du moins le constat qui s’imposerait si les hypothèses de corrélation entre remblaiements de fonds de vallons et nappes alluviales plus aval venaient à être renforcées par de nouvelles datations.

40La phase de stabilisation qui, au cours du xxe siècle, clôt finalement cette histoire par la ré-incision des accumulations précédemment constituées est elle aussi le fruit d’une convergence d’influences entre facteurs climatiques naturels et facteurs anthropiques. Le PAG prend en effet fin au milieu du xixe siècle, tandis que s’amorce un mouvement de déprise qui, par l’enfrichement consécutif à l’abandon des terres et par les opérations de reboisement (Reumaux, 2002, 2003), va de nouveau faire perdre prise à l’érosion sur les versants. La ré-incision contemporaine constitue cependant une réponse différente de celle qui, au moment du POM, s’est traduite par des accumulations dans l’axe des talwegs et non par de l’incision. Les causes de cette différence, sans doute anthropique, reste à déterminer dans le cas qui nous occupe.

5 - Conclusion

41Le travail présenté n’est qu’une première approche dans l’étude du comportement des bassins versants élémentaires du domaine vellave face aux fluctuations environnementales survenues depuis la fin du dernier glaciaire. Son intérêt, apparu lors de la réalisation de la carte géologique du Monastier, sera renforcé par la multiplication des observations et surtout des datations ainsi que par une approche analytique (analyse des biomarqueurs et particulièrement palynologie, dendrologie, anthracologie ; analyses sédimentologiques, pétrographiques...) des coupes qui n’a pu être menée avant la production de cet article préliminaire. Quelques idées majeures ressortent néanmoins déjà :

42- Un énorme hiatus existe entre les accumulations du dernier millénaire et les formations rapportées au dernier glaciaire (ou réputées telles) nappant les versants ou servant de base aux accumulations plus récentes dans l’axe des talwegs. Cette situation rappelle le constat effectué au Mont Lozère (Allée, 2003 ; Allée & Lespez, 2006 ; Allée et al., 2006) et aurait peut être à voir avec l’influence d’un gradient climatique NO-SE suivant lequel l’importance du hiatus s’accroîtrait avec l’affirmation des influences méditerranéennes (rôle de purge des averses cévenoles ?). En Limousin effectivement, les accumulations étudiées dans l’axe des talwegs débutent bien avant le Moyen Age. L’Holocène ancien et moyen reste cependant toujours manquant.

43Dans le bassin supérieur de la Loire, il faut à l’évidence multiplier les observations et les datations afin de vérifier ce schéma, qui peut ne tenir qu’à l’état actuel de la prospection. Peut être des séquences plus complexes débutant plus anciennement existent-elles, qui n’ont pas encore été mises en évidence du fait des lacunes d’observation. Il paraît cependant tout autant évident que le flou chronologique relatif à l’âge des formations dites du Pléistocène supérieur ne fait que renforcer, peut être à tort, l’évaluation de la durée du hiatus observé. Aucune datation n’existe pour étayer le schéma morpho-stratigraphique proposé dans les années 1980 (Valadas, 1984), et l’on ne sait donc rien des modalités et du rythme des changements morphogéniques qui ont marqué le fonctionnement des bassins versants postérieurement au dernier maximum glaciaire. Une partie des formations attribuées par défaut au Pléistocène supérieur est peut être en fait tardiglaciaire, voire plus récente encore. La question vaut particulièrement pour les nappes alluviales grossières jalonnant les talwegs et supportant les accumulations historiques que nous avons décrites. Sans remonter jusqu’au dernier glaciaire, les crises hydro-sédimentaires telles que celles reconnues ailleurs dans le Massif central ou dans des régions voisines à la transition Tardiglaciaire / Holocène, au cours de l’Holocène récent et de l’Antiquité ont très bien pu mettre en place de telles nappes alluviales (voir entre autres : Allée & Lespez, 2006 ; Allée et al., 2006 ; Berger, 2006, 2012 ; Berger & Brochier, 2006 ; Cubizolle et al., 2006 ; Jacob et al., 2006 ; Neboit-Guilhot et al., 2006 ; Sivan et al., 2006 ; Berger et al., 2008 ; Berger & Guilaine, 2009 ; Debret et al., 2010 ; Berger & Bravard, 2012 ; Giguet-Covex et al., 2012 ; Guiot, 2012 ; Le Roy Ladurie & Rousseau, 2012 ; Sivan & Miramont, 2012 ; van Geel, 2012 ; Wilhelm, 2012 ; Wilhelm et al., 2012a,b). En l’absence de datation cependant, on ne peut raisonnablement tirer pour le moment aucune conclusion de cette apparente absence d’enregistrements sédimentaires marquant l’ensemble du Tardiglaciaire, de l’Holocène et la presque totalité du premier millénaire de notre ère.

44- Les accumulations de fond de vallon, ainsi que celles jalonnant les talwegs un peu plus en aval des mêmes systèmes, mises en place au cours du dernier millénaire, portent la trace de fluctuations environnementales qui ne connaissent pas d’explication simple. Il s’avère en effet que les phases de stabilité du milieu ont coïncidé à la fois avec des périodes plus clémentes sur le plan climatique (petit optimum médiéval, amélioration climatique post-PAG), et avec des phases de faible ou moindre emprise des sociétés sur leur environnement (faibles densités médiévales, déprise marquant le xxe siècle). De même, la crise morpho-sédimentaire responsable du regain de détritisme observé dans toutes les coupes se développe en phase à la fois avec le PAG et avec le maximum de croissance démographique et de pression agricole sur les terres de l’Epoque moderne, qui trouve son apogée au xixe siècle. La part de ces deux facteurs influents, le climat et l’Homme, est dès lors bien délicate à établir.

45Sous réserve de la vérification, par des datations, des hypothèses de corrélation proposées plus haut, on constate cependant sur ce plan des différences entre les remblaiements les plus à l’amont, associés aux segments les plus élémentaires de l’hydrosystème, et les accumulations associées aux axes fluviatiles d’ordre 3 à 4 situées plus en aval. Dans le premier cas, l’analyse nous amène à faire de l’Homme le facteur déclenchant de la crise, par la fragilisation qu’il induit du milieu, tandis que le climat ne crée qu’un "potentiel". Nous rejoignons d’une certaine manière en cela les conclusions de P. Allée (2003 ; voire aussi Allée & Lespez, 2006 ; Neboit-Guilhot et al., 2006), pour qui le climat fixe le "tempo" des crises tandis que l’homme en détermine les lieux d’expression en fonction de la géographie de la mise en valeur. Tout reste à faire dans le cas du bassin supérieur de la Loire pour préciser justement la connaissance de cette géographie afin d’affiner nos conclusions. Dans le second cas, celui des accumulations de basse terrasse des cours d’eau d’ordre 3 à 4 situées plus en aval des mêmes systèmes, il nous semble que l’impact du climat peut être plus facilement discriminé, même si son influence interfère là aussi avec celle de l’Homme. En effet, on ne peut attribuer à l’Homme la récurrence de décharges grossières qui manifestent un accroissement de la compétence des cours d’eau donc des débits liquides, aptes à se recharger en matériel grossier principalement en puisant dans les nappes grossières basales dites pléistocènes (l’état des versants - végétation et formations superficielles - interdit d’imaginer qu’ils aient été alors les pourvoyeurs de cette recharge en matériel grossier). De même, les nappes colluviales caillouteuses qui forment localement la partie haute des séquences, au-dessus du niveau organique basal, nous semblent traduire avant tout, dans cet environnement montagnard au gel encore aujourd’hui prégnant, un regain d’efficacité des processus liés au gel-dégel du sol (gélifluxion et ruissellement) sur les versants encadrant directement le fond de vallée.

46Il n’y a donc pas de réponse simple de l’hydrosystème aux fluctuations environnementales, ni de conclusions faciles à établir quant à la hiérarchie des facteurs de contrôle de ces fluctuations, puisque la nature et l’ampleur des réponses varient en fonction du niveau où l’on se place au sein du système.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation de la zone d’étude
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-1.png
Fichier image/png, 944k
Titre Fig. 2 : Haut bassin de la Loire et massif du Mézenc.
Légende Localisation des vallées de l’Orcival et de la Veyradeyre et positionnement des coupes principales avec âges 14C ( étoile blanche), des coupes sans datations (étoile noire) et des autres coupes (étoile grise), évoquées dans le texte
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Titre Fig. 3 : Les ravines du cirque des Estables, d’âge estimé tardiglaciaire, entaillant les nappes gélifluées qui couvrent les versants.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-3.png
Fichier image/png, 174k
Titre Fig. 4 : Comparaison entre le paysage totalement déboisé du Mézenc à la fin du XIXe siècle (cliché RTM) et le paysage actuel issu des reboisements RTM.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-4.png
Fichier image/png, 899k
Titre Fig. 5 : Bassin versant du ruisseau de Champetienne, affluent de rive droite de l’Orcival
Légende L’étoile indique la position de la coupe de la figure 7a.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-5.png
Fichier image/png, 1,5M
Titre Fig. 6 : Bassin versant du ruisseau de la coupe du Cluzel, affluent de rive gauche de la Gazeille
Légende L’étoile indique la position de la coupe de la figure 7b.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-6.png
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Titre Fig. 7 : Coupes de Champetienne (7a) et du Cluzel (7b) dans les remblaiements historiques de fond de vallon.
Légende N.B. : Toutes les coupes des figures 7 et 9 sont dessinées à la même échelle, pour faciliter les comparaisons.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-7.png
Fichier image/png, 1,4M
Titre Fig. 8 : Présentation de la vallée de la Gazeille dans sa section moyenne, entre la Besseyrolle Basse et le viaduc de la Recoumène en amont du Monastier-sur-Gazeille, et position des coupes des figures 9a et 9b indiquées par des étoiles.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-8.png
Fichier image/png, 2,0M
Titre Fig. 9 : Coupes dans la basse terrasse de la Gazeille, entre la Besseyrolle Basse (9b) et le viaduc de la Recoumène (9a) en amont du Monastier‑sur‑Gazeille.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/6816/img-9.png
Fichier image/png, 1,4M
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Pour citer cet article

Référence papier

Emmanuelle Defive, « Réponse hydrosédimentaire des têtes de bassin aux fluctuations environnementales historiques en contexte de moyenne montagne tempérée : l’exemple du Velay (sud-est du massif central, France), premiers résultats », Quaternaire, vol. 24/4 | 2013, Fr.

Référence électronique

Emmanuelle Defive, « Réponse hydrosédimentaire des têtes de bassin aux fluctuations environnementales historiques en contexte de moyenne montagne tempérée : l’exemple du Velay (sud-est du massif central, France), premiers résultats », Quaternaire [En ligne], vol. 24/4 | 2013, mis en ligne le 01 décembre 2016, consulté le 24 avril 2017. URL : http://quaternaire.revues.org/6816 ; DOI : 10.4000/quaternaire.6816

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Auteur

Emmanuelle Defive

UMR 6042-CNRS, GEOLAB, Maison de la recherche, 4 rue Ledru, FR-63057 CLERMONT-FERRAND. Courriel : emmanuelle.defive@orange.fr; Université Blaise Pascal, Département de géographie, 29 Bd Gergovia, FR-63000 CLERMONT-FERRAND Courriel: emmanuelle.defive@univ-bpclermont.fr

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