Navigation – Plan du site

1500 ans d’histoire fluviale dans la vallée du Gage (bassin supérieur de la Loire, sud-est du Massif central, France) : approche pluridisciplinaire

1500 years of fluvial history in the Gage Valley (Upper Loire basin, south-eastern Massif Central, France): pluridisciplinary approach
Emmanuelle Defive, André-Marie Dendievel, Jean-François Berger, Adrien Barra, Emma Bouvard‑Mor, Hervé Cubizolle et Jean-Paul Raynal

Résumés

L’étude multi-proxies (relevés litho-stratigraphiques, susceptibilité magnétique, estimation de la matière organique, paléoécologie) des dépôts organo-détritiques de la vallée du Gage permet de préciser l’évolution de cette petite plaine alluviale de moyenne montagne au cours des 1 500 dernières années (bassin de la Loire supérieure, Ardèche, France). Des VIe-VIIe siècles au XIIIe siècle après J.‑C., les dépôts organiques inférieurs montrent une période de stabilité des flux hydro-sédimentaires. Les macro-restes illustrent une plaine d’inondation marécageuse bordée d’une ripisylve. Les indices paléoécologiques et archéologiques soulignent aussi une anthropisation notable dès cette période (sites d’habitat et paysage agro-pastoral). Une phase d’aggradation associée à des écoulements de plus en plus énergiques survient durant la première moitié du XVe siècle avec l’entrée dans le Petit Âge Glaciaire (PAG 1). Elle conduit à un exhaussement rapide de la plaine alluviale par des dépôts grossiers. Ces derniers sont ré-incisés par un chenal emboîté au cours du XVIe siècle. Les XVIIe et XVIIIe siècles (PAG 2) correspondent à la phase de comblement de ce chenal par un matériel sablo-silteux à passées graveleuses. L’absence d’aggradation grossière au cours du XIXe siècle (second paroxysme du PAG 2) suggère une forte connectivité amont-aval précédant ou accompagnant l’incision du chenal actuel du Gage (fin XIXe - début XXe siècle). Ce séquençage de l’évolution récente de la plaine alluviale du Gage enrichit le corpus des observations qui témoignent des fluctuations climatiques, morpho-dynamiques et paysagères caractérisant le PAG dans le sud-est du Massif central et permet de proposer des parallèles avec la vallée du Rhône notamment.

Haut de page

Plan

Haut de page

Notes de la rédaction

Article soumis le 6 août 2018, reçu sous sa forme révisée le 24 octobre 2018 et définitivement accepté le 18 décembre 2018.

Texte intégral

Nous tenons à remercier les financeurs des programmes de recherche WRACC-Liger, DAM et AGES (EPL, UE, MSH de Clermont‑Ferrand, FRE63, ZAL, Géoparc mondial UNESCO des Monts d’Ardèche) ainsi que les collègues et les étudiants qui nous ont aidés et accompagnés sur le terrain. Merci en particulier à Fabien Delrieu et Floriane Peudon. Merci également aux associations « Archéo-Logis/CDERAD » et « Les Amis du Mézenc » pour leur aide financière et logistique. Nous remercions également les deux relecteurs de cet article (C. Kuzucuoglu et D. Mouralis).

1. Introduction

1Alors qu’une attention nouvelle est accordée à la définition et aux fonctions des têtes de bassin flux –hydro-sédimentaires, réserves hydriques, services écosystémiques (Meyer et al., 2007 ; Bishop et al., 2008 ; Durigan et al., 2013)– les études sur l’histoire fluviale des amonts du réseau hydrographique sont encore peu nombreuses dans les contextes de moyenne montagne tels que le Massif central (Allée et al., 1997 ; Ballut, 2001 ; Allée, 2003 ; Ballut et al., 2008 ; Larue, 2009 ; Cubizolle et al., 2016 ; Delile et al., 2016). Les héritages issus de cette histoire sont pourtant souvent déterminants pour les dynamiques actuelles, comme l’ont par exemple montré Jacob et Astrade (2014) relativement aux problématiques de gestion des crues et inondations du Lignon (bassin de l’Ardèche cristalline). À l’instar de cette étude, les travaux sur l’histoire des flux hydro-sédimentaires ont surtout porté sur les sections moyennes et aval des cours d’eau (par exemple : Cubizolle et Georges, 2001 ; Jacob et al., 2006 ; Gob et al., 2008 ; Ejarque et al., 2015), ignorant les têtes de bassin où seules étaient sondées les archives sédimentaires en système fermé ou semi-fermé (tourbières et dépressions lacustres) pour des reconstitutions paléoenvironnementales à l’échelle de l’Holocène, notamment dans le Massif central (Couteaux, 1984 ; Bonifay, 1987 ; Beaulieu et al., 1988 ; Stach-Czerniak et Juvigné, 1998 ; Miras, 2004 ; Argant et Cubizolle, 2005 ; Baron et al., 2005 ; Miras et al., 2007 ; Schettler et al., 2007 ; Ballut et al., 2012 ; Cubizolle et al., 2012, 2014 ; Dendievel et al., 2015 ; Miras et al., 2015). Si, dans les sections médiane et aval des systèmes hydrographiques, l’histoire fluviale est avant tout contrôlée par la dynamique longitudinale au travers des flux hydro-sédimentaires transitant de l’amont vers l’aval, les têtes de bassin doivent être considérées comme des systèmes à géométrie variable suivant les fluctuations du contexte environnemental qui détermine le degré de connectivité versants – talwegs et la part des apports latéraux et longitudinaux (Schumm, 1977 ; Allée, 2003 ; Lespez, 2012). Par l’injection de matériaux en provenance des versants dans l’axe des talwegs, ces zones exercent un contrôle sur l’histoire du transit longitudinal de la charge, qui s’exprime pour l’essentiel de manière différée dans les sections médiane et aval, tandis que les réponses des amonts sont plus directement en phase avec les forçages contrôlant les fluctuations de dynamiques et leur efficacité morphogénique (Bravard, 2000 ; Jacob et Astrade, 2014 ; Delile et al., 2016).

2Dans l’histoire de ces fluctuations, le dernier millénaire est la période la mieux documentée, tant au travers des archives paléoclimatiques (travaux du GIEC) que des archives sédimentaires, historiques et de l’archéologie. C’est aussi la période au cours de laquelle se trouvent les plus imbriqués les facteurs climatiques et anthropiques dans le contrôle des fluctuations environnementales et de la dynamique fluviale. Cette histoire est, en particulier, bien connue dans l’axe rhodanien (Bravard et al., 1997 ; Salvador et al., 2005 ; Berger et al., 2008 ; Bravard, 2010 ; Berger et Bravard, 2012 ; Notebaert et al., 2014 ; Berger, 2015), où le phasage du PAG (Petit Âge Glaciaire) a pu être corrélé aux fluctuations lacustres et glaciaires alpines (Magny, 2004 ; Magny et al., 2010 ; Magny, 2013), témoignant de la part de la commande climatique dans les fluctuations reconnues. Dans le contexte de moyenne montagne du Massif central au contraire, peu de travaux existent sur l’histoire hydro-sédimentaire des têtes de bassin (Allée, 2003 ; Defive et al., 2017).

3Cet article propose un regard sur l’histoire hydro-sédimentaire des têtes de bassin du cours supérieur de la Loire depuis le début du haut Moyen Âge, à partir de l’exemple de la moyenne vallée du Gage, affluent de rive droite de la Loire amont (fig. 1). Cette étude a été menée conjointement dans le cadre des programmes WRACC-Liger puis DAM portant sur l’histoire hydro-sédimentaire, géomorphologique et paléoenvironnementale des fonds de vallons du bassin de la Loire supérieure (Defive, 2013 ; Defive et al., 2015, 2017), ainsi que du programme AGES étudiant les archives paléoécologiques enregistrées dans les tourbières du plateau du Béage (Dendievel et al., 2015 ; Dendievel, 2017).

Fig. 1 – Le bassin versant du Gage dans le sud-est du Massif central (Ardèche, France).
Fig. 1 – The Gage River catchment area on the south-eastern Massif central (Ardèche, France).

Fig. 1 – Le bassin versant du Gage dans le sud-est du Massif central (Ardèche, France).   Fig. 1 – The Gage River catchment area on the south-eastern Massif central (Ardèche, France).

A. La Loire et les massifs de montagne de France. B. Modèle Numérique de Terrain régional. 1. Bassin versant du Gage ; 2. Sous-bassin versant en amont de la confluence avec le Tauron ; 3. Lacs ; 4. Cours d’eau d’ordre Strahler 1 et 2 ; 5. Cours d’eau d’ordre Strahler 3 et 4 ; 6. Localités ; 7. Sommets.
A. The Loire River and the French mountain ranges. B. Regional Digital Terrain Model. 1. The Gage watershed; 2. Subwatershed before the confluence with the Tauron River; 3. Lakes; 4. Streams of the 1st and 2nd Strahler orders; 5. Streams of the 3rd and 4th Stralher orders; 6. Main places; 7. Tops.

2. Présentation du terrain d’étude

2.1. La vallée du Gage dans le bassin supérieur de la Loire

4Le bassin supérieur de la Loire se développe sur les hautes terres cristallines volcanisées de la bordure sud-orientale du Massif central (Velay – Vivarais) distribuées entre 700 et 1 500 m et culminant au mont Mézenc à 1 754 m, au carrefour d’influences climatiques atlantiques et méditerranéennes (relative sécheresse estivale, averses cévenoles) dégradées par le contexte montagnard marqué par le vent, la neige, et le gel (Valadas, 1984 ; Mergoil et Boivin, 1993 ; Defive, 1996 ; Defive et al., 2011 ; Defive et Poiraud, 2014). S’y développe un dense réseau de vallons élémentaires et de petites vallées (ordre Strahler 1 à 4) dont les dépôts colluviaux et alluviaux révèlent, à l’échelle de l’Holocène au moins, une histoire complexe et mouvementée s’agissant des modalités et des variations spatio-temporelles des flux hydro-sédimentaires où alternent des phases de stockage et de déstockage (Defive et al., 2011 ; Defive, 2013 ; Defive et al., 2015).

5Le Gage, affluent de rive droite de la Loire, inscrit son cours aux marges sud des plus hauts reliefs du massif Mézenc-Gerbier (fig. 1). En amont de sa confluence avec le Tauron, ce cours d’eau peu hiérarchisé draine un bassin versant de près de 22 km². Long de 12 km environ pour une dénivellation de 600 m (1500 m à 916 m), il présente un profil longitudinal « en genou » (fig. 2) aligné sur celui de la Loire et qui sépare deux phases dans l’histoire du creusement de ces vallées, en lien avec l’histoire morpho-tectonique régionale néogène et quaternaire (Defive, 1996).

Fig. 2 – Profil en long du Gage (relevé topographique IGN de 1943, mis à jour en 1990).
Fig. 2 – Longitudinal profile of the Gage River (1943 IGN topographical survey, updated in 1990).

Fig. 2 – Profil en long du Gage (relevé topographique IGN de 1943, mis à jour en 1990).   Fig. 2 – Longitudinal profile of the Gage River (1943 IGN topographical survey, updated in 1990).

Les coupes étudiées dans la section moyenne sont numérotées de A à G. 1. Source du Gage ; 2. Pont de Crouste ; 3. Gué du moulin de Soyons ; 4. Pont de Champlaine ; 5. Barrage de Peyron / confluence avec le Tauron ; 6. Confluence avec la Loire.
Sections studied in the central segment are numbered from A to G. 1. Source of the Gage River; 2. The Crouste Bridge; 3. Ford of the Soyons mill; 4. Champlaine Bridge; 5. The Peyron dam / confluence with the Tauron River; 6. Confluence with the Loire River.

6D’un point de vue géomorphologique, le cours du Gage peut être subdivisé en trois sections principales (fig. 2) : (i) dans la section amont, le bassin versant du Gage s’adosse aux reliefs du massif Taupernas - Montfol formé par un empilement de coulées (10-8 Ma) que dominent cinq sommets – sucs – phonolitiques âgés de 6 à 8 Ma (Mergoil et Boivin, 1993). La pente moyenne du cours d’eau est forte, voisine de 4,5°. Depuis le pied des sucs, les versants sont couverts par des formations gélifluées à blocs – ponctuées de rivières de pierres héritées de la dernière période froide – dans lesquelles s’inscrivent les premières ravines (Valadas, 1984 ; Defive, 1996 ; Defive et al., 2011 ; Peignelin et Defive, 2015). (ii) La section aval débute au niveau du « genou » du Gage. La pente moyenne est voisine de 4° puis 3° et le talweg jalonné de nombreux rapides. La vallée prend l’aspect d’une gorge étroite encaissée de 250 m dans les basaltes de plateau et le granite sous-jacent. (iii) Entre les deux, la section médiane, qui intéresse notre étude, se développe entre le Pont de Crouste (D122, 1 229 m) et le pont de Champlaine (D302, 1 140 m), à l’amont du « genou » du Gage (fig. 2-3). La pente réduite (1,5°) de cette section en fait une zone de stockage préférentielle des matériaux en transit. La vallée s’inscrit ici dans le socle altéré du granite du Velay, recouvert par une coulée de basalte âgée de 8 à 9 Ma (Defive, 1996 ; Defive et al., 2015). Ce dispositif est à l’origine d’un vallon profond d’une centaine de mètres, à fond large (150 à 300 m) et versants convexes dominés par une corniche basaltique en limite de plateau. L’extrémité aval de cette section a été barrée par une coulée basaltique épanchée il y a 25 ± 9 ka (Nomade et al., 2014 ; Sasco, 2015) depuis le cône strombolien du suc de Cherchemuse (rive droite du Gage). À l’amont de ce barrage ré-entaillé se développe un système de terrasses dont la plus haute pourrait s’être formée du fait de ce barrage, offrant ainsi potentiellement la possibilité de reconstituer l’évolution du fond de vallée à l’échelle des 25 à 35 derniers milliers d’années. Seuls les plus bas niveaux ont pour le moment été explorés grâce aux coupes de berge dégagées par l’incision récente du cours du Gage. Celui-ci s’inscrit de 1 à 3 m dans l’épaisseur des dépôts de son actuel lit majeur sans atteindre le socle sous-jacent, sauf localement.

7L’occupation du sol de la vallée du Gage, en lien avec l’élevage bovin, est dominée par les herbages. Ce paysage est ponctué de landes (genêt, callune, myrtille), de nombreuses zones humides (petites tourbières de pente), de bois de hêtre résiduels et de plantations d’épicéas (Reumaux, 2003 ; Simandoux, 2007, 2008 ; Dodane, 2009).

Fig. 3 – La moyenne vallée du Gage (Ardèche, France). Contexte géomorphologique et localisation des coupes étudiées (étoiles).
Fig. 3 – The middle Gage Valley (Ardèche, France). Geomorphological context and location of the study cross-sections (stars).

Fig. 3 – La moyenne vallée du Gage (Ardèche, France). Contexte géomorphologique et localisation des coupes étudiées (étoiles).     Fig. 3 – The middle Gage Valley (Ardèche, France). Geomorphological context and location of the study cross-sections (stars).

La photographie représente la partie méridionale de la moyenne vallée du Gage, vue du nord-est. Réseau hydrographique : 1. Réseau principal ; 2. Réseau secondaire ; 3. Réseau intermittent. Formations géologiques et superficielles : 4. Granite du Velay ; 5. Basaltes des plateaux ; 6. Cône strombolien du suc de Cherchemuse ; 7. Coulée de basalte du Cherchemuse ; 8. Formations alluviales et colluvio-alluviales ; 9. Principaux cônes de déjection. Formes : 10. Surface du plateau ; 11. Corniches basaltiques ; 12. Talus limitant les différents niveaux de terrasses ; 13. Talus marqués sur les versants granitiques ; 14. Versants.
The picture shows the southern part of the middle Gage Valley, viewed from the north-east. Hydrographic network: 1. Main Rivers; 2. Secondary streams; 3. Temporary streams. Bedrock and surficial geology: 4. Velay granite; 5. Basaltic plateaus; 6. Strombolian cone of Cherchemuse; 7. Basaltic lava flow of the Cherchemuse volcano; 8. Alluviums and colluvio-alluviums; 9. Main colluvial wedges. Shapes: 10. Plateau surface; 11. Rocky ledges; 12. Steps between the different alluvial terrace levels; 13. Noticeable steps on the granitic slopes; 14. Slopes.

2.2. Contexte historique et mise en valeur du territoire

8L’histoire médiévale et moderne du massif du Mézenc et du bassin supérieur de la Loire est encore imparfaitement connue. Les tendances reconnues à l’échelle du Massif central ne peuvent être systématiquement appliquées à ce secteur où s’expriment certains particularismes, tant sur le plan de la démographie que des orientations économiques en lien avec les productions agricoles. En résultent des réponses environnementales spécifiques aux forçages climatiques et anthropiques qui s’expriment durant l’Holocène récent notamment. Les faits décrits ci-après s’appuient sur les sources historiques et archéologiques, ainsi que sur l’exploitation des archives paléoenvironnementales.

9Dans le bassin versant du Gage, des prospections récentes ont ainsi mis en évidence un réseau d’habitat, dont plusieurs sites probablement occupés aux Ve-VIe siècles AD (Dendievel, 2017) (fig. 4A). Les données textuelles du début du Moyen Âge indiquent que la structuration du territoire et sa mise en valeur pourraient s’être effectuées sous l’égide de l’abbaye bénédictine de Saint‑Chaffre du Monastier (De Framond et al., 1998 ; Saadi, 2016) et du monastère Saint‑Philibert de Tournus qui semble implanté autour de Présailles (Chassaing et Jacotin, 1907 ; Thomas, 2015). Plusieurs domaines agricoles à Malcap (Fournier, 2014) et aux Sagnettes, ou sur le territoire d’Issarlès (Chambon, 1999) ainsi que d’autres indices (proximité d’une voie antique, toponymie) suggèrent également une structuration ancienne du territoire. Enfin, les données paléoenvironnementales locales confirment l’ancienneté des activités agro-pastorales sur ces hautes terres (Andrieu-Ponel et al., 1995 ; Dendievel, 2017). Ainsi, les pourcentages de pollen de seigle (Secale cereale) suggèrent une certaine continuité des pratiques agraires depuis la fin de la période romaine (IVe siècle).

10Un réseau de sites castraux, sièges du pouvoir local, se met en place à la fin de cette période dès les Xe-XIe siècles AD (Laffont, 1998, 2009). Des voies de circulation telle la Voie du Pal traversent les plateaux du Béage et constituent de véritables axes commerciaux reliés à la vallée du Rhône et à l’Auvergne (Bréchon, 2000). Enfin, divers indices paléoécologiques témoignent de la mise en place, à l’échelle micro-régionale, d’une mosaïque paysagère (pâturages et prairies humides, mise en culture de parcelles défrichées) liée à des mutations dans l’organisation du territoire et dans la gestion des milieux (Defive et al., 2015 ; Bouvard, 2016 ; Dendievel, 2017).

11Dans cette zone de confins entre les diocèses du Puy-en-Velay et de Viviers, les implantations religieuses (Carlat, 1992 ; De Framond et al., 1998 ; Blanc, 2005 ; Bouvard, 2016) et les sites fortifiés (Laffont, 1998, 2004, 2009) se multiplient à partir du XIIe siècle (fig. 4B), accompagnés d’une exploitation de plus en plus intensive des ressources, d’un élevage incluant la transhumance et de pratiques liées à la gestion de l’eau (Bréchon, 1998 ; De Framond et al., 1998 ; Dendievel, 2017). Cette période est celle de l’extension la plus importante des cultures sur les hautes terres et voit l’émergence d’une spécialisation dans un élevage bovin à vocation spéculative (Guigal, 1995 ; Bréchon, 2001). Alors que le réseau des noyaux villageois est à peu près achevé en deçà de 1200 m dès le XVIe siècle, cette spécialisation, qui semble surtout avoir été le fait d'exploitations familiales en fermes isolées, connait une forte expansion aux XVIIe-XVIIIe siècles jusqu'à l'apogée démographique du XIXe siècle (Fel, 1962 ; Molinier, 1985 ; Léogier, 1995, 2005). Les défrichements poursuivis tout au long de l’Époque moderne ont eu vocation, sur les plus hautes terres, à développer des prés et pâtures bien plus que des labours. 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 au moment où survient le PAG.

12Enfin, 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 à la fin du XIXe siècle mais dont le paroxysme a lieu après la deuxième guerre mondiale (Léogier, 1995, 2001).

Fig. 4 – Contexte historique et archéologique micro-régional.
Fig. 4 – Micro-regional historical and archaeological background.

Fig. 4 – Contexte historique et archéologique micro-régional.   Fig. 4 – Micro-regional historical and archaeological background.

A. Ve-XIe siècles : 1. Sites des Ve-VIe siècles ; 2. Édifices religieux (IXe siècle) ; 3. Édifices religieux (Xe-XIe siècles) ; 4. Sites fortifiés (Xe-XIe siècles) ; 5. Autres sites ; 6. Section de la vallée du Gage étudiée dans cet article ; 7. Autres données paléoenvironnementales : tourbière de La Narce du Béage (Dendievel, 2017) ; 8. Voies médiévales d’après Bréchon (2000) ; 9. Limite départementale. B. XIIe-XVe siècles : 1. Édifices religieux ; 2. Sites fortifiés ; 3. Structures hydrauliques (barrages, biefs, moulins) ; 4. Droit de pêche des Chartreux de Bonnefoy ; 5. Autres sites ; 6. Section du Gage étudiée dans cet article ; 7. Séquence paléoenvironnementale de la tourbière de La Narce du Béage (Dendievel, 2017) ; 8. Passages et ponts routiers ; 9. Voies médiévales (Bréchon, 2000) ; 10. Limite départementale.
A. Vth-XIth centuries : 1. Sites of the 5th-6th centuries; 2. Religious buildings (9th century); 3. Religious buidings (10th-11th centuries); 4. Fortified places (10th-11th centuries); 5. Other sites; 6. Segment of the Gage Valley studied in this paper; 7. Other palaeoenvironmental data from La Narce du Béage mire (Dendievel, 2017); 8. Medieval routes (Bréchon, 2000); 9. Administrative boundary. B. 12th-15th centuries: 1. Religious buildings; 2. Fortified places; 3. Hydraulics (dams, collectors, mills); 4. Fishing right of the Bonnefoy Cartusian monks; 5. Other sites; 6. Segment of the Gage Valley studied in this paper; 7. Palaeoenvironmental record from La Narce du Béage mire (Dendievel, 2017); 8. Paths and road bridges; 9. Medieval routes (Bréchon, 2000); 10. Current administrative boundaries.

3. Méthodes et outils

3.1. Une démarche fondée sur l’étude des coupes de berge

13Nous nous sommes appuyés sur l’étude des coupes de berge pour approcher l’histoire hydro-sédimentaire du fond de la vallée du Gage dans sa section médiane. D’amont en aval, sept coupes (A à G) ont été relevées dans des concavités de méandre offrant un bon dégagement pour l’observation des dépôts (fig. 2-3). Les coupes ont fait l’objet, sur le terrain, d’un relevé litho-stratigraphique et de prélèvements pour datation, estimation du taux de matière organique, mesure de la susceptibilité magnétique et étude paléoécologique des niveaux organiques (macro-restes). Ces relevés et analyses ont été réalisés pour évaluer le potentiel informatif des archives fluviales holocènes de la moyenne vallée du Gage (tab. 1).

Tab. 1 – Opérations réalisées sur les 7 coupes étudiées dans la moyenne vallée du Gage (Ardèche, France).
Tab. 1 – Performed analyses on the 7 study cross-sections from the middle Gage Valley (Ardèche, France).

Tab. 1 – Opérations réalisées sur les 7 coupes étudiées dans la moyenne vallée du Gage (Ardèche, France).   Tab. 1 – Performed analyses on the 7 study cross-sections from the middle Gage Valley (Ardèche, France).

3.2. Protocoles analytiques

3.2.1. Datations

14Dix-sept datations ont été effectuées par la méthode du radiocarbone (AMS), principalement sur charbons, afin de caler chronologiquement les séquences étudiées (tab. 2). Les mesures d’âge obtenues ont fait l’objet d’une calibration à 2 σ avec le logiciel OxCal v4.2.4 (Bronk Ramsey et Lee, 2013) utilisant la courbe « IntCal13 » (Reimer et al., 2013).

Tab. 2 – Liste des datations.
Tab. 2 – Dates list.

Tab. 2 – Liste des datations.   Tab. 2 – Dates list.

Les âges en gris italique ont été rejetés. Calibration à 2 σ avec le logiciel OxCal v4.2.4 (Bronk Ramsey et Lee, 2013) utilisant la courbe « IntCal13 » (Reimer et al., 2013).
Ages in grey italics are rejected. The 2σ calibration was performed with the OxCal software, v4.2.4 (Bronk Ramsey and Lee, 2013), using the “IntCal13” calibration curve (Reimer et al., 2013).

3.2.2. Dosage de la matière organique

15Le dosage de la matière organique a été effectué sur la totalité du log principal de la coupe G ainsi que sur certains niveaux des coupes C et D. Il a été effectué par la méthode de la perte au feu (Heiri et al., 2001). Dix grammes de sédiment sec et broyé ont été placés dans une coupelle en porcelaine puis calcinés pendant 5 h à 550°C dans un four à moufle Labotherm (plateforme OMEAA, UMR 5600 EVS). Après pesée, à l’aide d’une balance de précision (10³ g), le taux de matière organique (MO) a été déterminé à partir du calcul suivant : taux de matière organique (%) = (poids du sédiment sec avant calcination – poids après calcination) x 100 / poids du sédiment sec avant calcination (Heiri et al., 2001).

3.2.3. Mesure de la susceptibilité magnétique

16La susceptibilité magnétique traduit la capacité d'un corps à acquérir une aimantation sous l'effet d'un champ magnétique. La réponse magnétique est principalement contrôlée par le type de composants ferri- et ferro-magnétiques. La présence de ces minéraux en contexte sédimentaire dépend principalement de la lithologie du bassin versant et des flux détritiques générés par l’érosion (Dearing, 1999). Ce taux d’aimantation, exprimé en SI (unités du système international), a été mesuré sur l’ensemble des unités stratigraphiques du log principal de la coupe G grâce à une sonde Bartington MS2B sensor directement appliquée sur l’échantillon éloigné de toute source magnétique. Cinq valeurs ont été obtenues et moyennées pour chaque échantillon.

3.2.4. Étude des macro-restes organiques

17L’analyse des macro-restes consiste à identifier les fragments d’origine végétale, animale voire minérale conservés dans les sédiments. Elle concerne les fruits et les graines, mais aussi les racines, les rhizomes, les tiges, les feuilles, les bractées, les bourgeons, les restes de bois imbibés d’eau ou carbonisés (Bhiry et Filion, 2001 ; Birks, 2014). Les fragments de mousses (feuilles, tiges, sporanges, capsules), de champignons, ainsi que certains restes entomologiques peuvent être identifiés (Trichoptères, Coléoptères, Chironomidés, etc.). Ce type d’analyse permet de caractériser l’évolution de la végétation locale des zones humides en lien avec les changements climatiques et l’anthropisation grâce à (i) l’identification très précise des restes (à l’espèce ou au genre le plus souvent), (ii) la multiplicité des restes conservés qui accroît les chances de valider la présence d’un taxon en reconstituant la biodiversité, et (iii) l’origine locale (distance < 300 m) des macro-restes dans les sédiments tourbeux. En contexte alluvial, cette analyse permet de différencier les éléments relevant de la sédimentation locale, in situ, et les éléments exogènes souvent transportés par l’eau (Dieffenbacher-Krall, 2007).

18L’analyse des macro-restes a été menée dans les niveaux organiques des coupes C (6 échantillons) et D (2 échantillons) et sur le log principal de la coupe G (15 échantillons). Les échantillons ont été tamisés sous un mince filet d’eau à des mailles de 1 mm, 500 μm et 200 μm. Placé dans des boîtes à Pétri avec un fond d’eau distillée, le matériel a été identifié à l’aide d’un stéréomicroscope Leica MZ-6 (×0,75 à ×5). Lorsque des identifications spécifiques étaient nécessaires, nous avons utilisé un microscope Nikon Eclipse 80i (×10 à ×100). Des photos des macro-restes ont été réalisées avec la caméra D.S. et le logiciel NIS-Elements 3D (Nikon, version 3.03) associés au microscope. L’analyse a été réalisée par comptage exhaustif du nombre de restes, sauf pour les composants principaux (tissus ligneux, restes de Cypéracées, tiges de Bryophytes) qui ont été répartis de façon homogène puis comptés sur un quart de l’échantillon. Leur nombre a ensuite été extrapolé à l’ensemble de l’échantillon. Afin que tous les échantillons aient le même poids statistique, la concentration en macro-restes a été standardisée à l’aide d’un coefficient de proportionnalité (n/40 g de sédiment). L’identification des restes a été réalisée à l’aide d’atlas photographiques de référence et de publications spécialisées (Dombrovskaja et al., 1959-1960 ; Körber-Grohne, 1964 ; Katz et al., 1965 ; Berggren, 1969 ; Lévesque et al., 1988 ; Smith, 2004 ; Coudreuse et al., 2005 ; Cappers et al., 2006 ; Mauquoy et van Geel, 2007 ; Tort et al., 2008, 2010)

4. Résultats

4.1. Description litho-stratigraphique des coupes

4.1.1. Coupe G de la Valette

19La coupe de La Valette – coupe G – est la plus aval des sept coupes étudiées (fig. 2‑3, 5‑6). Elle se développe sur 60 m de long dans une concavité de méandre du Gage. L’érosion à l’origine du léger ravin qui festonne le versant de rive gauche de la vallée à cet endroit a donné naissance à un cône de déjection torrentiel dont la coupe de La Valette recoupe la partie distale. Ce cône se raccorde morphologiquement au niveau du lit majeur (+2,5 à 3 m) limité par un talus bien marqué en contrebas duquel se développe le plan du lit moyen. Ce dernier domine le talweg de 1,5 à 2 m et est accidenté par des chenaux de crue plus ou moins vifs, bien visibles à l’aval de la coupe. À hauteur de cette dernière, le Gage coule sur ses alluvions. La séquence observée ne correspond ainsi qu’à la partie visible des dépôts fluviatiles remblayant le fond de vallée à cet endroit. Étant la plus développée verticalement, la plus dilatée chronologiquement et la mieux datée (tab. 2), cette coupe servira de référence pour les corrélations entre coupes et pour la discussion.

Fig. 5 – Coupe G de La Valette (moyenne vallée du Gage, Ardèche, France).
Fig. 5 – Cross-section G from La Valette (middle Gage Valley, Ardèche, France).

Fig. 5 – Coupe G de La Valette (moyenne vallée du Gage, Ardèche, France).   Fig. 5 – Cross-section G from La Valette (middle Gage Valley, Ardèche, France).

À gauche (amont ; Unités Stratigraphiques = US 1 à 31), se trouve la séquence constitutive du log principal. Le trait noir gras sépare cette séquence de celle du chenal emboité (aval ; US 32 à 39). Les cercles numérotés donnent l’ordre de succession des unités stratigraphiques. Les âges radiocarbone calibrés AD (2 σ) ont été replacés sur cette figure (pour plus de détails, voir tab. 2).
The main sequence is located on the left (upstream; Stratigraphic Units= US 1 to 31). The bold black line separates this sequence from that of the nested channel (downstream; US 32 to 39). The numbered circles are in the stratigraphical order. The radiocarbon dates (cal. AD, 2σ) are located on the picture (for details, see tab. 2).

20Haute de 3 m, la section amont de cette coupe de berge correspond au niveau du lit majeur dominant le lit moyen (fig. 6). Cette séquence est recoupée vers l’aval par un paléochenal emboîté dont le remblaiement détermine le niveau actuel du lit moyen entre +1,5 et 2 m au-dessus du chenal actuel (fig. 5). Ainsi, la séquence de la coupe de La Valette présente un développement vertical cumulé de près de 5 m. Le relevé le plus précis – log principal (fig. 6) – a été effectué sur la moitié amont (3 m), et complété dans la moitié aval – chenal emboîté – par des prélèvements ponctuels destinés à compléter la lecture chronostratigraphique de la séquence. Au total, 14 datations radiocarbone sur charbon (tab. 2), dont 11 utilisables (3 datations incohérentes – charbons remaniés ? – n’ont pas été retenues), précisent le cadre chronologique de cette séquence riche en charbons et où se rencontrent également des tessons vernissés médiévaux ou modernes. Au total, la séquence couvre le dernier millénaire et demi.

Fig. 6 – Litho-stratigraphie, susceptibilité magnétique et taux de matière organique pour le log principal de la coupe G.
Fig. 6 – Litho-stratigraphy, magnetic susceptibility measurements and organic matter content for the main log of the cross-section G.

Fig. 6 – Litho-stratigraphie, susceptibilité magnétique et taux de matière organique pour le log principal de la coupe G.   Fig. 6 – Litho-stratigraphy, magnetic susceptibility measurements and organic matter content for the main log of the cross-section G.

1. Humus à racines et limons bruns ; 2. Sables moyens et grossiers orangés ; 3. Lits de sables et graviers plus ou moins riches en matière organique ; 4. Galets et blocs dans une matrice sableuse ; 5. Couche argileuse de couleur bleue, à sables fins et graviers ; 6. Faciès tourbeux. Les bandes grises soulignent les niveaux datés. Abréviations granulométriques : a. Argiles ; l. Limons ; s. Sables ; gr. Éléments grossiers.
1. Humus with roots and brown silts; 2. Medium and coarse orange sands; 3. Sand and gravel beds with varying organic content; 4. Pebbles and blocks in a sandy matrix; 5. Blue-colored clay layers with fine sands and gravels; 6. Peaty layer. Grey bands highlight dated layers. Grain size abbreviations: a. Clay; l. Silts; s. Sands; gr. Coarse elements.

21La partie inférieure de l’accumulation (log principal, 215 à 270 cm sous la surface, US 1 à US 19) forme un ensemble organo-détritique lité organisé en 4 membres superposés, des plus organiques à la base aux plus détritiques et grossiers au sommet. Chacun de ces membres se caractérise par une organisation grano-décroissante assurant la transition de niveaux détritiques graveleux à sablo-graveleux à des niveaux de plus en plus fins, sableux, silteux ou argileux et, pour les 3 membres inférieurs, s’enrichissant en matière organique.

22Les plus bas niveaux observés correspondent ainsi à un ensemble organo-détritique lité (sommet du membre 1 : US 1 à US 3) riche en charbons, à lits organiques prédominants (faciès tourbeux) séparés par des lits sableux centimétriques. Un charbon prélevé à 275 cm de profondeur dans un niveau tourbeux (US 1) a donné un âge de 590 à 665 cal. AD (tab. 2) qui nous place dans le premier tiers du haut Moyen Âge (fin du VIe ou début du VIIe siècle AD).

23Le deuxième membre grano-décroissant regroupe les US 4 à 7 (240 à 260 cm de profondeur). Il évolue de niveaux détritiques à galets (8 à 3 cm de bas en haut) puis graveleux dans une matrice argilo-sableuse bleuâtre (US 4 à US 6) à un niveau organique (US 7) daté de 1224 à 1298 cal. AD, soit le XIIIe siècle (tab. 2). La mise en place de ce deuxième membre se produit donc quelque part entre le VIIe et le XIIIe siècle. À l’extrémité aval de la coupe, sous la base du chenal emboîté, une alternance de lits sableux et silteux relayés latéralement par des niveaux graveleux pourrait être corrélée à ce niveau compte tenu de l’âge obtenu (Xe ou début XIe siècle, 900-1027 cal. AD) (tab. 2).

24Le troisième membre (US 8 à US 10), moins organique et plus sableux, se met en place entre le début du XIIIe et le milieu du XVe siècle d’après l’âge d’un charbon prélevé dans le lit silteux grisâtre supérieur correspondant à l'US 10 (fig. 6, tab. 2). C’est aussi dans ce créneau temporel que se construit la séquence sableuse à sablo-graveleuse située à l’extrémité amont de la partie présentée de la coupe hors log principal (1324-1443 cal. AD) (tab. 2). Une première nappe grossière à galets (US 20 du log principal) recouvre cette séquence, relayée latéralement dans l’axe du log principal par les dépôts détritiques sableux à sablo-graveleux oxydés (US 11 à US 23) du membre 4, dont les niveaux supérieurs se mettent en place dans la première moitié du XVe siècle (1410-1450 cal. AD) (tab. 2).

25Au-dessus de ces quatre membres organo-détritiques et de la première nappe grossière à galets (US 20), la suite du log principal (près de 2 m d’épaisseur) se caractérise par la superposition de 3 nappes alluviales grossières à galets et blocs majoritairement basaltiques, séparées par des niveaux sablo-silteux peu épais (5 à 20 cm). La nappe n° 2 (US 24-25) se met ainsi en place entre le milieu du XVe et le milieu du XVIIe siècle d’après l’âge du niveau fin interstratifié entre cette nappe et la suivante (US 26 : 1447-1634 cal. AD) (fig. 6, tab. 2). Un dernier niveau fin (US 28 à US 30) est intercalé entre les nappes grossières n° 3 (US 27) et n° 4 (US 31). L’âge de l’US 30, situé entre 1445 et 1632 cal. AD (tab. 2), montre que la nappe n° 3 se met en place dans la même fourchette temporelle que la nappe n° 2, soit entre le milieu du XVe et le milieu du XVIIe siècle. Il en est de même pour la nappe n° 4, d’après l’âge (voir ci-dessous) des dépôts de base du chenal emboîté recoupant cette séquence en aval du log principal (fig. 5).

26Cette position d’emboîtement est étayée par des arguments morphologiques (passage du lit majeur au lit moyen), stratigraphiques (dépôt grossier en vrac remaniant le matériel des nappes grossières, plaqué en contrebas de ces dernières sur un plan incliné situé dans le prolongement du talus séparant basse terrasse et lit majeur et représentant un paléo-dépôt de berge en rive gauche du chenal emboîté) et chronologiques (séquence de remblaiement contemporaine et postérieure aux niveaux formant le sommet du log principal). Le paléochenal emboîté de la moitié aval de la coupe G a en effet été remblayé, jusqu’au niveau du lit moyen actuel, par le dépôt d’un matériel sablo-silteux, avec une tendance générale à l’accroissement du détritisme.

27La base du chenal est formée par un niveau argilo-silteux noirâtre de 4 à 10 cm d’épaisseur, mis en place quelque part entre le milieu du XVe et le milieu du XVIIe siècle d’après les charbons datés dans l’unité (US 32 : 1441 à 1631 cal. AD) (tab. 2). Au-dessus, une séquence d’environ 50 cm d’épaisseur (US 33) montre une alternance de lits centimétriques sableux oxydés et silteux grisâtres. Un charbon prélevé à mi-hauteur a donné un âge de 1690 à 1926 cal. AD (tab. 2). Cette séquence est localement ravinée par une lentille sablo-graveleuse d’environ 10 cm d’épaisseur et 6 m de largeur (US 34), au-dessus de laquelle reprend une sédimentation alternant lits centimétriques sableux très oxydés (dominants) et lits silteux (US 35). L’âge obtenu à la base de cette US 35 nous place entre la fin du XVIIe et le milieu du XXe siècle (1681 à 1938 cal. AD) (tab. 2). Vient ensuite un nouveau chenal ravinant, un peu plus profond et moins large que le précédent et surtout plus graveleux (US 36), suivi par une nouvelle séquence litée à lits sableux dominants et très fortement oxydés (US 37) évoluant vers un faciès plus silteux grisâtre (US 38) avant de redevenir essentiellement sableuse à sablo-graveleuse (US 39). Une couche limono-sableuse à cailloux épars, de 30 à 40 cm d’épaisseur, tronque enfin l’ensemble et forme le support de la pédogenèse actuelle.

4.1.2. Coupes A à F

28Six coupes de berge ont été relevées dans la section moyenne de la vallée du Gage en amont de la coupe de La Valette (fig. 2-3). Leurs principaux caractères litho-stratigraphiques sont présentés ci-dessous (pour le détail, voir la Figure 7 et le Tableau 3).

Fig. 7 – Litho-stratigraphie et datation des coupes de la moyenne vallée du Gage.
Fig. 7 – Litho-stratigraphical cross-sections and ages from the middle Gage Valley.

Fig. 7 – Litho-stratigraphie et datation des coupes de la moyenne vallée du Gage.   Fig. 7 – Litho-stratigraphical cross-sections and ages from the middle Gage Valley.

1. Humus et limons bruns ; 2. Sables moyens et grossiers orangés ; 3. Lits de sable plus ou moins riches en matière organique ; 4. Graviers ; 5. Galets et blocs ; 6. Couche argileuse bleutée à sables fins ; 7. Couche organique sableuse ; 8. Faciès tourbeux ; 9. Dates radiocarbone (âge cal. AD, 2 σ), la position des dates calibrées est indiquée par une étoile ; 10. Hypothèses de corrélation.
Granulométrie : a. Argiles ; l. Limons ; s. Sables ; gr. Éléments grossiers.
1. Humus and brown silts; 2. Medium and coarse orange sands; 3. Sand beds with variable organic content; 4. Gravels; 5. Pebbles and blocks; 6. Blue clay layers with fine sands; 7. Organic matter-rich and sandy layer; 8. Peaty layer; 9. Radiocarbon date (age cal. AD, 2 σ), the location of the calibrated ages is represented by a star; 10. Correlation hypotheses.
Grain size: a. Clay; l. Silts; s. Sands; gr. 
Coarse elements.

Tab. 3 – Litho-stratigraphie et âges radiocarbone des coupes A à F de la moyenne vallée du Gage (Ardèche, France).
Tab. 3 – Litho-stratigraphy and radiocarbon dates from sections A to F in the Middle Gage Valley (Ardèche, France).

Tab. 3 – Litho-stratigraphie et âges radiocarbone des coupes A à F de la moyenne vallée du Gage (Ardèche, France).   Tab. 3 – Litho-stratigraphy and radiocarbon dates from sections A to F in the Middle Gage Valley (Ardèche, France).

29Les coupes A à F présentent une alternance de niveaux fins argileux à sableux plus ou moins organiques et de niveaux détritiques grossiers sableux à sablo-graveleux. Suivant les coupes, une à quatre nappes alluviales grossières à galets et blocs (granite, phonolite, basalte) se distinguent dans la partie médiane à supérieure des séquences. Les 3 datations disponibles ne permettent qu’un calage chronologique très partiel.

30L’étape la plus ancienne correspond, sur toutes les coupes, à des niveaux organo-détritiques plus ou moins riches en matière organique (A8-A7, B7, C4-T5, D5, E8-E7-E6, F8-F7). L’aspect argileux et réduit de certains d’entre eux (D5, E8, E6) témoigne d’une sédimentation en conditions anoxiques. D’après les datations effectuées, ces niveaux se mettent en place entre le milieu du XIe siècle et le milieu du XIIIe siècle, soit durant la seconde moitié du POM (Petit Optimum Médiéval ; coupe C‑T5 : 1040-1220 cal. AD et coupe D‑D5 : 1050-1260 cal. AD) (tab. 2).

31C’est par la suite que s’affirme le détritisme dans toutes les séquences. D’après la coupe C, une nappe grossière à galets et blocs (C3 ; corrélations probables avec A6, B6 et peut être F5) succède au niveau T5 (mi XIe ‑ début XIIIe siècle) et précède une unité organo-détritique (T3-T4) datée entre le milieu du XVe et le milieu du XVIIe siècle (1450-1635 cal. AD) (tab. 2). Sur la base de ces observations, l’essentiel des séquences détritiques des coupes A à F pourrait coïncider avec le PAG.

4.2. Susceptibilité magnétique, taux de matière organique (MO) et macro-restes

4.2.1. Log principal de la coupe G

• Susceptibilité magnétique et taux de matière organique

32Le bassin du Gage, avec ses affleurements géologiques amont de granite du Velay et de formations basaltiques, présente un fort potentiel magnétique alluvionnaire. Les valeurs de susceptibilité magnétique varient entre 150 et 1 000 SI tout au long du log principal de la coupe G de la Valette, tandis que les taux de MO sont compris entre 2 et 30 % (fig. 6). De façon classique, ces derniers sont inversement corrélés aux valeurs de susceptibilité magnétique, l’enrichissement en MO diluant le signal magnétique. Ainsi, les couches les plus organiques (US 3 et US 7 par exemple) correspondent aux plus faibles valeurs de susceptibilité magnétique.

33Trois groupes sédimentaires peuvent être mis en évidence : (i) les unités inférieures de la séquence présentent des taux de MO modérés pouvant augmenter jusqu’à 20-30 % (US 7 et US 3 respectivement) avec des taux d’aimantation des sédiments inférieurs à 500 SI. Il est intéressant de remarquer que la part de la fraction minérale dans ces niveaux riches en fibres organiques reste importante, signalant des apports détritiques réguliers ; (ii) les niveaux détritiques grossiers (graviers, galets et blocs) présentent de fortes valeurs de susceptibilité comprises entre 500 et 800 SI en moyenne, qui s’expliquent par les sources sédimentaires prédominantes des alluvions (granite et surtout basalte). Les taux de MO associés sont variables et compris entre 5 % pour les niveaux réduits de la base de la séquence (950-1025 cal. AD) et 2 % pour les autres niveaux ; (iii) les passées les plus sableuses présentent des valeurs de susceptibilité magnétique généralement supérieures à 800 SI avec des taux de MO situés entre 2 et 3 %.

• Macro-restes

34Seuls les niveaux les plus organiques (archives écologiques discontinues en contexte alluvial) ont fait l’objet de déterminations. Les résultats sont présentés suivant leur ordre stratigraphique de mise en place (tab. 4).

Tab. 4 – Principaux taxons macro-restes identifiés dans les coupes C, D et G de la moyenne vallée du Gage et taux de matière organique associé.
Tab. 4 – Main macrofossil taxa identified in the cross-sections C, D and G from the Middle Gage Valley and organic matter content.

Tab. 4 – Principaux taxons macro-restes identifiés dans les coupes C, D et G de la moyenne vallée du Gage et taux de matière organique associé.   Tab. 4 – Main macrofossil taxa identified in the cross-sections C, D and G from the Middle Gage Valley and organic matter content.

Abréviations : Cht. fragments chitineux ; CT. cuticules ; Et. étuis ; Fl. feuilles ; Frt. frontoclypeus ; G/C. graines ou capsules ; G/F. graines ou fruits ; HC. capsules céphaliques ; MO. matière organique ; TF. tiges feuillées ; TL. tissus ligneux ; RV. restes de l’appareil végétatif.
Abbreviations: Cht. chitin remains; CT. cuticles; ET. cases; Fl. leaves; Frt. frontoclypeus; G/C. seeds or capsules; G/F. seeds or fruits; HC. head capsules; MO. organic matter; TF. stems with leaves; TL. woody tissues; RV. vegetative remains.

35Les macro-restes végétaux de l’unité US 1 sont très abondants (plus de 6 000 restes). On trouve notamment des fragments de mousses aquatiques comme Drepanocladus ainsi que de nombreux restes d’insectes à cycle aquatique comme les trichoptères (étuis et frontoclypeus) et les nymphes de Chironomidés (fig. 8). Ces éléments indiquent la présence d’une nappe d’eau faiblement courante à calme. Une cariçaie (tiges, racines et radicelles de Cypéracées) dominée par la laîche des bourbiers (Carex limosa : tiges et graines) évoque une phase d’entourbement rapide de cette petite étendue d’eau. Des graines de jonc des crapauds (Juncus bufonius) signalent une jonçaie ceinturant la zone humide. Cette espèce joue le rôle de plante pionnière dans la dynamique d’installation des tourbières et des marais. Enfin, les très nombreux morceaux de bois (tissus ligneux) et des graines de stellaire des marais (Stellaria alsine) sont à relier à la présence d’une ripisylve.

36Les indices d’anthropisation sont ici notables et caractérisés par la présence de graines de molinie bleue (Molinia caerulea), de chénopode blanc (Chenopodium album) et de silène à fleur de coucou (Silene flos-cuculi) par exemple (fig. 8). Les macro-charbons sont peu nombreux mais indiquent vraisemblablement des feux dans le bassin versant du Gage. L’érosion des versants est soulignée par des amas de champignons du sol (Glomus fasciculatum et Coenococcum geophilum) (fig. 8).

37L’unité US 2 est plus pauvre en macro-restes et sa composition fait écho au contenu de l’US 1 : on observe de nombreuses graines de laîche des bourbiers et de jonc des crapauds (tab. 4). Les fragments de bois sont plus rares. Ce niveau est très sableux et l’état de conservation des éléments suggère un transport assez important. Les éléments aquatiques à semi-aquatiques sont abondants (Chironomidés, Trichoptères, Acariens/Oribates). Une graine de bouleau (Betula sect. Alba) pourrait provenir de la ripisylve (fig. 8).

Fig. 8 – Exemples de macro-restes issus de la coupe G.
Fig. 8 – Examples of macrofossils from the cross-section G.

Fig. 8 – Exemples de macro-restes issus de la coupe G.   Fig. 8 – Examples of macrofossils from the cross-section G.

A. Graines de bouleau (Betula sect. Alba) ; B. graines de framboisier (Rubus cf. idaeus) ; C. Graine de chénopode blanc (Chenopodium album) ; D. Graine de silène à fleur de coucou (Silene flos-cuculi) ; E. Graines de stellaire des marais (Stellaria alsine) ; F. Graines de laîche (Carex sp.) ; G. Graine de jonc (Juncus effusus/conglomeratus) ; H. Amas de Glomus sp. ; I. Chironomidés ; J. Frontoclypeus de Trichoptère.
A. Birch seeds (Betula sect. Alba); B. Raspberry seeds (Rubus cf. idaeus); C. White goosefoot seed (Chenopodium album); D. Ragged-robin seed (Silene flos-cuculi); E. Bog chickweed seeds (Stellaria alsine); F. Sedges seeds (Carex sp.); G. Rush seeds (Juncus effusus/conglomeratus); H. Clump of Glomus sp.; I. Chironomids; J. Trichoptera Frontoclypeus.

38L’unité US 3 est la plus organique et la plus fibrique de la séquence. Des bryophytes (dont Calliergonella cuspidata) et du comaret (Comarum palustre) forment des tapis tourbeux, bordés d’une ceinture de jonc des crapauds et de laîche élevée (Carex elata). Les insectes aquatiques à semi-aquatiques sont bien représentés quoiqu’un peu plus rares que dans l’unité US 1. Les très nombreux restes de bois témoignent de la présence d’une ripisylve dans la plaine alluviale, composée de bouleau pubescent (B. pubescens), d’aulne glutineux (Alnus glutinosa) et de bourdaine (Rhamnus frangula) notamment. Des champignons du sol indiquent une érosion forte apportant des éléments originaires d’espaces ouverts et anthropisés : chénopode blanc, Caryophyllacées (Silene flos-cuculi notamment) et charbons. Des restes de bois de genévrier commun (Juniperus communis) pourraient être liés à la présence de landes pâturées sur les versants.

39Les unités US 4a, US 4b, US 5 et US 6 présentent une composition similaire. Il s’agit de niveaux très sableux avec très peu de MO correspondant pour l’essentiel à des charbons de bois, dont l’état de conservation indique qu’ils ont été transportés. La couleur bleue de ces niveaux réduits tend à montrer que l’on se trouve dans un contexte de remplissage de bras mort.

40La composition écologique de l’unité US 7 est dominée par les restes de Cypéracées (fig. 8) : la laîche à deux étamines (Carex diandra), caractéristique des creux en eau, des prairies humides ou des rivages vaseux, et la laîche des bourbiers (C. limosa), installée sur des radeaux de Bryophytes (restes de tiges) dans les gouilles et les marais, forment les deux espèces principales. Plusieurs taxons sont spécifiques des sédiments sablo-vaseux comme le jonc des crapauds (Juncus bufonius), le comaret (Comarum palustre) et la renouée – poivre d’eau (Polygonum cf. hydropiper). Une ripisylve entoure vraisemblablement cette zone humide d’après les restes de bois et de graines de bouleau (Betula sect. Alba) observés. La strate basse de cette forêt humide est caractérisée par le framboisier (Rubus idaeus) (fig. 8).

41Les apports de versants sont assez importants avec l’enregistrement de sclérotes de Coenococcum geophilum. Le jonc diffus/congloméré (J. effusus/conglomeratus), dont les graines ont été retrouvées en petites quantités, évoque un pâturage de la zone humide. Les graines de pensées (Viola cf. arvensis) indiquent des champs cultivés à proximité. Enfin, les très nombreux charbons de bois (≥ 1 mm) signalent de fréquents incendies : le défrichement et l’entretien par le feu de certaines parcelles sont envisageables.

42La fraction organique des US sableuses US 10, 19, 21, 22, 26, 28 et 30 est essentiellement composée par des charbons de bois. Ces derniers sont très abîmés à cause d’un transport par l’eau et ont sans doute été redéposés dans la plaine du Gage lors d’épisodes de crue. Le contexte de bord de chenal est confirmé par une graine de guimauve officinale (Althaea officinalis) trouvée dans l’unité US 28, poussant sur les grèves et dans les mégaphorbiaies.

4.2.2. Coupes C et D

• Coupe C

43Située vers la base de la séquence C, la couche T5, datée sur charbon à 1040-1220 cal. AD (tab. 2), correspond à un niveau organique brun foncé riche en sable fin et moyen. Au faible taux de MO de ce niveau (5,5 %) correspond un faible nombre de macro-restes (tab. 4). Des fragments de bois et des charbons issus du bassin versant sont présents en faible quantité. On trouve aussi quelques restes de Cypéracées et d’insectes. La particularité de cet échantillon réside dans le grand nombre de chlamydospores de Glomus sp. et de sclérotes de Coenococcum geophilum, tous deux marqueurs de l’érosion.

44Le niveau T3-T4 organique noirâtre argileux, lité et riche en sables, est daté de 1450-1635 cal. AD (tab. 2-3). Ses caractéristiques sont très proches de T5, tant sur le plan de la richesse en MO (6,3 %) que pour les macro-restes (tab. 4) : morceaux de bois, macro-charbons, restes de Cypéracées ou d’insectes assez fréquents et indicateurs d’érosion (Coenococcum geophilum). La diversité taxonomique est importante : des graines de Caryophyllacées (Silene cf. flos-cuculi), de jonc des crapauds (Juncus bufonius) et de jonc diffus-aggloméré (J. effusus/conglomeratus) pourraient être issues de prairies de fauche voisines.

45Les niveaux T2A et T2B montrent une alternance de dépôts sableux et très faiblement organiques (3,2 % de MO) (tab. 4). Il y a très peu de macro-restes, avec un écho des assemblages écologiques des niveaux T5, T4 et T3 (Juncus sp., Cypéracées, Coenococcum geophilum).

46T1 correspond à l’horizon organo-détritique sableux le plus récent de la coupe C (6,8 % de MO). Ce niveau est caractérisé par un nombre assez élevé de petits (< 1 mm) charbons de bois et de fragments de tissus ligneux, sans doute fragmentés et véhiculés au fil de l’eau.

• Coupe D

47La couche basale D5 correspond à un dépôt d’argile bleue réduite avec du sable fin, dont le taux de MO est de 6 % (tab. 4). Ce niveau a été daté sur bois à 1050-1260 cal. AD (tab. 2) et est donc synchrone de l’échantillon T5 de la coupe C. Située stratigraphiquement plus haut, la couche D3 montre une alternance de niveaux organiques sableux lités dont le taux de MO est de 6,4 % (tab. 4). Cette couche est plus récente que D5 et probablement synchrone des niveaux modernes T2A-B (fig. 7).

48L’analyse paléoécologique des unités D5 et D3 a montré très peu de macro-restes conservés à l’exception de tissus ligneux flottés et de sclérotes de Coenococcum geophilum liés à l’érosion des sols du bassin versant.

5. Interprétation et discussion

5.1. Corrélations entre les coupes A à F et avec la coupe G de La Valette

49Compte tenu de l’élargissement de la plaine alluviale dans la section moyenne de la vallée du Gage (fig. 3) et des possibilités de divagation latérale du cours d’eau, les coupes observées ne donnent qu’une vision partielle de l’architecture stratigraphique et, donc, de l’histoire morpho-sédimentaire qui a conduit à la construction de la plaine alluviale. Compte tenu, par ailleurs, du corpus des datations disponibles (tab. 2) et du risque de convergences de faciès entre niveaux non datés pouvant être d’âge différent, les propositions de corrélations entre les coupes A à G sont limitées (fig. 7) et doivent être regardées avec prudence.

50Par rapport à la coupe G de La Valette qui fournit le cadre de référence, les deux unités organo-détritiques fines observées sur les coupes C (T5) et D (D5) et datées respectivement de 1041-1259 cal. AD et de 1050-1259 cal. AD (tab. 2) ainsi que, peut-être, l’unité E6 de la coupe E, pourraient être synchrones des niveaux de même faciès observés à la base du log principal de la coupe G (entre les US 1 et 7). Ces niveaux témoignent du faible hydrodynamisme et de la stabilité morphologique de cette période coïncidant avec le Moyen Âge central.

51Par la suite, une datation effectuée sur le niveau argilo-sableux organique T4 de la coupe C (1450-1635 cal. AD) (tab. 2) suggère un rattachement à la base du chenal de la partie aval de la coupe G (US 32). L’emboîtement de ce chenal en contrebas de la séquence détritique grossière principale puis le remplissage détritique fin semblent témoigner d’une rupture hydrodynamique et morphologique dans l’histoire du fond de vallée au cours de cette période.

5.2. Phasage de l’évolution et corrélations régionales

5.2.1. L’évolution de la moyenne vallée du Gage depuis la fin du VIe siècle

52Les caractéristiques litho-stratigraphiques de la coupe G de La Valette permettent de mettre en évidence huit étapes dans l’évolution de la moyenne vallée du Gage depuis la fin du VIe siècle de notre Ère (fig. 9). Les bornes chronologiques affichées pour chaque phase sont données au plus large (fourchettes chronologiques à 2 ) et se chevauchent parfois. Seule la stratigraphie permet alors de discriminer les étapes successives de l’évolution sans qu’il soit possible de les caler précisément dans le temps (fig. 9A). Nous verrons par la suite, sur la base des corrélations régionales, quelles hypothèses peuvent être faites pour contraindre chronologiquement le schéma d’évolution proposé (fig. 9B). Pour chacune des étapes présentées ci-dessous, nous avons tenté d’estimer les taux d’aggradation et d’incision. Les résultats obtenus sont présentés à titre indicatif. Compte tenu des imprécisions chronologiques pré-citées et du caractère discontinu de l’histoire fluviale susceptible d’être reconstituée à partir d’un seul point d’observation, ces résultats doivent être considérés avec la plus grande prudence.

Fig. 9 – Phasage de l’évolution de la moyenne vallée du Gage depuis le VIe s. cal. AD.
Fig. 9 – Phases of the middle Gage Valley evolution since the 6th century cal. AD.

Fig. 9 – Phasage de l’évolution de la moyenne vallée du Gage depuis le VIe s. cal. AD.   Fig. 9 – Phases of the middle Gage Valley evolution since the 6th century cal. AD.

A. Phasage brut suivant la stratigraphie et les fourchettes d’âge des US datées. B. Phasage synthétique avec vitesses d’aggradation et d’incision. 1. Formations très organiques et tourbeuses ; 2. Formations organo-détritiques fines ; 3. Argiles et limons ; 4. Sables ; 5. Graviers ; 6. Petits galets (5-7 cm) ; 7. Galets (> 7 cm) ; 8. Blocs ; 9. US / groupes d’US et bornes chronologiques pour les unités datées (âges cal. AD, intervalle de confiance : 2 σ) ; 10. Phases de l’évolution ; 11. Phases d’incision.
A. Row phases according to the stratigraphy and the age range of the units dated (US). B. Phasing synthesis with aggradation and incision rate. 1. Very organic to peaty deposits; 2. Mixed organic and detrital fine sediments; 3. Clay and silts; 4. Sands; 5. Gravels; 6. Small pebbles (5-7 cm); 7. Pebbles (> 7 cm); 8. Blocks; 9. US groups and chronological ranges for the dated units (ages cal. AD, confidence interval: 2σ); 10. Evolution phases; 11. Incision phases.

• Phase 1 : de la fin du VIe à la fin du XIIIe siècle (590-1298 cal. AD US 1 à 7)

53L’essentiel du haut Moyen Âge et le Moyen Âge central se caractérisent par une dynamique fluviale globalement modérée. Une certaine instabilité s’y manifeste cependant par l’alternance de phases peu énergiques (sédimentation organo-détritique à tourbeuse) et de phases de regain modéré d’énergie aboutissant, au maximum, au transport de petits galets. Deux phases principales de stabilité caractérisées par une sédimentation organique s’individualisent : (i) entre la fin du VIe et le milieu du VIIe siècle (US 1 : 590-665 cal. AD) (tab. 2), (ii) puis au cours du XIIIe siècle (US 7 : 1224-1298 cal. AD) (tab. 2). L’aggradation totale identifiée au cours de cette longue période pluri-séculaire est d’une trentaine de centimètres seulement (moyenne d’environ 4,3 cm/siècle soit 0,43 mm/an). Elle semble se dérouler dans un contexte de plaine marécageuse, ponctuée de mares (mousses et insectes aquatiques caractéristiques des eaux stagnantes) et abritant notamment une ripisylve (Betula sp., Rhamnus frangula) d’après les analyses paléoécologiques. De nombreux éléments rattachables aux activités humaines sont par ailleurs régulièrement observés dans les coupes de berge du Gage dès les VIe-VIIe siècles (fig. 8, tab. 4). Ils soulignent l’emprise anthropique sur ce paysage de moyenne montagne, notamment au cours des phases les plus favorables (fig. 4A).

• Phase 2 : du XIIIe au début du XVe siècle (1224-1443 cal. AD, US 8 à 19)

54Cette période correspond à l’amorce de la crise hydro-sédimentaire qui va suivre. Plusieurs vagues de dépôts à granulométrie décroissante, mais de plus en plus grossiers et de moins en moins organiques, se succèdent. Elles génèrent une aggradation dont la vitesse triple par rapport à la période précédente (35 cm d’accumulation en 2,25 siècles soit une moyenne d’environ 15,6 cm/siècle ou 1,6 mm/an). Au sein de cette période, une phase de relative accalmie (US 10 : lit silteux organique daté entre 1404 et 1450 cal. AD) (tab. 2) survient dans la première moitié du XVe siècle, entre deux séquences plus énergiques.

• Phase 3 : du début du XVe au premier tiers du XVIIe siècle (1404-1631 cal. AD, US 20 à 31)

55Cette période est celle du basculement brutal dans une phase de très forte hydraulicité (phase torrentielle) et d’augmentation de la connectivité versants-talwegs. Des alluvions abondantes et très grossières (galets et blocs pluri-décimétriques) transitent dans l’axe du chenal. S’y ajoutent des apports considérables en provenance des versants, au pied desquels se construisent des cônes torrentiels comme celui de La Valette (fig. 3). Au niveau de la coupe G, quatre nappes grossières de 40 à 70 cm d’épaisseur se mettent ainsi successivement en place, séparées par des niveaux sableux décimétriques (diminution des apports et de l’énergie de l’écoulement entre chaque pulsation grossière). Les macro-restes compris dans ces niveaux sableux correspondent essentiellement à des charbons et restes de bois (potentiellement remaniés ?), déposés entre les phases de crue. Les restes de champignons du sol mis au jour (Coenococcum geophilum) soulignent la vigueur de l’érosion sur les versants. La première nappe (US 20) se dépose quelque part entre 1404 et 1457 cal. AD d’après l’âge des niveaux encadrants (1404-1450 cal. AD pour l’US 10 et 1410-1457 cal. AD pour l’US 21) (tab. 2). Si l’on considère l’épaisseur maximum (70 cm) de cette nappe en amont du log principal, on obtient une vitesse minimum d’accumulation de 14,9 mm/an, soit presque dix fois supérieure à celle de la phase 2. Le calage de la deuxième nappe (US 24-25) est moins précis et il est juste possible de la situer dans la fourchette 1410-1631 cal. AD. La même imprécision vaut pour les deux nappes supérieures (US 27 et US 31) qui se mettent en place quelque part entre 1447 et 1631 cal. AD. Ces trois nappes représentent une aggradation minimum (éventuelle troncature sommitale ?) de 1,95 m en 221 ans maximum, soit une vitesse moyenne minimum d’accumulation de 8,8 mm/an. Cette dernière valeur, qui suggère un ralentissement de la dynamique d’aggradation, est en fait sans doute fortement sous-estimée du fait de l’imprécision du calage chronologique, la mise en place de telles nappes pouvant être extrêmement rapide. Nous verrons plus loin comment contraindre le schéma par le biais des corrélations régionales.

• Phase 4 : du milieu du XVe au premier tiers du XVIIe siècle (1447-1631 cal. AD)

56Cette phase, impossible à mieux caler dans le temps à ce stade, est celle de l’incision (pratiquement 3 m soit, en 184 ans, une vitesse moyenne minimum d’encaissement de 16,3 mm/an) et donc du déstockage partiel qui se produisent après 8 à 10 siècles d’accumulation et un exhaussement de 3 m de la plaine alluviale du Gage dans sa section médiane (bilan global n’excluant pas des phases intermédiaires de ré-incision et de déstockage partiel, voir discussion). C’est l’origine du chenal emboîté visible à la moitié aval de la coupe G.

• Phase 5 : du milieu du XVe au premier tiers du XVIIe siècle (1447-1631 cal. AD, US 32)

57Faute de datations plus précises, c’est dans la même tranche de temps que pour la phase 4 que survient, postérieurement au creusement du chenal emboîté, une période de calme hydrologique à l’emplacement de la coupe G. Cette phase est matérialisée par l’accumulation au fond du chenal d’un sédiment très organique (US 32). Faute de disposer d’une observation en continu de l’architecture de la plaine alluviale, il est impossible de savoir si cette sédimentation s’opère (i) dans le chenal principal du Gage – ce qui renforcerait l’hypothèse d’une brusque phase d’accalmie dans la dynamique fluviale – ou (ii), comme le suggèrent les macro-restes (coupe C, US T3-4), dans une annexe hydraulique – ce qui amènerait à nuancer l’hypothèse précédente.

• Phase 6 : fin du XVIIe siècle et postérieur (1690 cal. AD et postérieur, US 33 à 39)

58Au cours de cette période, le chenal emboîté de la coupe G est peu à peu remblayé par un matériel sablo-silteux à sablo-graveleux formant une séquence finement litée. Elle montre une tendance globalement grano-croissante, témoin d’une augmentation d’énergie de la dynamique fluviale progressive mais modérée. Deux chenaux ravinants, larges et peu profonds, témoignent de brèves périodes de regain d’énergie des écoulements à l’emplacement du chenal emboîté principal. Le premier (US 34 : 6 m de large et 10 cm de profondeur) est associé à un matériel sablo-graveleux, tandis que le suivant (US 36 : 3 à 4 m de large pour 15 à 20 cm de profondeur) est constitué d’alluvions graveleuses un peu plus grossières. Les âges obtenus ne permettent pas de préciser l’époque de leur mise en place (tab. 2). L’épaisseur globale de la séquence remblayant le chenal emboîté est voisine de 1,5 m. Malgré le flou chronologique signalé, et si l’on fixe au début du XXe siècle la phase d’incision contemporaine à l’origine de l’actuel chenal du Gage, il faut considérer que cette accumulation s’est constituée au maximum en 210 ans (1690-1900 ; et sans doute moins, voir plus loin), soit à une vitesse moyenne minimum de 7,1 mm/an.

• Phase 7 : fin du XVIIe siècle et postérieur (1690 cal. AD et postérieur, US 40)

59Au terme du remblaiement du chenal emboîté de la coupe G, des alluvions plus grossières à petits et moyens galets (5-8 cm) dans une matrice sablo-graveleuse semblent s’être répandues sur la plaine alluviale en ravinant les dépôts de la phase 6. Discontinues et peu épaisses, elles sont recouvertes par les limons de débordement contemporains du fonctionnement actuel de la plaine alluviale.

• Phase 8 : fin XVIIe siècle et postérieur (1690 cal. AD et postérieur)

60Il s’agit de la phase d’incision à l’origine du chenal actuel du Gage, encaissé de 2 m en contrebas du niveau du lit moyen. Si, comme proposé à la phase 6, on admet que cette phase d’incision se produit au XXe siècle, le chenal se serait creusé à une vitesse moyenne de 17 mm/an, légèrement supérieure à celle de la phase 4.

5.2.2. Corrélations régionales et hypothèses d’ajustement chronologique de l’évolution de la plaine du Gage

61À l’échelle des 1 500 dernières années, l’histoire fluviale de la moyenne vallée du Gage apparaît conforme, dans les grandes lignes, à celle des cours d’eau européens et en phase avec les forçages climatiques qui surviennent au cours de cette période (Miramont et Guilbert, 1997 ; Grove, 2001 ; Allée, 2003 ; Macklin et Lewin, 2003 ; Johnstone et al., 2006 ; Starkel et al., 2006 ; Berger et al., 2008 ; Hoffmann et al., 2008a,b ; Debret et al., 2010 ; Büntgen et al., 2011 ; Lespez, 2012 ; Castanet et al., 2014 ; Notebaert et al., 2014 ; Salvador et Berger, 2014 ; Benito et al., 2015). Toutes les coupes du Gage témoignent, en effet, d’une dérive granulométrique rapide depuis des faciès fins prédominants (haut Moyen Âge et Moyen Âge central) vers des faciès beaucoup plus grossiers à partir des XIVe et surtout XVe siècles, signe d’un changement radical dans la dynamique fluviale ainsi que dans la vigueur et le style de l’érosion (entrée dans le PAG). Cette évolution a également induit un changement progressif du contexte morpho-paysager, puisque jusque vers la fin du XVIe siècle, la plaine alluviale, à l’emplacement de la coupe G, s’est exhaussée de 3 m environ au fur et à mesure des aggradations fines puis de plus en plus grossières. Cette valeur doit cependant être considérée comme un maximum, lié ici à la présence du cône de déjection de La Valette. Du point de vue de l’histoire hydro-sédimentaire, les observations effectuées sont également partiellement conformes aux résultats déduits, à l’échelle de tout le bassin supérieur de la Loire, d’une analyse statistique par densité de probabilité (CPDF : cumulative probability density function) basée sur l’exploitation d’une centaine de dates 14C réparties sur une vingtaine de sites (Defive et al., 2017). Nous avons souligné plus haut le flou chronologique subsistant à partir du XVe siècle dans la reconstitution proposée pour la vallée du Gage. L’analyse de nos résultats confrontés aux tendances reconnues à l’échelle de l’Europe et du haut bassin de la Loire nous permet de contraindre chronologiquement le modèle d’évolution proposé pour le bassin du Gage. D’après les corrélations envisageables, le modèle contraint que nous présentons à titre d’hypothèse (fig. 9B) se rapproche davantage des tendances générales reconnues pour l’ouest européen que des tendances définies pour le haut bassin de la Loire sur la base de l’analyse CPDF précitée (le phasage déduit de cette analyse sera noté « HBL » - haut bassin de la Loire - dans le texte qui suit, pour le distinguer du phasage proposé pour la vallée du Gage). 

62Ainsi, les phases 1 et 2 (dépôts de faible énergie de la partie inférieure de la coupe G puis dépôts de plus en plus grossiers marquant la transition vers la crise hydro-sédimentaire du XVe siècle) sont celles qui se corrèlent globalement le mieux aux tendances reconnues à l’échelle européenne et du haut bassin de la Loire. Après la période de forte hydraulicité reconnue ailleurs à la transition Antiquité – haut Moyen Âge (Bravard et al., 1997 ; Allée, 2003 ; Berger et Bravard, 2012 ; Notebaert et al., 2014 ; Salvador et Berger, 2014 ; Berger, 2015 ; Defive et al., 2017), mais dont les dépôts ne sont pas connus ici, une aggradation fine se produit dans la plaine alluviale du cours moyen du Gage, l’énergie des écoulements fluctuant alors sans dépasser une capacité de mobilisation de faciès graveleux ou à petits galets. Une même phase de stabilité prolongée se retrouve dans la moyenne vallée du Rhône, dans le bassin de la Vistule et, semble-t-il, à l’échelle de l’ensemble du haut bassin ligérien (Berger, 2006 ; Starkel et al., 2006 ; Berger et al., 2008 ; Berger, 2015 ; Defive et al., 2017).

63Dans le détail, les deux phases de plus grande stabilité - ou de moindre hydraulicité - caractérisant cette période dans la moyenne vallée du Gage se situent, d’après la coupe de La Valette : (i) entre la fin du VIe et le milieu du VIIe siècle (US 1 : niveau inférieur à faciès tourbeux, 590-665 cal. AD) (tab. 2) ; (ii) au XIIIe siècle (US 7 : niveau organo-détritique du log principal daté entre 1224 et 1298 cal. AD) (tab. 2). La première de ces périodes s’intègre à la phase HBL-4 (550-770 cal. AD) du phasage déduit de l’analyse conduite sur l’ensemble du haut bassin ligérien, considérée comme une période de stabilisation prononcée des milieux (Defive et al., 2017). Du point de vue de la morphogenèse, la même tendance est mise en évidence sur le plateau du Devès à une trentaine de kilomètres plus à l’ouest dans un contexte montagnard identique, où la palynologie enregistre, juste avant 428-660 cal. AD (1470 ± 60 BP ; Beaulieu de et al., 1984), une phase de recul assez net de la pression anthropique et de fermeture du milieu (très fort développement des taxons pionniers héliophiles comme le Pin, déterminant un faciès de reconquête de terres abandonnées ou moins intensément exploitées). Dans le secteur du Gage cependant, comme en d’autres points du Massif central (Trément, 2011-2013), les données paléoécologiques (Dendievel, 2017) et archéologiques attestent d’une occupation humaine bien établie en montagne dès le haut Moyen Âge, alors que les basses plaines alluviales semblent plus désertées (Berger, 2015).

64La deuxième de ces périodes survient au dernier siècle du POM (Petit Optimum climatique Médiéval), dans le prolongement d’un XIIe siècle marqué, d’une part par la formation de tourbe pendant les périodes de bas niveaux des lacs alpins et jurassiens en lien avec une période de forte activité solaire (Magny et al., 2010), d’autre part par l’investissement des territoires de montagne par des ordres abbatiaux qui y instaurent de nouveaux modèles de gestion agro-pastorale et d’aménagement de l’espace, particulièrement dans les domaines de la gestion des forêts et de la gestion de l’eau (Bouvard, 2016). Il semble donc que, pour cette phase au moins, la stabilité environnementale (faible hydraulicité, érosion indigente) tienne autant au contexte climatique (POM) qu’aux modalités d’occupation du territoire (Fournier, 2014 ; Lugan, 2014 ; Defive et al., 2015 ; Bouvard, 2016 ; Defive et al., 2017).

65Ente ces deux périodes de stabilité, une phase de détritisme modéré survient dans la moyenne vallée du Gage (US 2 à US 6). Le caractère grano-décroissant de la séquence correspondant à cette période est en accord avec les tendances reconnues à l’échelle régionale et européenne. Bien que plus précoce, la pulsation détritique qui marque le début de cette période peut être corrélée à la phase HBL-5 définie pour le haut bassin de la Loire comme une phase de dérèglement hydro-sédimentaire et d’aggradation de matériaux peu grossiers n’excluant pas la poursuite de dynamiques de turfigenèse dans les points bas et parties distales des plaines alluviales (Defive et al., 2017). Sous l’angle du forçage climatique, elle coïncide avec une période d’avancée probable des glaciers alpins (Ivy-Ochs et al., 2009 ; Berger, 2015 ; Le Roy et al., 2015), de baisse des températures, d’augmentation de l’hydraulicité et des apports détritiques dans les lacs de montagne (Giguet-Covex et al., 2011). Elle est en phase avec la période de haut niveau lacustre (Alpes, Jura) du « Petit Maclu 2 » (VIIe-IXe siècle) définie dans les lacs alpins et jurassiens par Magny (Magny, 1995). Mais elle correspond également à une période où, d’après les sources historiques et archéologiques, les sites d’occupation humaine se multiplient à l’échelle du massif du Mézenc et du haut bassin versant de la Loire (Dendievel, 2017), sans que soient bien connues localement les modalités de mise en valeur. Postérieurement à cette phase initiale de regain de l’hydrodynamisme fluvial, le caractère grano-décroissant de la séquence s’accorde avec la faiblesse de l’activité hydro-sédimentaire reconnue à l’échelle de l’Europe moyenne au moment du POM et se rapproche des cas du haut et moyen bassin du Rhône et du bassin de la Vistule, caractérisés par la vigueur et la longueur (VIIIe-XIIe siècles) de cette baisse de l’hydrodynamisme, par l’encaissement des cours d’eau et par le développement de la pédogenèse dans les plaines alluviales (Berger, 2006, 2015). Dans le haut bassin de la Loire, cette période correspond à la phase HBL-6 où apparaissent deux petites pulsations positives de l’hydrodynamisme (Defive et al., 2017) que nous n’avons pas détectées dans la vallée du Gage. La première, centrée sur l’an mille (975-1020 cal. AD), coïncide avec une remontée du niveau du lac de Paladru mise en évidence par Brochier et al. (2007). La seconde, entre la fin du XIIe et le milieu du XIIIe siècle (1180-1250 cal. AD), est également en phase avec une période de remontée du niveau des lacs alpins et jurassiens, elle-même corrélée à une chute rapide de l’activité solaire entre le maximum du POM et le « minimum de Wolf » (Magny et al., 2010 ; Thiébault, 2010 ; Magny, 2013).

66De même que la phase 1, la phase 2 définie dans la moyenne vallée du Gage (XIVe et début du XVe siècles : 1224-1443 cal. AD ; US 8 à US 19) se corrèle cette fois parfaitement avec la phase HBL‑7 reconnue dans le haut bassin de la Loire comme une phase de regain de l’hydrodynamisme avec des épisodes torrentiels ponctuels de haute énergie et la reprise des processus d’aggradation par des matériaux fins témoins probables de l’érosion des sols (Defive et al., 2007). Cette période est celle de l’entrée dans le PAG, marquée au début du XIVe siècle par une avancée globale des glaciers alpins (Grove, 2001) culminant vers 1350 (Zumbühl et Holzhauser, 1988 ; Holzhauser et al., 2005).

67Le basculement amorcé dans la dynamique hydro-sédimentaire de la moyenne vallée du Gage au XIVe siècle s’affirme brutalement à partir de la première moitié du XVe siècle avec la mise en place de quatre nappes torrentielles très grossières (phase 3 du Gage). Si l’on s’en tient aux fourchettes d’âge 14C encadrant cette période (1404-1631 cal. AD, US 20 à US 31), un problème de corrélation se pose. Dans le haut bassin de la Loire comme à l’échelle de l’ouest européen, le XVe siècle et une partie du XVIe siècle correspondent en effet à une phase intra-PAG de stabilisation de la dynamique fluviale. Dans les plaines alluviales du haut bassin de la Loire (phase HBL‑8), elle se manifeste par une forte diminution des épisodes de crue et une affirmation de la pédogenèse et de la turfigenèse, jusqu’aux dernières décennies du XVIe siècle qui redeviennent plus morphogènes. À l’échelle européenne, la période séculaire centrée sur 1500 connaît cette même stabilité caractérisée dans les hauts et moyens bassins du Rhône (Berger, 2015), dans le bassin de la Durance (Miramont et Guilbert, 1997), en Russie occidentale (in Berger, 2015) et en Allemagne (Hoffmann et al., 2008a, 2008b) par le développement de la pédogenèse dans un contexte général de réchauffement et d’assèchement (Büntgen et al., 2011). Dans le même temps, les glaciers alpins connaissent une importante phase de retrait, tandis que Le Roy Ladurie (2004) évoque un « beau XVIe siècle ». Dans les lacs du Jura et des Alpes cependant, les indicateurs lacustres et détritiques ne sont pas en phase avec ce constat de stabilité (Magny et al., 2010 ; Magny, 2013). Pour expliquer le déphasage constaté pour cette période dans l’évolution du Gage, l’hypothèse d’un biais chronologique pourrait être avancée. En effet, on constate que la plage chronologique de la phase torrentielle 3 déborde sur le début du XVIIe siècle qui apparaît, à l’échelle du haut bassin de la Loire (phase HBL‑9) comme le premier des deux paroxysmes du Pléni-PAG 2 (Defive et al., 2017). Une corrélation avec cette période serait d’autant plus tentante qu’il existe un risque de vieillissement par le fait de charbons remaniés, dont l’étude des macro-restes montre qu’ils existent dans les coupes. Cette hypothèse est cependant assez peu compatible avec l’âge des événements suivant cette phase de forte torrentialité puisqu’en 1631 au plus tard, l’incision à l’origine du chenal emboîté (phase 4) ainsi que le début de colmatage de ce dernier par des formations organiques (phase 5) doivent avoir été réalisés ; cette dernière phase (phase 5) peut avoir coïncidé avec une période de bas niveau lacustre à tourbe au lac de Saint‑Point dans le Jura, en phase avec une période de forte activité solaire, comme l’ont indiqué Magny et al. (2010). L’hypothèse que nous retenons est donc celle d’une phase de torrentialité séculaire survenant pour l’essentiel au cours du XVe siècle, au moment du PAG 1 qui serait ici le mieux exprimé.

68La phase 6 dans la moyenne vallée du Gage correspond au comblement progressif du chenal emboîté, par des matériaux essentiellement sablo-silteux. Malgré l’imprécision des datations, il est probable que l’essentiel de ce comblement se rapporte au XVIIIe siècle, période reconnue à l’échelle du haut bassin de la Loire comme une phase d’accalmie hydro-sédimentaire au sein du Pléni-PAG 2 (Defive et al., 2017) avec diminution de la torrentialité, reprise de la pédogénèse et de la turfigenèse. L’érosion des sols diminue mais reste notable par suite de la forte pression des populations montagnardes, à l’origine d’abondants apports sablo-limoneux dans l’axe des talwegs et d’une aggradation régulière par des crues sans doute fréquentes mais de faible énergie. Cette période de moindre agressivité climatique se retrouve à l’échelle de toutes les moyennes et hautes montagnes d’Europe occidentale, tandis que les glaciers alpins connaissent de courtes phases de retrait (Nussbaumer et al., 2011) et que les apports détritiques diminuent dans les lacs alpins (Blanc, Anterne, Allos ; Magny et al., 2010 ; Wilhelm et al., 2012 ; Arnaud et al., 2015). Par contre, ces signatures ne semblent pas correspondre à ce que Jacob et Astrade (2014) ont pu observer sur le Lignon et d’autres rivières cévenoles aux XVIIIe et XIXe siècles, où les phénomènes de crues exceptionnelles se succèdent dans des environnements fortement anthropisés.

69La phase 7 (US 40), qui devrait coïncider avec le deuxième paroxysme du Pléni-PAG 2 (Defive et al., 2017), est ici très peu exprimée. Notre hypothèse est que nous ne nous trouvons pas dans l’axe du chenal actif au cours de cette période. On ne constate pas d’exhaussement supplémentaire du niveau de la plaine alluviale par rapport au résultat de l’aggradation du XVIIIe siècle. Cela laisse penser qu’une forte connectivité amont-aval a dû caractériser cette période reconnue de forte torrentialité, où d’importants volumes d’alluvions grossières étaient évacués plus en aval et non stockés dans cette section moyenne de la vallée du Gage. Pour cette période, cette hypothèse semble en accord avec le constat de l’arrivée de décharges grossières dans les sections moyennes des vallées cévenoles (Jacob et Astrade, 2014). Dans cette hypothèse, le chenal actuel du Gage, fortement rétracté, ne ferait aujourd’hui que migrer au sein et en bordure de son ancienne bande active.

6. Conclusion

70Le cours moyen du Gage, de par sa faible pente, apparaît comme une zone de stockage privilégiée des matériaux susceptibles d’être amenés en abondance depuis l’amont et les versants encadrant la vallée. Son évolution depuis le haut Moyen Âge (fin VIe – début VIIe siècle) a pu être partiellement décryptée grâce à l’étude de 7 coupes de berge dont la principale et la plus informative est la coupe de La Valette (coupe G). Huit phases ont été individualisées dans la mise en place de la séquence alluviale visible au niveau des lits majeur et moyen du Gage, représentant au total une accumulation visible cumulée de 5 m environ, constituée en deux étapes principales : (I) de la fin VIe-milieu VIIe à la fin du XVe siècle ou au début du XVIe siècle (phases 1 à 3) ; (II) du début du XVIIe à la fin du XVIIIe siècle et surtout au XVIIIe siècle (phases 5 et 6). Ces deux étapes (I et II) sont séparées par une phase de ré-incision partielle (phase 4). La période médiévale (étape Ise caractérise jusqu’au XIIIe siècle par un hydrodynamisme très faible à modéré. La plaine alluviale de la moyenne vallée du Gage apparaît marécageuse (cariçaies et jonçaies), ponctuée de pièces d’eau et occupée par une ripisylve. Une anthropisation alto-médiévale est également soulignée par la proximité de champs, de prés, l’érosion des versants et la présence de feux (déforestation ?). Ces résultats apparaissent conformes à l’évolution reconnue dans tout le bassin supérieur de la Loire ainsi qu’en Europe occidentale, tout en présentant des tendances assez proches de celles du bassin rhodanien. Il en est de même du XIVe siècle qui marque la phase de transition (phase 2) vers la période de très forte torrentialité corrélative de l’entrée dans le PAG (phase 3). De fortes incertitudes subsistent quant au phasage de cette période. Le XVe siècle apparaît comme la période de torrentialité la plus vigoureuse et la mieux exprimée dans la vallée du Gage (phase 3), suggérant un Pléni-PAG 1 plus précoce d’un siècle par rapport aux autres chronologies et en contradiction avec ces dernières où le XVe siècle est au contraire connu comme une période séculaire de stabilisation entre le Pléni-PAG 1 et le premier paroxysme du Pléni-PAG 2 (XVIIe siècle). Un problème de vieillissement, lié à la datation de charbons peut-être remaniés, n’est pas à exclure. Reste que cette phase d’aggradation importante (plus de 3 m) est séparée de la seconde (étape II) par une phase d’incision (phase 4) au cours de laquelle se forme un chenal emboîté dont le colmatage organique basal se met en place dans la première moitié du XVIIe siècle. L’érosion qui caractérise le XVIIIe siècle, mobilisant et déposant surtout des sables et limons, tient sans doute plus à la pression agricole sur des hautes terres fragilisées face à un climat plus agressif qui entretient de nombreuses et régulières crues d’énergie modérée, à l’origine d’une reprise de l’aggradation dans la plaine alluviale (comblement du chenal emboîté). Le deuxième paroxysme du Pléni-PAG 2 (phase 7) tient sans doute sa quasi-absence d’expression locale à l’importante connectivité amont-aval (plus qu’au PAG 1) qui a dû caractériser cette période de forte torrentialité, favorisant une mobilisation vers l’aval de la charge jusqu’au-delà de la plaine alluviale du Gage moyen (progradation gravelo-caillouteuse jusque dans les piémonts du Massif central). Conformément à ce que l’on sait, le caractère polyphasé du PAG s’exprime donc bien, mais avec des nuances qui laissent en suspens quelques questions, notamment de chronologie.

Haut de page

Bibliographie

Allée P. (2003) – Dynamiques hydrosédimentaires actuelles et holocènes dans les systèmes fluviaux de moyenne montagne (Limousin, hautes Cévennes, Maures). Contribution à l’étude des discontinuités spatiotemporelles dans le fonctionnement du système bassin versant. H.D.R. : Université de Limoges, 451 p.

Allée P., Diot M.-F., Durieux J.-F., Reynet J.-M., Valadas B. (1997) – Trois mille ans d’enregistrement sédimentaire dans les fonds de vallons des bas plateaux limousins. In J. Burnouf, J.-P. Bravard, & G. Chouquer (Eds.) : La dynamique des paysages protohistoriques, antiques, médiévaux et modernes, XVIIe rencontres internationales d’archéologie et d’histoire d’Antibes, actes des rencontres, 19‑20‑21 octobre 1996, Éditions APDCA, 365‑388.

Andrieu-Ponel V., Bonifay E., Reille M., Rhoujjati A., Thouveny N. (1995) – Stop 29: Lac de St-Front. In W. Schirmer (Ed.) : Quaternary field trips in Central Europe, Verlag Dr. Friedrich Pfeil, Munich, 1515‑1518.

Argant J., Cubizolle H. (2005) – L’évolution holocène de la végétation des monts de la Madeleine, du Forez, du Livradois et du Pilat (Massif Central oriental, France) : l’apport d’une nouvelle série d’analyses palynologiques. Quaternaire, 16 (2), 119‑142.
DOI : 10.4000/quaternaire.359

Arnaud F., Poulenard J., Giguet-Covex C., Wilhelm B., Révillon S., Jenny J.-P. et al. (2015) – Erosion under climate and human pressures: An alpine lake sediment perspective. Quaternary Science Reviews, 152, 1‑18.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2016.09.018

Ballut C. (2001) – Évolution géomorphologique et hydrologique dans les marais de Limagne au cours de la seconde moitié de l’Holocène (Massif Central, France). Quaternaire, 12 (1‑2), 43‑51.
DOI :
10.3406/quate.2001.1680

Ballut C., Michelin Y., Miras Y. (2012) – Landscape human shaping and spatial mobility of agropastoral practices in the Chaîne des Puys during historical times (Massif Central, France). Quaternary International, 251, 97‑106.
DOI : 10.1016/j.quaint.2011.02.015

Ballut C., Prat B., Lopez-Saez J.-A., Gaby G., Cabanis M. (2008) – Evolution environnementale d’une zone humide et de son bassin versant depuis la fin de l’âge du fer : le maar de Montchâtre (Massif Central, France). Quaternaire, 19 (1), 69‑79.
DOI : 10.4000/quaternaire.1872

Baron S., Lavoie M., Ploquin A., Carignan J., Pulido M., De Beaulieu J.-L. (2005) – Record of Metal Workshops in Peat Deposits: History and Environmental Impact on the Mont Lozère Massif, France. Environmental Science & Technology, 39 (14), 5131‑5140.
DOI : 10.1021/es048165l

Beaulieu J.-L. de, Pons A., Reille M. (1984) – Recherches pollenanalytiques sur l’histoire de la végétation des monts du Velay (Massif central, France). Dissertationes Botanicae (Festschrift Welten), 72, 45‑70.

Beaulieu J.-L. de, Pons A., Reille M. (1988) – Histoire de la flore et de la végétation du Massif Central (France) depuis la fin de la dernière glaciation. Cahiers de Micropaléontologie, 3 (4), 5‑36.

Benito G., Macklin M.G., Zielhofer C., Jones A.F., Machado M.J. (2015) – Holocene flooding and climate change in the Mediterranean. Catena, 130, 13‑33.
DOI : 10.1016/j.catena.2014.11.014

Berger J.-F. (2006) – Apports récents de la paléopédologie à la définition des phases de stabilité des pédopaysages holocènes nord méditerranéens. In L. Lespez & P. Allee (Eds.), L’érosion entre société, climat et paléoenvironnement. Table ronde en l’honneur du Professeur René Neboit-Guilhot. Presses de l’Université Blaise Pascal, Collection « Nature et Sociétés », Clermont-Ferrand, 47‑62.

Berger J.-F. (2015) – Approche socio-environnementale du Néolithique à l’Anthropocène : quelques études intégrées de la vallée du Rhône aux milieux nord méditerranéens. H.D.R.: Université Lyon 2, 780 p.

Berger J.-F., Bravard J.-P. (2012) – Le développement économique romain face à la crise environnementale : le cas de la Gaule Narbonnaise. In J.-F. Berger (Ed.) : Des climats et des hommes, La Découverte, Paris, 269‑289.

Berger J.-F., Brochier J.-L. (2006) – Paysages et climats en moyenne vallée du Rhône : apports de la géo-archéologie. In O. Maufras (Ed.) : Habitats, nécropoles et paysages dans la moyenne et la basse vallée du Rhône (VII-XVe s). Contribution des travaux du TGV-Méditerrannée à l’étude des sociétés rurales médiévales. DAF 98. MSH, 163‑208.

Berger J.-F., Salvador P.-G., Franc O., Vérot-Bourrély A., Bravard J.-P. (2008) – La chronologie fluviale postglaciaire du haut bassin rhodanien. Cahiers de Paléoenvironnement, Collection EDYTEM, 6, 117‑144.

Berggren G. (1969) – Atlas of seeds and small fruits of Northwest-European plant species with morphological descriptions. Part 2, Cyperaceae. Swedish Museum Natural History, Stockholm, 68 p.

Bhiry N., Filion L. (2001) – Analyse des macrorestes végétaux. In S. Payette & L. Rochefort (Eds.) : Ecologie des tourbières du Québec-Labrador, Presses Univ. Laval, Ste Foy, 259‑273.

Birks H.H. (2014) – Plant macrofossil analysis. In J.A. Matthews (Ed.) : Encyclopedia of Environmental Change, 2, SAGE Publications Ltd, Londres, 848‑849.

Bishop K., Buffam I., Erlandsson M., Fölster J., Laudon H., Seibert J., Temnerud J. (2008) – Aqua Incognita: the unknown headwaters. Hydrological Processes, 22 (8), 1239‑1242.
DOI : 10.1002/hyp.7049

Blanc E. (2005) – Aux origines de la chartreuse de Bonnefoy, nouvelles données. Les Cahiers du Mézenc, 17, 9‑18.

Bonifay E. (1987) – Travaux français en paléolimnologie. Actes du colloque du Puy-en-Velay, 4, 5 et 6 octobre 1985. Le Puy-en-Velay: Documents du C.E.R.L.A.T., 1, 275 p.

Bouvard E. (2016) – Empreintes monastiques en moyenne montagne du XIIe siècle à l’Actuel. Archéologie des espaces et des paysages cisterciens dans les anciens diocèses de Clermont et du Puy. Thèse de Doctorat d’Archéologie médiévale, Université Lumière Lyon 2, 732 p.

Bravard J.-P. (2000) – Les régions françaises face aux extrêmes hydrologiques, gestion des excès et de la pénurie. SEDES, Paris, 287 p.

Bravard J.-P. (2010) – Discontinuities in braided patterns: The River Rhône from Geneva to the Camargue delta before river training. Geomorphology, 117 (3), 219‑233.
DOI : 10.1016/j.geomorph.2009.01.020

Bravard J.-P., Vérot-Bourrély A., Franc O., Arlaud C. (1997) – Paléodynamique du site fluvial de Lyon depuis le Tardiglaciaire. In J.-P. Bravard & M. Prestreau (Eds.) : Dynamique du paysage. Entretiens de géoarchéologie. Table ronde tenue à Lyon les 17 et 18 novembre 1995, DARA, 15, 177‑201.

Bréchon F. (1998) – Contribution à une histoire de la transhumance sur les rebords sud-est du Massif Central : les troupeaux de l’abbaye de Saint-Chaffre-du-Monastier à la fin du Moyen Âge. In M. De Framond, C. Lauranson-Rosaz, & B. Sanial (Eds.) : Les bénédictins de Saint-Chaffre du Monastier, histoire et archéologie d’une congrégation. Actes du colloque du CERCOR des 7, 8 et 9 novembre 1997. Office culturel du Pays de la Jeune Loire et du Mézenc, Le Monastier-sur-Gazeille, 49‑64.

Bréchon F. (2000) – Réseau routier et organisation de l’espace en Vivarais et sur ses marges (1250‑1450). Thèse de Doctorat en Histoire, Université Lumière Lyon 2, 1082 p.

Bréchon F. (2001) – L’élevage bovin sur le plateau vivaro-vellave au Moyen Âge : aux origines du Fin Gras  « Les Cahiers du Mézenc », 13, 57‑66.

Brochier J.-L., Borel J.-L., Druart J.‑C. (2007) – Les variations paléoenvironnementales de 1000 avant à 1000 après J.C. et la question des « optima » climatiques de l'Antiquité tardive et du Moyen Âge sur le piémont des Alpes du Nord à Colletière, lac de Paladru, France. Quaternaire, 18 (3), 253‑270.

Bronk Ramsey C.B., Lee S. (2013) – Recent and Planned Developments of the Program OxCal. Radiocarbon, 55 (2), 720‑730.
DOI : 10.1017/S0033822200057878

Büntgen U., Tegel W., Nicolussi K., McCormick M., Frank D., Trouet V. et al. (2011) – 2500 years of European Climate Variability and Human Susceptibility. Science, 1197175.
DOI :
10.1126/science.1197175

Cappers R.T.J., Bekker R.M., Jans J.E.A. (2006) – Digitale zadenatlas van Nederland. Barkhuis Publishing, Groningue, 502 p.

Carlat M. (1992) – Cartulaire de Bonnefoy. Les Cahiers du Mézenc, 4, 77‑78.

Castanet C., Burnouf J., Camerlynck C., Carcaud N., Cyprien-Chouin A.-L., Garcin M., Lamothe M. (2014) – Dynamiques fluviales holocènes de la Loire moyenne (val d’Orléans, France). Réponses à la variabilité climatique et aux activités anthropiques. In N. Carcaud & G. Arnaud-Fassetta (Eds.) : La géoarchéologie française au XXIe siècle, CNRS ED., Paris, 119‑130.

Chambon J.-P. (1999) – L’agencement spatial et fonctionnel des vicairies carolingiennes dans le Midi de la Gaule : une approche linguistique. Revue de Linguistique Romane, 249‑250, 55‑174.

Chassaing A., Jacotin A. (1907) – Dictionnaire topographique du département de la Haute-Loire comprenant les noms de lieu anciens et modernes. Imprimerie nationale, Paris, 393 p.

Coudreuse J., Haury J., Bardat J., Rebillard J.-P. (2005) – Les bryophytes aquatiques et supra-aquatiques. Clé d’identification pour la mise en œuvre de l’Indice Biologique Macrophytique en Rivière. Agence de l’Eau Adour-Garonne, Toulouse, 132 p.

Couteaux M. (1984) – Bilan des recherches pollenanalytiques en Ardèche (France). Bulletin de La Société Royale de Botanique de Belgique, 117, 181‑217.

Cubizolle H., Argant J., Fassion F., Latour-Argant C., Deng-Amiot Y., Dietre B. (2014) – La réponse de la végétation aux changements climatiques et à l’évolution de l’emprise humaine depuis la fin du Tardiglaciaire dans le Massif Central oriental (France). Quaternaire, 25 (3), 209‑235.
DOI :
10.4000/quaternaire.7060

Cubizolle H., Fassion F., Argant J., Latour-Argant C., Galet P., Oberlin C. (2012) – Mire initiation, climatic change and agricultural expansion over the course of the Late-Holocene in the Massif Central mountain range (France): causal links and implications for mire conservation. Quaternary International, 251, 77‑96.
DOI : 10.1016/j.quaint.2011.07.001

Cubizolle H., Georges V. (2001) – L’évolution holocène de la plaine alluviale de la Loire dans le bassin du Forez (Massif central, France). Mise en évidence du potentiel géoarchéologique. Quaternaire, 12 (1), 53‑67.
DOI : 10.3406/quate.2001.1681

Cubizolle H., Latour-Argant C., Delachanal S., Argant J., Dendievel A.-M., Dietre B., et al. (2016) – Développement de l’emprise agro-pastorale et changements hydro-pédologiques à l’Holocène récent : l’exemple de la vallée du ruisseau des Barges dans le Massif Central oriental (France). Quaternaire, 27 (2), 91‑109.
DOI :
10.4000/quaternaire.7555

Dearing J.A. (1999) – Holocene environmental change from magnetic proxies in lake sediments. In B.A. Maher & R. Thompson (Eds.) : Quaternary climates, environments and magnetism, Cambridge University Press, 231‑278.

Debret M., Chapron E., Desmet M., Rolland-Revel M., Magand O., Trentesaux A., et al. (2010) – North western Alps Holocene paleohydrology recorded by flooding activity in Lake Le Bourget, France. Quaternary Science Reviews, 29 (17‑18), 2185‑2200.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2010.05.016

Defive E. (1996) – L’encaissement du réseau hydrographique dans le bassin supérieur de la Loire. Thèse de Doctorat en Géographie, Université de Paris I, 554 p.

Defive E. (2013) – 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, 24 (4), 461‑476.
DOI : 10.4000/quaternaire.6816

Defive E., Adamiec G., Barra A., Beauger A., Berger J.-F., Bouvard E., et al. (2015) – Réponses des bassins versants aux modifications climatiques et anthropiques : signatures environnementales des archives sédimentaires dans les têtes de bassin du réseau hydrographique Loire - Allier depuis le Tardiglaciaire. EPL, Projet 38207, 2 vol., 191 & 337 p.

Defive E., Berger J.-F., Poiraud A., Barra A., Bouvard E., Virmoux C., et al. (2017) – Les flux hydro-sédimentaires dans le bassin supérieur du fleuve Loire (Massif Central, France) au cours des trois derniers millénaires : archives séquentielles, chronologie et corrélations régionales. Quaternaire, 28 (3), 373‑388.
DOI : 10.4000/quaternaire.8304

Defive E., Meinard Y., Courrioux G., Ledru P., Poiraud A., Prognon C., Bertin C. (2011) – Carte géologique de la France, 816, Le Monastier-sur-Gazeille. BRGM Ed., Orléans.

Defive E., Poiraud A. (2014) – Velay and Mézenc Massif: Harsh Volcanic Highlands Around the Loire River Source. In M. Faure & M.-F. André (Eds.) : Landscapes and Landforms of France, Springer, Dordrecht, 93‑103.

Delile H., Schmitt L., Jacob-Rousseau N., Grosprêtre L., Privolt G., Preusser F. (2016) – Headwater valley response to climate and land use changes during the Little Ice Age in the Massif Central (Yzeron basin, France). Geomorphology, 257, 179‑197.
DOI : 10.1016/j.geomorph.2016.01.010

Dendievel A.-M. (2017) – Paléoenvironnements holocènes du plateau du Béage (massif du Mézenc, Massif Central, France). Les variations climatiques et activités anthropiques révélées par l’étude des macro-restes dans les sédiments tourbeux et la gyttja. Thèse de Doctorat en Géographie). Université de Lyon, Saint-Etienne, 375 p.

Dendievel A.-M., Cubizolle H., Dietre B., Gaertner V., Jouannic G., Haas J.N. (2015) – Changements environnementaux du Tardiglaciaire à l’Holocène moyen dans le Velay oriental : la séquence de La Narce du Béage en Ardèche (Massif Central, France). Quaternaire, 26 (4), 263‑276.
DOI : 10.4000/quaternaire.7430

De Framond M., Lauranson-Rosaz C., Sanial B. (1998) – Les bénédictins de Saint-Chaffre du Monastier, histoire et archéologie d’une congrégation. Actes du colloque du CERCOR des 7, 8 et 9 novembre 1997. Office culturel du Pays de la Jeune Loire et du Mézenc, Le Monastier-sur-Gazeille, 470 p.

Dieffenbacher-Krall A.C. (2007) – Surface Samples, Taphonomy, Representation. In S.A. Elias (Ed.) : Encyclopedia of Quaternary Science, Elsevier, Oxford, 2367‑2374.

Dodane C. (2009) – Les nouvelles forêts du Massif Central : enjeux sociétaux et territoriaux. Thèse de Doctorat en Géographie. ENS, Lyon, 517 p.

Dombrovskaja A.V., Koreneva M.M., Tjuremnov S.N. (1959‑1960) – Atlas of plant macro-remains found in peat [russian]. Ministère de l'énergie, Moscow-Leningrad, 90 p.

Durigan G., Guerin N., da Costa J.N. (2013) – Ecological restoration of Xingu Basin headwaters: motivations, engagement, challenges and perspectives. Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences, 368 (1619), 20120165.
DOI :
10.1098/rstb.2012.0165

Ejarque A., Beauger A., Miras Y., Peiry J.-L., Voldoire O., Vautier F., et al. (2015) – Historical fluvial palaeodynamics and multi-proxy palaeoenvironmental analyses of a palaeochannel, Allier River, France. Geodinamica Acta, 27 (1), 25‑47.
DOI : 10.1080/09853111.2013.877232

Fel A. (1962) – Les Hautes terres du Massif central, tradition paysanne et économie agricole. PUF, Paris, 340 p.

Fournier C. (2014) – Occupation du sol, aménagements et pratiques (du XVIIIe siècle à nos jours) : apports à l’étude du fonctionnement hydro-sédimentaire du bassin versant de Champetienne (43). Mémoire de Master 1, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand 2, 57 p.

Giguet-Covex C., Arnaud F., Poulenard J., Disnar J.-R., Delhon C., Francus P., et al. (2011) – Changes in erosion patterns during the Holocene in a currently treeless subalpine catchment inferred from lake sediment geochemistry (Lake Anterne, 2063 m a.s.l., NW French Alps): The role of climate and human activities. The Holocene, 21 (4), 651‑665.
DOI :
10.1177/0959683610391320

Gob F., Jacob N., Bravard J.-P., Petit F. (2008) – The value of lichenometry and historical archives in assessing the incision of submediterranean rivers from the Little Ice Age in the Ardèche and upper Loire (France). Geomorphology, 94, 170‑183.
DOI :
10.1016/j.geomorph.2007.05.005

Grove J.M. (2001) – The Initiation of the Little Ice Age in Regions Round the North Atlantic. Climatic Change, 48 (1), 53‑82.
DOI : 10.1023/A:1005662822136

Guigal M. (1995) – La race bovine du Mézenc. Les Cahiers du Mézenc, 5, 9‑11.

Heiri O., Lotter A.F., Lemcke G. (2001) – Loss on ignition as a method for estimating organic and carbonate content in sediments: reproducibility and comparability of results. Journal of Paleolimnology, 25 (1), 101‑110.
DOI :
10.1023/A:1008119611481

Hoffmann T., Lang A., Dikau R. (2008a) – Holocene river activity: analysing 14C-dated fluvial and colluvial sediments from Germany. Quaternary Science Reviews, 27 (21), 2031‑2040.
DOI :
10.1016/j.quascirev.2008.06.014

Hoffmann T., Erkens G., Gerlach R., Klostermann J., Lang A. (2008b) – Trends and controls of Holocene floodplain sedimentation in the Rhine catchment. Catena, 77 (2), 96‑106.
DOI :
10.1016/j.catena.2008.09.002

Holzhauser H., Magny M., Zumbühl H.J. (2005) – Glacier and lake-level variations in west-central Europe over the last 3500 years. The Holocene, 15 (6), 789‑801.
DOI :
10.1191/0959683605hl853ra

Ivy-Ochs S., Kerschner H., Maisch M., Christl M., Kubik P.W., Schlüchter C. (2009) – Latest Pleistocene and Holocene glacier variations in the European Alps. Quaternary Science Reviews, 28 (21–22), 2137‑2149.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2009.03.009

Jacob N., Astrade L. (2014) – Phénomènes torrentiels et transferts sédimentaires autour du massif du Tanargue, de l’âge du fer au petit âge de glace (PAG) (Cévennes vivaraises, France). Méditerranée, 122, 81‑97.
DOI : 10.4000/mediterranee.7159

Jacob N., Astrade L., Bravard J.-P. (2006) – Comportement hydrosédimentaire de rivières torrentielles des Cévennes et des Préalpes au Petit Âge Glaciaire. Enseignements géomorphologiques des archives historiques, de la dendrochronologie et de la lichénométrie. In P. Allée & L. Lespez (Eds.) : L’Érosion entre Société, Climat et Paléoenvironnement : Table ronde en l’honneur du Professeur René Neboit-Guilhot, Clermont-Ferrand, 25‑27 mars 2004. Presses Univ. Blaise Pascal, Clermont-Ferrand, 297‑310.

Johnstone E., Macklin M.G., Lewin J. (2006) – The development and application of a database of radiocarbon-dated Holocene fluvial deposits in Great Britain. Catena, 66 (1), 14‑23.
DOI :
10.1016/j.catena.2005.07.006

Katz N.J., Katz S.S., Kipiani M.G. (1965) – Atlas and keys of fruits and seeds occurring in the quaternary deposits of the USSR [russian]. Académie des Sciences de l'URSS, Mission pour les investigations du Quaternaire, Moscou, 365 p.

Körber-Grohne U. (1964) – Bestimmungschlüssel für subfossile Juncus-Samen und Gramineen-Früchte. August Lax, Hidelsheim, 47 p.

Laffont P.-Y. (1998) – Châteaux, pouvoirs et habitats en Vivarais, Xe-XIIIe siècle. Thèse de Doctorat en Histoire, Université Lumière Lyon 2, 1206 p.

Laffont P.-Y. (2004) – Atlas des châteaux du Vivarais (Xe-XIIIe siècles). DARA, 25, 284 p.

Laffont P.-Y. (2009) – Châteaux du Vivarais. Pouvoirs et peuplement en France méridionale du haut Moyen Âge au XIIIe siècle. Presses Univ. Rennes, 340 p.

Larue J.-P. (2009) – Étude morphologique et dynamique des têtes de vallon en milieux forestiers et cultivés : exemple dans le nord du Massif central français. Norois, 212, 53‑68.
DOI : 10.4000/norois.2948

Le Roy M., Nicolussi K., Deline P., Astrade L., Edouard J.-L., Miramont C., Arnaud F. (2015) – Calendar-dated glacier variations in the western European Alps during the Neoglacial: the Mer de Glace record, Mont Blanc massif. Quaternary Science Reviews, 108, 1‑22.
DOI : 10.1016/j.quascirev.2014.10.033

Le Roy Ladurie E. (2004) – Histoire humaine et comparée du climat. Canicules et glaciers XIIIe-XVIIIe siècles. Tome 1. Fayard, Paris, 748 p.

Léogier J.-J. (1995) – La Conquête du Mézenc illustrée. Les Cahiers du Mézenc, 7, 45‑53.

Léogier J.-J. (2001) – La fin du déclin « Bilan du recensement démographique de 1999. Les Cahiers du Mézenc, 13, 73‑78.

Léogier J.-J. (2005) – Contribution à l’histoire de l’agriculture dans le massif du Mézenc. Les Cahiers du Mézenc, 17, 33‑40.

Lespez L. (2012) – Paysages et gestion de l’eau. Sept millénaires d’histoire de vallées et de plaines littorales en Basse-Normandie. Presses Univ. Caen - MRSH, 336 p.

Lévesque P.E.M., Dinel H., Larouche A. (1988) – Guide illustré des macrofossiles végétaux des tourbières du Canada. Ministre des approvisionnements et services du Canada, Ottawa, 65 p.

Lugan M. (2014) – Inventaire rétrospectif des aménagements hydrauliques sur la rivière du Mazan : un essai de caractérisation des héritages anthropiques. Mémoire de Master 1. Université Jean Moulin, Lyon 3, 166 p.

Macklin M.G., Lewin J. (2003) – River sediments, great floods and centennial-scale Holocene climate change. Journal of Quaternary Science, 18 (2), 101‑105.
DOI :
10.1002/jqs.751

Magny M. (1995) – Paleohydrological Changes in Jura (France), and Climatic Oscillations around the North Atlantic from Allerød to Preboreal. Géographie Physique et Quaternaire, 49 (3), 401‑408.
DOI :
10.7202/033062ar

Magny M. (2004) – Holocene climate variability as reflected by mid-European lake-level fluctuations and its probable impact on prehistoric human settlements. Quaternary International, 113 (1), 65‑79.
DOI :
10.1016/S1040-6182(03)00080-6

Magny M. (2013) – Orbital, ice-sheet, and possible solar forcing of Holocene lake-level fluctuations in west-central Europe: a comment on Bleicher. The Holocene, 23 (8), 1202–1212.
DOI :
10.1177/0959683613483627

Magny M., Arnaud F., Holzhauser H., Chapron E., Debret M., Desmet M., Laroux A., Millet L., Revel M., Vannière B. (2010) – Solar and proxy-sensitivity imprints on paleohydrological records for the last millennium in west-central Europe. Quaternary Research, 73 (2), 173‑179.
DOI :
10.1016/j.yqres.2009.11.006

Mauquoy D., Van Geel B. (2007) – Mire and peat macros. In S. A. Elias (Ed.) : Encyclopedia of Quaternary Science, vol. 3. Elsevier, Oxford, 2315‑2336.

Mergoil J., Boivin P. (1993) – Le Velay, son volcanisme et les formations associées, notice de la carte à 1/100 000. Géologie de La France, 3, 96 p.

Meyer J.L., Strayer D.L., Wallace J.B., Eggert S.L., Helfman G.S., Leonard N.E. (2007) – The Contribution of Headwater Streams to Biodiversity in River Networks. Journal of the American Water Resources Association, 43 (1), 86‑103.
DOI : 10.1111/j.1752-1688.2007.00008.x

Miramont C., Guilbert X. (1997) – Variations historiques de la fréquence des crues et évolution de la morphogenèse fluviale en moyenne Durance (France du Sud-Est). Géomorphologie : Relief, Processus, Environnement, 3 (4), 325‑338.
DOI : 10.3406/morfo.1997.931

Miras Y. (2004) – L’analyse pollinique du plateau de Millevaches (Massif central, France) et sites périphériques limousins et auvergnats : approche des paléoenvironnements, des systèmes agro-pastoraux et évolution des territoires ruraux. Thèse de Doctorat en Géographie. Université de Franche-Comté, Besançon, 301 p.

Miras Y., Beauger A., Lavrieux M., Berthon V., Serieyssol K., Andrieu-Ponel V., Ledger P. M. (2015) – Tracking long-term human impacts on landscape, vegetal biodiversity and water quality in the Lake Aydat catchment (Auvergne, France) using pollen, non-pollen palynomorphs and diatom assemblages. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 424, 76‑90.
DOI : 10.1016/j.palaeo.2015.02.016

Miras Y., Ejarque E., Riera S., Palet J.M., Orengo H.A., Eubia I. (2007) – Dynamique holocène de la végétation et occupation humaine des Pyrénées andorranes depuis le Néolithique ancien, d’après l’analyse pollinique de la tourbière de Bosc els Estanyons (2180 m), Vall del Madriu, Andorre. Comptes Rendus Palevol, 6 (4), 291‑300.
DOI : 10.1016/j.crpv.2007.02.005

Molinier A. (1985) – Stagnations et croissance : le Vivarais aux XVIIe et XVIIIe siècles. EHESS / Jean Touzot, 500 p.

Nomade S., Sasco R., Guillou H., Scao V., Kissel C., Genty D. (2014) – Dating of the youngest volcanoes of Ardèche (Massif Central, France) using 40Ar/39Ar and unspiked K/Ar. Geophysical Research Abstracts, 16, EGU2014‑4901‑2.

Notebaert B., Berger J.-F., Brochier J.-L. (2014) – Characterization and quantification of Holocene colluvial and alluvial sediments in the Valdaine Region (southern France). The Holocene, 24 (10), 1320‑1335.
DOI :
10.1177/0959683614540946

Nussbaumer S.U., Steinhilber F., Trachsel M., Breitenmoser P., Beer J., Blass A., et al. (2011) – Alpine climate during the Holocene: a comparison between records of glaciers, lake sediments and solar activity. Journal of Quaternary Science, 26 (7), 703‑713.
DOI : 10.1002/jqs.1495

Peignelin C., Defive E. (2015) – Des rivières... de pierres ! Les Cahiers du Mézenc, 27, 55‑70.

Reimer P., Bard E., Bayliss A., Beck J.W., Blackwell P., Bronk Ramsey C., et al. (2013) – Intcal13 and Marine13 radiocarbon age calibration curves 0–50,000 years cal BP. Radiocarbon, 55 (4), 1869‑1887.
DOI : 10.2458/azu_js_rc.55.16947

Reumaux E. (2003) – Une forêt et des hommes : l’entreprise de reboisement au Mézenc. Les Cahiers du Mézenc, 15, 31‑46.

Saadi J. (2016) – L’implantation et l’organisation des possessions de l’abbaye bénédictine de Saint-Chaffre du Monastier dans le diocèse de Viviers. Mémoire de Master 2, Université Lumière Lyon 2, 172 p.

Salvador P.-G., Berger J.-F. (2014) – The evolution of the Rhone River in the Basses Terres basin during the Holocene (Alpine foothills, France). Geomorphology, 204, 71‑85.
DOI : 10.1016/j.geomorph.2013.07.030

Salvador P.-G., Berger J.-F., Fontugne M., Gauthier E. (2005) – Etude des enregistrements sédimentaires holocènes des paléoméandres du Rhône dans le secteur des basses terres (Ain, Isère, France). Quaternaire, 16 (4), 318‑328.
DOI : 10.4000/quaternaire.517

Sasco R. (2015) – Développement d’un outil chronostratigraphique pour les archives climatiques : datations absolues (K/Ar,40Ar/³9Ar) et paléomagnétisme appliqués aux laves. Thèse de Doctorat en Sciences de l’Univers, Université Paris-Sud, 279 p.

Schettler G., Schwab M.J., Stebich M. (2007) – A 700-year record of climate change based on geochemical and palynological data from varved sediments (Lac Pavin, France). Chemical Geology, 240 (1–2), 11‑35.
DOI :
10.1016/j.chemgeo.2007.01.003

Schumm S.A. (1977) – The Fluvial System. Wiley, New York, 338 p.

Simandoux J. (2007) – Dynamique contemporaine des paysages végétaux dans le massif du Mézenc (Massif central). Apport d’une analyse diachronique à l’étude de la reconquête arborée des versants. Mémoire de Master 1, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand 2, 111 p.

Simandoux J. (2008) – Dynamique contemporaine des paysages végétaux dans le massif du Mézenc (Massif central). Caractérisation des modalités et des vitesses de colonisation des ligneux hauts. Mémoire de Master 2, Université Blaise Pascal, Clermont-Ferrand 2, 94 p.

Smith A.J.E. (2004) – The Moss Flora of Britain and Ireland. Cambridge University Press, 1012 p.

Stach-Czerniak A., Juvigné E. (1998) – Étude sédimentologique et palynologique des dépôts lacustres tardiglaciaires et holocènes du Gour de Tazenat (Massif Central, France). Quaternaire, 9 (1), 15‑23.
DOI :
10.3406/quate.1998.2102

Starkel L., Soja R., Michczyńska D.J. (2006) – Past hydrological events reflected in Holocene history of Polish rivers. Catena, 66 (1), 24‑33.
DOI : 10.1016/j.catena.2005.07.008

Thiébault S. (2010) – Archéologie environnementale de la France. Éditions La Découverte, 179 p.

Thomas R. (2015) – Églises de la Haute-Loire. Philprint, Yssingeaux, 911 p.

Tort M., Antonetti P., Belin B., Portal R. (2008) – Guide de la flore de Haute-Loire. Tome 1. Éditions Jeanne d’Arc, Le Puy-en-Velay, 512 p.

Tort M., Antonetti P., Belin B., Portal R. (2010) – Guide de la flore de Haute-Loire. Tome 2. Éditions Jeanne d’Arc, Le Puy-en-Velay, 518 p.

Trément F. dir. (2011‑2013) – Les Arvernes et leurs voisins du Massif Central à l’époque romaine. Une archéologie du développement des territoires. Revue d’Auvergne. Tome 1 : t. 124‑125, n° 600‑601, 2011 : 512 p., Tome 2 : t. 127, n° 606‑607, 2013 : 450 p.

Valadas B. (1984) – Les Hautes Terres du Massif Central français, 2 vol. Thèse de doctorat d’État. Université de Paris I, 927 p.

Wilhelm B., Arnaud F., Sabatier P., Crouzet C., Brisset E., Chaumillon E., Disnar J.-R., Guiter F., Malet E., Reyss J.-L., Tachikawa K., Bard E., Delannoy J.-J. (2012) – 1400 years of extreme precipitation patterns over the Mediterranean French Alps and possible forcing mechanisms. Quaternary Research, 78 (1), 1‑12.
DOI : 10.1016/j.yqres.2012.03.003

Zumbühl H.J., Holzhauser H. (1988) – Glaciers des Alpes du Petit âge glaciaire. Editions du Club Alpin Suisse, Berne, 322 p.

Haut de page

Annexe

Abridged English version

The Gage River is one of the first tributaries of the Loire River (fig. 1), which is the longest river of France (1,012 km). The very short course of the Gage River (ca. 12 km) goes across the basaltic and granitic plateaus of the Mézenc massif (south-eastern Massif central, France). In this paper, we study preserved alluvial deposits from the middle Gage Valley (fig. 2-3). Large amounts of materials have been drained from the upstream and also from the slopes to this section. Thus, the middle Gage Valley appears as an important storage area at the local scale.

In this paper, a sedimentological study, including litho-stratigraphy, magnetic susceptibility, organic matter content (tab. 1), a geochronological (tab. 2) and a palaeoecological study on macrofossils (fig. 8, tab. 4) were conducted on natural cross-sections from the river banks. These data were used to decode the geomorphological evolution of the Gage Valley and also to highlight the history of the river ecosystems and wetlands over the last 1,500 years (since the 6th-7th centuries AD). The main information comes from the cross-section G of La Valette (fig. 5-6, tab. 3), down the middle Gage Valley. It represents an accretion of 5 meters of sediments. Some additional data were obtained from 6 small cross-sections, located a little upstream and numbered from A to F (fig. 7, tab. 3). The alluvial sequence recorded on the Gage floodplain was implemented in 8 episodes, with 2 main steps (fig. 9).

(i) From the 6th-7th centuries AD to the 13th century AD (Early and High Middle Ages), we observed generally low to moderate water flows even if high-energy events could be hypothesized during the 10th century AD. These hydroclimatic chronology fits very well with geomorphological data at a broad scale, in the upper Loire catchment area or in the Rhone Valley for instance (Berger and Brochier, 2006; Defive et al., 2017). The floodplain ecosystems present a pattern of swamp forests and shallow water areas favoring chironomids or caddisflies (Trichoptera), sedge marshes (Cyperaceae) and mire inception. An early anthropization stage is also obvious at that time, characterized by nearby fields or pastures, erosion of the slopes and fires possibly related to deforestation (fig. 4).

(ii) Then, the 14th century AD could be considered as a tipping point towards the beginning of a very high energy phase, interpreted as the first Little Ice Age (LIA) consequences. Despite substantial chronological uncertainties, the first half of the 15th century AD seems characterized by several torrential events. If so, this beginning of the “full-LIA 1” appears ahead of schedule as regards the regional geomorphological trend (Defive et al., 2017). These layers present a very low concentration of organic macrofossils including reworked wood, charcoals, fungi eroded from the slopes, sedge, rush (Juncus sp.) and pink family seeds (Caryophyllaceae). It raises the question of dating charcoals, possibly partly reworked, which could provide old radiocarbon ages. However, the global timing of this aggradation (15th century AD) is confirmed by an incision phase caused by the connection of a new channel in the southern part of cross-section G. This channel was then filled first by organic sediment and second by sandy-silty sediment since the early 17th century AD, according to radiocarbon ages.

These two steps echo the evolution of many rivers of Western Europe during the same period. Modern erosion during the 17th and 18th centuries AD produced silty and sandy deposits on the Gage floodplain. This erosional process could be related mainly with agricultural pressures on the fragile soils of the uplands at that time. Climate forcing appears also as a key agent, causing numerous and periodic moderate to large floods, contributing in the aggradation of the floodplain (with infilling of the modern channel for instance). Thus the “full-LIA 2” (17th-18th centuries AD) is not locally characterized by a braided river style, maybe because of a high flow connectivity between upstream and downstream.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Le bassin versant du Gage dans le sud-est du Massif central (Ardèche, France). Fig. 1 – The Gage River catchment area on the south-eastern Massif central (Ardèche, France).
Légende A. La Loire et les massifs de montagne de France. B. Modèle Numérique de Terrain régional. 1. Bassin versant du Gage ; 2. Sous-bassin versant en amont de la confluence avec le Tauron ; 3. Lacs ; 4. Cours d’eau d’ordre Strahler 1 et 2 ; 5. Cours d’eau d’ordre Strahler 3 et 4 ; 6. Localités ; 7. Sommets. A. The Loire River and the French mountain ranges. B. Regional Digital Terrain Model. 1. The Gage watershed; 2. Subwatershed before the confluence with the Tauron River; 3. Lakes; 4. Streams of the 1st and 2nd Strahler orders; 5. Streams of the 3rd and 4th Stralher orders; 6. Main places; 7. Tops.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-1.png
Fichier image/png, 1,9M
Titre Fig. 2 – Profil en long du Gage (relevé topographique IGN de 1943, mis à jour en 1990). Fig. 2 – Longitudinal profile of the Gage River (1943 IGN topographical survey, updated in 1990).
Légende Les coupes étudiées dans la section moyenne sont numérotées de A à G. 1. Source du Gage ; 2. Pont de Crouste ; 3. Gué du moulin de Soyons ; 4. Pont de Champlaine ; 5. Barrage de Peyron / confluence avec le Tauron ; 6. Confluence avec la Loire. Sections studied in the central segment are numbered from A to G. 1. Source of the Gage River; 2. The Crouste Bridge; 3. Ford of the Soyons mill; 4. Champlaine Bridge; 5. The Peyron dam / confluence with the Tauron River; 6. Confluence with the Loire River.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-2.png
Fichier image/png, 30k
Titre Fig. 3 – La moyenne vallée du Gage (Ardèche, France). Contexte géomorphologique et localisation des coupes étudiées (étoiles). Fig. 3 – The middle Gage Valley (Ardèche, France). Geomorphological context and location of the study cross-sections (stars).
Légende La photographie représente la partie méridionale de la moyenne vallée du Gage, vue du nord-est. Réseau hydrographique : 1. Réseau principal ; 2. Réseau secondaire ; 3. Réseau intermittent. Formations géologiques et superficielles : 4. Granite du Velay ; 5. Basaltes des plateaux ; 6. Cône strombolien du suc de Cherchemuse ; 7. Coulée de basalte du Cherchemuse ; 8. Formations alluviales et colluvio-alluviales ; 9. Principaux cônes de déjection. Formes : 10. Surface du plateau ; 11. Corniches basaltiques ; 12. Talus limitant les différents niveaux de terrasses ; 13. Talus marqués sur les versants granitiques ; 14. Versants. The picture shows the southern part of the middle Gage Valley, viewed from the north-east. Hydrographic network: 1. Main Rivers; 2. Secondary streams; 3. Temporary streams. Bedrock and surficial geology: 4. Velay granite; 5. Basaltic plateaus; 6. Strombolian cone of Cherchemuse; 7. Basaltic lava flow of the Cherchemuse volcano; 8. Alluviums and colluvio-alluviums; 9. Main colluvial wedges. Shapes: 10. Plateau surface; 11. Rocky ledges; 12. Steps between the different alluvial terrace levels; 13. Noticeable steps on the granitic slopes; 14. Slopes.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-3.png
Fichier image/png, 900k
Titre Fig. 4 – Contexte historique et archéologique micro-régional. Fig. 4 – Micro-regional historical and archaeological background.
Légende A. Ve-XIe siècles : 1. Sites des Ve-VIe siècles ; 2. Édifices religieux (IXe siècle) ; 3. Édifices religieux (Xe-XIe siècles) ; 4. Sites fortifiés (Xe-XIe siècles) ; 5. Autres sites ; 6. Section de la vallée du Gage étudiée dans cet article ; 7. Autres données paléoenvironnementales : tourbière de La Narce du Béage (Dendievel, 2017) ; 8. Voies médiévales d’après Bréchon (2000) ; 9. Limite départementale. B. XIIe-XVe siècles : 1. Édifices religieux ; 2. Sites fortifiés ; 3. Structures hydrauliques (barrages, biefs, moulins) ; 4. Droit de pêche des Chartreux de Bonnefoy ; 5. Autres sites ; 6. Section du Gage étudiée dans cet article ; 7. Séquence paléoenvironnementale de la tourbière de La Narce du Béage (Dendievel, 2017) ; 8. Passages et ponts routiers ; 9. Voies médiévales (Bréchon, 2000) ; 10. Limite départementale. A. Vth-XIth centuries : 1. Sites of the 5th-6th centuries; 2. Religious buildings (9th century); 3. Religious buidings (10th-11th centuries); 4. Fortified places (10th-11th centuries); 5. Other sites; 6. Segment of the Gage Valley studied in this paper; 7. Other palaeoenvironmental data from La Narce du Béage mire (Dendievel, 2017); 8. Medieval routes (Bréchon, 2000); 9. Administrative boundary. B. 12th-15th centuries: 1. Religious buildings; 2. Fortified places; 3. Hydraulics (dams, collectors, mills); 4. Fishing right of the Bonnefoy Cartusian monks; 5. Other sites; 6. Segment of the Gage Valley studied in this paper; 7. Palaeoenvironmental record from La Narce du Béage mire (Dendievel, 2017); 8. Paths and road bridges; 9. Medieval routes (Bréchon, 2000); 10. Current administrative boundaries.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 680k
Titre Tab. 1 – Opérations réalisées sur les 7 coupes étudiées dans la moyenne vallée du Gage (Ardèche, France). Tab. 1 – Performed analyses on the 7 study cross-sections from the middle Gage Valley (Ardèche, France).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-5.png
Fichier image/png, 17k
Titre Tab. 2 – Liste des datations. Tab. 2 – Dates list.
Légende Les âges en gris italique ont été rejetés. Calibration à 2 σ avec le logiciel OxCal v4.2.4 (Bronk Ramsey et Lee, 2013) utilisant la courbe « IntCal13 » (Reimer et al., 2013). Ages in grey italics are rejected. The 2σ calibration was performed with the OxCal software, v4.2.4 (Bronk Ramsey and Lee, 2013), using the “IntCal13” calibration curve (Reimer et al., 2013).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-6.png
Fichier image/png, 107k
Titre Fig. 5 – Coupe G de La Valette (moyenne vallée du Gage, Ardèche, France). Fig. 5 – Cross-section G from La Valette (middle Gage Valley, Ardèche, France).
Légende À gauche (amont ; Unités Stratigraphiques = US 1 à 31), se trouve la séquence constitutive du log principal. Le trait noir gras sépare cette séquence de celle du chenal emboité (aval ; US 32 à 39). Les cercles numérotés donnent l’ordre de succession des unités stratigraphiques. Les âges radiocarbone calibrés AD (2 σ) ont été replacés sur cette figure (pour plus de détails, voir tab. 2). The main sequence is located on the left (upstream; Stratigraphic Units= US 1 to 31). The bold black line separates this sequence from that of the nested channel (downstream; US 32 to 39). The numbered circles are in the stratigraphical order. The radiocarbon dates (cal. AD, 2σ) are located on the picture (for details, see tab. 2).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-7.png
Fichier image/png, 899k
Titre Fig. 6 – Litho-stratigraphie, susceptibilité magnétique et taux de matière organique pour le log principal de la coupe G. Fig. 6 – Litho-stratigraphy, magnetic susceptibility measurements and organic matter content for the main log of the cross-section G.
Légende 1. Humus à racines et limons bruns ; 2. Sables moyens et grossiers orangés ; 3. Lits de sables et graviers plus ou moins riches en matière organique ; 4. Galets et blocs dans une matrice sableuse ; 5. Couche argileuse de couleur bleue, à sables fins et graviers ; 6. Faciès tourbeux. Les bandes grises soulignent les niveaux datés. Abréviations granulométriques : a. Argiles ; l. Limons ; s. Sables ; gr. Éléments grossiers. 1. Humus with roots and brown silts; 2. Medium and coarse orange sands; 3. Sand and gravel beds with varying organic content; 4. Pebbles and blocks in a sandy matrix; 5. Blue-colored clay layers with fine sands and gravels; 6. Peaty layer. Grey bands highlight dated layers. Grain size abbreviations: a. Clay; l. Silts; s. Sands; gr. Coarse elements.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-8.png
Fichier image/png, 224k
Titre Fig. 7 – Litho-stratigraphie et datation des coupes de la moyenne vallée du Gage. Fig. 7 – Litho-stratigraphical cross-sections and ages from the middle Gage Valley.
Légende 1. Humus et limons bruns ; 2. Sables moyens et grossiers orangés ; 3. Lits de sable plus ou moins riches en matière organique ; 4. Graviers ; 5. Galets et blocs ; 6. Couche argileuse bleutée à sables fins ; 7. Couche organique sableuse ; 8. Faciès tourbeux ; 9. Dates radiocarbone (âge cal. AD, 2 σ), la position des dates calibrées est indiquée par une étoile ; 10. Hypothèses de corrélation.Granulométrie : a. Argiles ; l. Limons ; s. Sables ; gr. Éléments grossiers. 1. Humus and brown silts; 2. Medium and coarse orange sands; 3. Sand beds with variable organic content; 4. Gravels; 5. Pebbles and blocks; 6. Blue clay layers with fine sands; 7. Organic matter-rich and sandy layer; 8. Peaty layer; 9. Radiocarbon date (age cal. AD, 2 σ), the location of the calibrated ages is represented by a star; 10. Correlation hypotheses.Grain size: a. Clay; l. Silts; s. Sands; gr. Coarse elements.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 1,1M
Titre Tab. 3 – Litho-stratigraphie et âges radiocarbone des coupes A à F de la moyenne vallée du Gage (Ardèche, France). Tab. 3 – Litho-stratigraphy and radiocarbon dates from sections A to F in the Middle Gage Valley (Ardèche, France).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-10.png
Fichier image/png, 180k
Titre Tab. 4 – Principaux taxons macro-restes identifiés dans les coupes C, D et G de la moyenne vallée du Gage et taux de matière organique associé. Tab. 4 – Main macrofossil taxa identified in the cross-sections C, D and G from the Middle Gage Valley and organic matter content.
Légende Abréviations : Cht. fragments chitineux ; CT. cuticules ; Et. étuis ; Fl. feuilles ; Frt. frontoclypeus ; G/C. graines ou capsules ; G/F. graines ou fruits ; HC. capsules céphaliques ; MO. matière organique ; TF. tiges feuillées ; TL. tissus ligneux ; RV. restes de l’appareil végétatif. Abbreviations: Cht. chitin remains; CT. cuticles; ET. cases; Fl. leaves; Frt. frontoclypeus; G/C. seeds or capsules; G/F. seeds or fruits; HC. head capsules; MO. organic matter; TF. stems with leaves; TL. woody tissues; RV. vegetative remains.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-11.png
Fichier image/png, 137k
Titre Fig. 8 – Exemples de macro-restes issus de la coupe G. Fig. 8 – Examples of macrofossils from the cross-section G.
Légende A. Graines de bouleau (Betula sect. Alba) ; B. graines de framboisier (Rubus cf. idaeus) ; C. Graine de chénopode blanc (Chenopodium album) ; D. Graine de silène à fleur de coucou (Silene flos-cuculi) ; E. Graines de stellaire des marais (Stellaria alsine) ; F. Graines de laîche (Carex sp.) ; G. Graine de jonc (Juncus effusus/conglomeratus) ; H. Amas de Glomus sp. ; I. Chironomidés ; J. Frontoclypeus de Trichoptère. A. Birch seeds (Betula sect. Alba); B. Raspberry seeds (Rubus cf. idaeus); C. White goosefoot seed (Chenopodium album); D. Ragged-robin seed (Silene flos-cuculi); E. Bog chickweed seeds (Stellaria alsine); F. Sedges seeds (Carex sp.); G. Rush seeds (Juncus effusus/conglomeratus); H. Clump of Glomus sp.; I. Chironomids; J. Trichoptera Frontoclypeus.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-12.png
Fichier image/png, 2,0M
Titre Fig. 9 – Phasage de l’évolution de la moyenne vallée du Gage depuis le VIe s. cal. AD. Fig. 9 – Phases of the middle Gage Valley evolution since the 6th century cal. AD.
Légende A. Phasage brut suivant la stratigraphie et les fourchettes d’âge des US datées. B. Phasage synthétique avec vitesses d’aggradation et d’incision. 1. Formations très organiques et tourbeuses ; 2. Formations organo-détritiques fines ; 3. Argiles et limons ; 4. Sables ; 5. Graviers ; 6. Petits galets (5-7 cm) ; 7. Galets (> 7 cm) ; 8. Blocs ; 9. US / groupes d’US et bornes chronologiques pour les unités datées (âges cal. AD, intervalle de confiance : 2 σ) ; 10. Phases de l’évolution ; 11. Phases d’incision. A. Row phases according to the stratigraphy and the age range of the units dated (US). B. Phasing synthesis with aggradation and incision rate. 1. Very organic to peaty deposits; 2. Mixed organic and detrital fine sediments; 3. Clay and silts; 4. Sands; 5. Gravels; 6. Small pebbles (5-7 cm); 7. Pebbles (> 7 cm); 8. Blocks; 9. US groups and chronological ranges for the dated units (ages cal. AD, confidence interval: 2σ); 10. Evolution phases; 11. Incision phases.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/12621/img-13.png
Fichier image/png, 154k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence électronique

Emmanuelle Defive, André-Marie Dendievel, Jean-François Berger, Adrien Barra, Emma Bouvard‑Mor, Hervé Cubizolle et Jean-Paul Raynal, « 1500 ans d’histoire fluviale dans la vallée du Gage (bassin supérieur de la Loire, sud-est du Massif central, France) : approche pluridisciplinaire », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 24 - n° 4 | 2018, mis en ligne le 14 janvier 2019, consulté le 18 août 2019. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/12621 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.12621

Haut de page

Auteurs

Emmanuelle Defive

Université Clermont-Auvergne, CNRS, Université de Limoges, GEOLAB – 63000 Clermont-Ferrand, France (emmanuelle.defive@uca.fr). Tél : +33 (0)4 73 34 68 19

Articles du même auteur

André-Marie Dendievel

Environnement Ville Société, UMR 5600 CNRS, Université de Lyon (Jean Monnet, Saint‑Étienne) – 6 rue Basse des Rives, 42023 Saint‑Étienne Cedex 2, France | LEHNA-IPE, UMR 5023 CNRS, 3 rue Maurice Audin, 69518 Vaulx-en-Velin Cedex, France (andremarie.dendievel@gmail.com).

Articles du même auteur

Jean-François Berger

Environnement Ville Société, UMR 5600 CNRS, Université de Lyon (Université Lumière, Lyon 2) – 5 avenue Pierre Mendès‑France, Bât. Europe, 69676 Bron Cedex, France (Jean-Francois.Berger@univ-lyon2.fr).

Adrien Barra

Environnement Ville Société, UMR 5600 CNRS, Université de Lyon (Université Lumière, Lyon 2) – 5 avenue Pierre Mendès‑France, Bât. Europe, 69676 Bron Cedex, France (adrien.barra@live.fr).

Emma Bouvard‑Mor

UMR 5138 Ar-Ar, Service Archéologique de la Ville de Lyon – 10, rue Neyret, 69001 Lyon, France (emma_bouvard@yahoo.fr).

Hervé Cubizolle

Environnement Ville Société, UMR 5600 CNRS, Université de Lyon (Jean Monnet, Saint‑Étienne) – 6 rue Basse des Rives, 42023 Saint‑Étienne Cedex 2, France (herve.cubizolle@orange.fr).

Articles du même auteur

Jean-Paul Raynal

UMR 5199 CNRS, PACEA, Université de Bordeaux, Bât. B8, Allée Geoffroy Saint Hilaire, CS 50023, 33615 Pessac Cedex, France | Max Planck Institute for Evolutionary Anthropology – Deutscher Pl. 6, 04103 Leipzig, Allemagne (jpraynal@wanadoo.fr).

Haut de page

Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

Haut de page
  • Logo CNRS - Institut des sciences humaines et sociales
  • Logo Groupe français de géomorphologie
  • OpenEdition Journals