Cette recherche a été supportée par les projets Interreg Espace Alpin « PARAmount » et Dendrogliss (Fondation Maif). Nous remercions Estelle Arbellay (Dendrolab) pour son aide dans la réalisation des lames minces. Nous tenons également à remercier les cinq relecteurs de leurs remarques constructives ayant permis l’amélioration de ce manuscrit et Oliver Janke pour la révision du texte en anglais.

Introduction

1Dans les Alpes françaises du Sud, les marnes noires jurassiques couvrent une surface très vaste. Partout où elles affleurent, ces « terres noires » sont sujettes à une érosion intense. Dans la région de la moyenne Durance (Embrunais, Gapençais, Laragnais, Préalpes de Digne), cette érosion entraîne fréquemment un modelé en « badlands » qui marque fortement le paysage (Brochot et Meunier, 1996 ; Balland et al., 2002). Elle est également à l’origine, plus à l’aval de l'envasement de retenues hydroélectriques ou d'irrigation (Alary, 1998 ; Brochot, 1999 ; Cohen et Rey, 2005 ; Mathys et Poesen, 2005). Au cours des 20 dernières années, les vitesses d’érosion dans ces badlands ont été évaluées par différentes méthodes : 1) bilan sédimentaire à l’exutoire de petits bassins versants torrentiels (Bufalo, 1989 ; Mathys et al., 1996 ; Richard et Mathys, 1999 ; Mathys et al., 2003) ou de placettes expérimentales (Oostwoud et al., 1998 ; Mathys et al., 2005), 2) profilométrie en fond de talweg, en mesurant les flux de sédiments (Descroix, 1998), 3) micrométrie grâce à des tiges métalliques implantées le long de transects à flanc de ravine (Chodzco et Lecompte, 1992 ; Lecompte et al., 1998 ; Rovéra et al., 1999) et, plus récemment par 4) comparaison de Modèles numériques de terrain (MNT) à très haute résolution (Raclot et al., 2005 ; Puech et al., 2009). Toutes ces études convergent sur une vitesse d’ablation, en terrain marneux dénudé, de 5 mm/a à 10 mm/a. Cet ordre de grandeur constitue un record pour des valeurs moyennes d’ablation dans les Alpes, tous processus et lithologies confondus (exceptés les mouvements de masse), dans les conditions morphogéniques actuelles (Delannoy et Rovéra, 1996). Malgré l’emprise de l’érosion, la végétation arborée est présente dans les badlands marneux des Alpes du Sud, soit de manière sporadique, soit avec une densité plus forte lorsque des reboisements ont été réalisés par le service de Restauration des terrains de montagne (RTM) à la fin du XIX^e siècle ou durant le XX^e siècle (Vallauri et al., 1997). Dans cette étude, la végétation est utilisée comme bio-indicateur. Les racines des arbres, déchaussées par l’érosion, sont utilisées de deux manières. D’une part, leur surface de référence est utilisée pour évaluer l’ampleur de l’ablation. D’autre part, leur durée d’exposition à l’air libre est déterminée à partir d’une approche dendrogéomorphologique (Alestalo, 1971 ; Stoffel et Bollschweiler, 2009 ; Stoffel et al., 2010) basée sur l’évolution anatomique des cernes de croissance annuels (Gärtner et al., 2001 ; Hitz et al., 2008 a et b). La robustesse des vitesses d’érosion obtenues a été testée par comparaison avec les données micrométriques disponibles depuis 2002, dans le bassin expérimental de Draix (Alpes de Haute-Provence).

Site d’étude

2Le bassin versant du Moulin (8 ha ; fig. 1A) est un des cinq bassins versants expérimentaux gérés par le Cemagref sur la commune de Draix (Alpes de Haute Provence ; latitude : 44°8’N ; longitude : 6°20’E). Situé à une quinzaine de kilomètres de Digne, étagé entre 800 m et 1000 m d’altitude, il est incisé de manière anaclinale dans les marnes noires du Bathonien et du Callovo-oxfordien dont le pendage est de 20-35°E (Haccard et al., 1989). Cet étage géologique est extrêmement sensible aux phénomènes d’érosion. Il en résulte une topographie en badlands caractérisée par une forte dissection et des versants en pente forte comprise, en moyenne, entre 20° et 25° dans la partie aval mais avoisinant les 35° à 40° dans la partie amont. Le bassin est sujet à un climat subméditerranéen de moyenne altitude. D’après les enregistrements de l’observatoire de recherche sur les processus hydrologiques et érosifs en montagne de Draix (ORE Draix), le cumul annuel de précipitations est de 880 mm (1984-2008) pour une moyenne de 200 jours sans pluie et seulement 5 jours avec des cumuls de précipitation supérieurs à 30 mm. Les maximums de précipitations ont lieu au printemps (avril-mai) et en automne (septembre-octobre). Les étés sont secs mais certains épisodes orageux, d’une forte intensité, peuvent survenir (Mathys et al., 1996). L’hiver connaît quelques chutes de neige (3 à 5 événements). Le manteau nival peut atteindre 10-15 cm. Il subit une fusion rapide en 2-3 jours sur les adrets. La température moyenne est de 9,8°C, avec des étés chauds (+28°C en moyenne en juillet) et des hivers plutôt doux (-1°C en janvier), malgré 115 cycles en moyenne de gel-dégel entre novembre et avril (1984-1999). La morphogenèse est commandée par l’incision des talwegs qui contrôle la raideur des flancs de ravine. L’érosion régressive se répercute jusqu’aux têtes du réseau hydrographique, entaillant le haut des versants, provoquant le rétrécissement des crêtes et leur abaissement progressif. Bien que l’érosion fluviatile soit dominante dans le système morphogénique, celle-ci est assistée par les processus nivéo-périglaciaires qui régularisent les profils longitudinaux par ablation pelliculaire (Rovéra et Robert, 2005). Ces processus de surface agissent d’autant plus facilement que les premiers décimètres du substrat correspondent soit à de la marne affleurante désagrégée (sur 5-10 cm), soit à un régolite (de 20-50 cm ; Maquaire et al., 2002) dont la genèse est assurée par les contrastes saisonniers d’hydratation-dessiccation et la gélidisjonction des strates les plus fines, en hiver (Rovéra et Robert, 2005). Au final, ces forçages climatiques agissent en relais tout au long de l’année. En hiver, la surface du régolite ou de la marne, lorsqu’elle affleure directement, est érodée par les actions complémentaires de la gélireptation, de la gélifluxion ou du raclage nival (Corona et al., 2002 ; Rovéra et Robert, 2005). Le restant de l’année, elle est fragilisée par le splash puis fortement déblayée par le ruissellement qui parvient à ciseler les versants et à inciser les talwegs dès que l’intensité pluvieuse atteint 8 mm/h (Mathys et al., 2005). En raison de l’érosion intense, la marne ou le régolite sont souvent dénudés. Pinus sylvestris L. et quelques Pinus nigra nigricans subspontanés contribuent seulement à un taux de recouvrement de 15 % de la surface totale du bassin-versant (fig. 1B). Ces arbres présentent pour la plupart un système racinaire partiellement dénudé par l’action continue de l’érosion.

Matériels et méthodes

3Afin de valider les vitesses d’érosion déduites de l’approche dendrogéomorphologique, ces dernières ont été comparées avec celles mesurées au moyen d’un réseau de tiges métalliques implantées dans le bassin-versant du Moulin (fig. 1B).

4L’approche dendrogéomorphologique. Le déchaussement des racines engendre une croissance excentrique, la formation de bois de réaction et souvent une scarification (présence de cicatrices). Dès les années 1960, ces indicateurs ont été utilisés pour mesurer des taux de dénudation dans différents contextes bioclimatiques (Eardley et Viavant, 1967 ; LaMarche, 1968 ; Dunne et al., 1978 ; Carrara et Carroll, 1979), calculer le recul de berges lacustres (Fantucci, 2007), estimer des vitesses d’incision liées au ravinement (Vandekerckhove et al., 2001), quantifier l’impact du piétinement animal (Morneau et Payette, 1998) ou de la fréquentation touristique (Bodoque et al., 2005 ; Pelfini et Santilli, 2006). Cependant, les travaux de H. Gärtner et al. (2001) et de H. Gärtner (2007) indiquent que ces indicateurs sont peu fiables en contexte d’ablation continue. La production de bois de réaction peut, par exemple, exister dans une racine encore entièrement souterraine. Ils démontrent que des modifications anatomiques importantes qui se produisent, suite à l’affleurement, au niveau des trachéides, constituent le seul indicateur robuste et fiable pour dater la mise à l’air libre. Ainsi, des modifications anatomiques identiques consécutives à la mise à l’air libre ont été observées sur plusieurs espèces de conifères (Bodoque et al., 2005 ; Malik, 2008 ; Rubiales et al., 2008) mais également de feuillus (Hitz et al., 2008 a et b).Le calcul d’une vitesse d’érosion (V) à partir des échantillons racinaires prélevés dans le bassin-versant du Moulin nécessite dès lors deux paramètres: l’année de l’affleurement (t0) et la hauteur érodée (Er ; Gärtner, 2007). Afin de déterminer précisément t0, des micro-sections d’une épaisseur de 15 μm ont été découpées parallèlement au diamètre vertical de chaque échantillon, au moyen d’un microtome. Le contenu des trachéides est dissous par immersion des micro-sections dans un bain d’eau de Javel (NaOCl) pendant 30 mn. Après rinçage à l’eau distillée, les structures restantes sont teintées en utilisant une solution de Safranine à 1 % et déshydratées par rinçage successif avec de l’alcool (à 50 %, 96 % et 100 %) et immersion dans du xylol. Enfin, les micro-sections sont noyées dans de la résine et montées sur des lames minces. Une description détaillée de ce protocole est fournie par F.H. Schweingruber (1996). Les lames minces sont photographiées sous un microscope (grossissement x 20). Dans chacun des compartiments du cerne de croissance, bois initial et bois final, la surface du lumen (cavité centrale de la cellule) de 15 trachéides (cellule allongée du xylème) ainsi que le nombre de cellules le long de trois files radiales (alignement de trachéides adjacentes) sont mesurées. Ces mesures anatomiques nécessaires à l’identification de t0 sont réalisées au moyen du logiciel Wincell Pro 2009a. La hauteur érodée (Er ; fig. 2A) correspond à la distance verticale entre la partie sommitale de la racine et la surface actuelle du sol (Ex), à laquelle on soustrait l’épaisseur de bois formée depuis la mise à l’air (R). Ex est mesurée directement sur le terrain au moyen d’une jauge micrométrique (fig. 2A). R est mesurée sur les clichés microscopiques de lames minces. La vitesse d’érosion moyenne est donc calculée en rapportant Er au nombre d’années écoulées depuis le déchaussement.Enfin, d’un point de vue spatial, la dendrogéomorphologie permetde disposer de nombreux points de mesure répartis dans tout le bassin versant. L’échantillonnage a ainsi été stratifié en fonction du modelé (interfluve, versant) et de la pente. Les talwegs n’ont pas été échantillonnés car l’étalonnage par rapport à la micrométrie est impossible (voir paragraphe suivant). Sur le plan temporel, elle permet aussi d’obtenir, en fonction de l’année de déchaussement, des vitesses d’érosion moyennes sur plusieurs années voire quelques décennies. Pour cette raison, seules les racines d’un diamètre supérieur à 20 mm ont été échantillonnées, à une distance d’au moins 50 cm du tronc, afin d’éviter les perturbations liées à la remontée de la base du tronc inhérente à la croissance de l’arbre (La Marche, 1968) et le stress mécanique exercé par la tige sur le réseau racinaire (Gärtner, 2007). Au total, 39 sections (7 sur interfluve et 32 sur versant) ont été prélevées au cours de l’automne 2009 sur des racines de Pinus sylvestris L. déchaussées. Leur diamètre moyen  est de 45 mm pour des pentes comprises entre 6° et 54° (tab. 1).

5L’approche micrométrique. La technique micrométrique est basée sur le suivi annuel d’un réseau de tiges métalliques (fig. 1B and fig. 2B). 47 points de mesure ont été suivis annuellement entre février 2002 et mars 2008 (7 années de mesures) sur interfluves (10) et sur versants dénudés (37), pour des pentes variant de 6° (sur interfluves) à 45° (sur versants ; tab. 2). Cette répartition des tiges s’explique par l’extension spatiale réduite des interfluves. Pour des raisons de fiabilité technique, les talwegs et les versants en pente forte (> 45°) n’ont pas fait l’objet de mesures micrométriques. En effet, les tiges métalliques font obstacle au transit sédimentaire et aux écoulements brutaux chargés de terre fine, graviers et débris végétaux, qui finissent par les tordre et les déplacer. Le piquetage a été réalisé selon un pas métrique le long de transects de 5 m et 8 m de long, dans le sens de la pente, avec des tiges métalliques de 25 cm de long dépassant de la surface de 5 cm. L’évolution du tirant d’air est mesurée au moyen d’une jauge micrométrique au 1/50^e, avec un artefact limité pour l’érosion pelliculaire, grâce à l’étroitesse des tiges (diamètre = 6 mm). L’érosion moyenne correspond, pour chaque tige, à l’évolution de ce tirant d’air durant les 7 années de suivi.

Tab. 2 – Caractéristiques du matériel micrométrique utilisé et vitesses d’érosion déduites des variations du tirant d’air depuis 2002.
Tab. 2 – Characteristics of the marking stakes network and erosion rates determined from monitoring since 2002.

N° du transect	N° tige	Modelé	Pente (en °)	Vitesse d'érosion (en mm/a)
A	1	Interfluve	13	6,1
A	2	Interfluve	15	5,9
A	3	Interfluve	16	6,1
A	4	Versant	31	6
A	5	Versant	41	7,9
A	6	Versant	41	4,5
A	7	Versant	37	4,2
A	8	Versant	28	3,1
B	9	Interfluve	15	5,2
B	10	Versant	26	6,4
B	11	Versant	33	4,9
B	12	Versant	33	4,5
B	13	Versant	30	4,7
C	14	Versant	21	3,3
C	15	Versant	24	4,9
C	16	Versant	22	6,4
C	17	Versant	27	6,6
C	18	Versant	31	10
C	19	Interfluve	7	2,1
C	20	Versant	26	4
D	21	Versant	32	3,5
D	22	Versant	35	11,5
D	23	Interfluve	15	3,6
D	24	Versant	22	9,7
D	25	Versant	19	4,6
D	26	Versant	18	6,7
D	27	Interfluve	14	4,9
D	28	Versant	19	7,8
E	29	Versant	22	4,8
E	30	Versant	19	3,9
E	31	Versant	36	6
E	32	Versant	23	2,8
E	33	Versant	21	5,2
F	34	Versant	26	6,3
F	35	Versant	33	9
F	36	Versant	40	8,9
F	37	Versant	42	7,9
F	38	Versant	43	10,9
F	39	Interfluve	10	2,7
F	40	Versant	24	6,5
G	41	Interfluve	16	2,6
G	42	Versant	30	6,1
G	43	Versant	45	6,3
G	44	Versant	43	6,6
G	45	Interfluve	6	1,9
G	46	Interfluve	11	3,5
Moyenne			26	5,7

6Comparaison des deux approches. Afin de comparer les mesures micrométriques et dendrogéomorphologiques, deux modèles de régression linéaire (VP) qui ajustent la vitesse d’érosion (V) en fonction de la pente (P) ont été établis. En effet, les mesures micrométriques réalisées en secteur dénudé depuis plusieurs années ont conduit à retenir la pente comme le principal facteur contrôlant l’intensité de l’érosion, en dehors des facteurs climatiques, des caractéristiques structurales à l’affleurement et du comportement mécanique de la marne (Garnier et Lecompte, 1996 ; Descroix et Mathys, 2003).

Résultats

7Vitesses d’érosion obtenues par mesures dendrogéomorphologiques. Les 39 racines de Pinus sylvestris L. échantillonnéesont un âge moyen de 38 ans (écart-type : 13 ans). 8 790 files radiales et la surface du lumen de 43 950 trachéides ont été mesurées sur l’ensemble des lames minces. La fig. 3A a été réalisée à partir de l’échantillon 101D représentatif des évolutions anatomiques observées suite au déchaussement (fig. 3A). L’échantillon a été prélevé à mi-versant d’un flanc de ravine décamétrique, sur une pente de 29°. D’un diamètre de 40 mm, il est déchaussé sur deux tiers de sa hauteur et présente une cicatrice sur sa partie supérieure (fig. 3B). Jusqu’en 1994, les cernes de croissance sont étroits (fig. 3C)et les files radiales courtes tant dans le bois initial  (1-2 cellules en moyenne) que dans le bois final (3-5 cellules ; fig. 3D). Le lumen des trachéides a une surface importante : 200 μm² en moyenne pour le bois initial et 250 μm² pour le bois final. L’épaisseur pariétale est équivalente dans les deux compartiments ce qui rend complexe la distinction des cernes (fig. 3C). Entre 1995 et 1998, la surface des trachéides du  bois initial ne montre pas de variation significative (fig. 3D). Dans le bois final, la surface du lumen diminue. La différenciation des cernes est facilitée par les augmentations du nombre de cellules par files radiales (5-10) et de l’épaisseur pariétale. Entre 1999 et 2000, la surface du lumen des trachéides du bois initial diminue de 60 %. L’année 1999 a ainsi été retenue comme année d’affleurement (t0) pour 101D. L’année t0 a été déterminée pour chacun des échantillons en utilisant ce critère. Les années de déchaussement s’échelonnent entre 1965 et 2000 (tab. 1) ce qui permet de calculer des vitesses d’érosion moyenne sur une à quatre décennies, pour une moyenne de 21 ans. Les hauteurs de déchaussement (Ex) mesurées sur le terrain sont comprises entre 34 mm et 266 mm ce qui correspond à des hauteurs érodées (Er) de 34 mm à 250 mm, après retrait de l’épaisseur de bois formée depuis la mise à l’air (R). Ces données ont permis de quantifier des vitesses d’érosion moyenne de 3 mm à 4,7 mm sur interfluves (moyenne : 3,8 mm/a ; écart-type : 0,6 mm) et de 2,1 mm à 8,4 mm sur versants (moyenne : 5,3 mm/a ; écart-type : 1,9 mm). L’érosion moyenne sur l’ensemble des échantillons s’élève à 5,1 mm/a.

8Vitesses d’érosion obtenues par mesures micrométriques. La vitesse d’ablation moyenne calculée pour l’ensemble des 47 tiges entre 2002 et 2009 est de 5,7 mm/a (tab. 2). Sur interfluves, l’érosion est comprise entre 2,6 mm/a et 5,1 mm/a (moyenne : 4,1 mm/a ; écart-type : 1,6 mm/a). Sur les versants, elle atteint en moyenne 6,2 mm/a mais dépasse localement 10 mm/a (écart-type : 2,2 mm/a). Cet écart type traduit les différences qui apparaissent le long des transects sur les flancs de ravine. Elles s’expliquent principalement par les variations de pente et secondairement par la configuration structurale de l’affleurement (Rovéra et al., 1999).

9Comparaison des deux approches. L’échantillon 7A, situé sur interfluve (pente : 6°), à proximité de deux tiges, permet une comparaison ponctuelle, à l’échelle du décimètre carré (fig 4). Les valeurs obtenues sont identiques aux valeurs mesurées au niveau de la tige métallique n° 50 (3,4 mm/a et 3,5 mm/a, respectivement) alors que la tige n° 51 sous-estime l’érosion (1,9 mm/a).La fig. 5A présente les vitesses d’érosion obtenues à partir des deux approches. Les vitesses d’érosion issues de l’analyse dendrogéomorphologique ne sont pas statistiquement différentes de celles obtenues au moyen de la micrométrie (Test de Student, p < 0.05). En revanche, les tests t nous permettent de conclure que les vitesses d’érosion moyennes sur interfluves et celles sur versants sont statistiquement différentes, quelle que soit la méthode utilisée. Les modèles de type linéaire (VP) établis par traitement statistique des données dendrogéomorphologiques  (VP_(d) ; fig. 5B) et micrométriques  (VP_(m) ; fig. 5C) sont les suivants :

VP_(d) = 0,08 P1 + 2,6 (1)

VP_(m)= 0,11 P2 + 2,8 (2)

avec V = vitesse d’érosion (en mm/a) et P = pente (en degrés). Les coefficients de détermination établis pour chacune des deux régressions simples (r²_(d) = 0,39 et r²_(m) = 0,30) sont significatifs à p < 0,05. Les erreurs quadratiques moyennes (RMSE) sont de 1.44 mm/a pour les racines et de 1,93 mm/a pour les tiges métalliques.  Pour des pentes comprises entre 0° et 40°, les vitesses obtenues à partir VP_(d) et VP_(m) sont situées respectivement dans les intervalles (2,6-5,8 mm/a) et (2,8-7,2 mm/a), ce qui correspond à la situation des crêtes étroites et des hauts de versant de ravines. Quelle que soit la pente, VP_(d) sous-estime les vitesses d’érosion.

Discussion

10Robustesse de la mesure dendrogéomorphologique. Les vitesses d’érosion issues de l’approche dendrogéomorphologique sont comparables à celles de l’approche micrométrique. Ce résultat confirme qu’une réduction brutale de la surface du lumen des trachéides du bois initial constitue un indicateur fiable pour dater la mise à l’air libre de la racine dans le cas de processus d’érosion pelliculaire. L’érosion moyenne (5,1 mm/a) concorde également avec les taux d’érosion rapportés à la surface dénudée (4,7 mm/a) obtenus à l’exutoire du bassin du Moulin par le Cemagref entre 1988 et 2000 (Mathys et al, 2003). Le modèle de régression linéaire VP_(d) établi à partir des données racinaires témoigne d’une influence importante mais non exclusive de la pente sur la vitesse d’érosion.  La sous-estimation des vitesses d’érosion sur pentes fortes, de l’ordre de 20 % pour une pente de 40°, est probablement lié : 1) à l’obstruction temporaire du transit sédimentaire par la racine (Cohen et Rey, 2005) dépendant de son orientation par rapport à la pente et de son degré de déchaussement ; 2) à des hauteurs de déchaussement différente entre l’amont et l’aval de la racine ; 3) à des modifications anatomiques qui peuvent intervenir, dans le cas de processus d’érosion continus, dès 5 cm de profondeur alors que la racine est toujours enfouie (Gärtner, 2007) ; 4) à des vitesses moyennes calculées sur des périodes différentes, deux décennies en moyenne pour les racines, 7 années pour les tiges métalliques et 5) aux insuffisances de la micrométrie sur les pentes fortes (Rovéra et al., 1999).

11Détermination de l’année de mise à l’air libre. La fiabilité des vitesses d’érosion mesurées à l’aide des racines de Pinus sylvestris L. repose sur la détermination précise de l’année de déchaussement. Les travaux réalisés dans le bassin-versant du Moulin confirment les observations déjà publiées dans le cas de processus d’érosion continus (Gärtner et al., 2001 ; Gärtner, 2007 ; Hitz et al., 2008 a et b). Le bois racinaire enfoui présente une structure anatomique caractéristique. Le lumen des trachéides a une surface importante dans les deux compartiments du cerne. L’épaisseur pariétale dans le bois initial et le bois final est identique ce qui rend la distinction des cernes difficiles (Gärtner et al., 2001). Un état transitoire est ensuite observé lorsque la racine, exposée à un processus de dénudation continue, se trouve à quelques centimètres sous la surface du sol (Gärtner et al., 2001). Il se traduit par des variations anatomiques dans le bois final sans modification de la structure du bois initial. Enfin, la mise à l’air libre de la racine provoque une diminution importante (de l’ordre de 60 %) de la surface du lumen des trachéides du bois initial (Gärtner et al., 2001 ; Gärtner, 2007 ; Rubiales et al., 2008 ; Malik, 2008 ; Hitz et al., 2008 a et b). Ces changements anatomiques peuvent être interprétés comme la réponse du système vasculaire des conifères aux stress engendrés par les modifications des conditions environnementales. La diminution de l’épaisseur du régolite autour et au contact de la racine provoque une augmentation de l’amplitude des oscillations thermiques et hydriques. Par exemple, dans le bassin-versant du Bouinenc, voisin de celui du Moulin, G. Rovéra et Y. Robert (2005) ont mesuré, au cours de l’hiver 2000-2001, 23 cycles de gel-dégel à -10 cm de profondeur, 61 à -5 cm et 92 à -1 cm. Cette action combinée des stress hydrique et thermique, liés à la sécheresse, à des températures élevées ou aux cycles gel-dégel tardifs, fréquents dans le régolite (Rovéra et Robert 2005), rend le bois très vulnérable et affecte le processus de cytogenèse comme cela a pu être constaté dans les tiges aériennes (Antonova et Stasova, 1993, 1997). Les changements de la surface des trachéides ou de l’épaisseur pariétale dans les deux compartiments du cerne permettent aux bois initial et final d’être plus résistants vis-à-vis des phénomènes de cavitation qui se produisent dans le xylème (Rubiales et al., 2008) et à l’égard des dommages mécaniques. Ainsi, des trachéides plus étroites protègent des embolies et peuvent être considérées comme une adaptation aux nouvelles conditions environnementales favorisées par l’érosion (Pitterman et Sperry, 2003 ; Willson et Jackson, 2006).

12Stabilité de l’axe de référence. La mesure de l’érosion nécessite l’utilisation d’un axe de référence stable. Pinus sylvestris L. est capable de s’implanter directement dans le substrat grâce à un enracinement initial pivotant. Mais assez rapidement avec la croissance de l’arbre, dès les premières années et compte tenu de la compacité de la marne sous-jacente au régolite, à faible profondeur, les racines traçantes prennent le relais et se répartissent, de manière rayonnante, dans les premiers décimètres du régolite ou de la marne désagrégée (Mickovski et Ennos, 2002). Ces racines montrent une capacité à se développer sur leur longueur avec des dimensions supérieures à 10-15 m pour aller capter l’eau, de manière préférentielle, vers les fonds de talwegs ou sur les flancs ubacs qui gardent l’humidité plus longtemps que les crêtes ou les versants adrets. Elles sont souvent déchaussées mais se maintiennent au contact du substrat lorsqu’il y a mise à l’affleurement puis déchaussement partiel. Pour cette raison, elles fabriquent alors des cernes dissymétriques (bois de réaction). La forte capacité de maintien en surface du régolite des racines principales est également favorisée par l’émission de racines adventives qui s’insèrent dans les strates marneuses grâce au géotropisme de leur coiffe (Polacek et al., 2006). Les racines constituent ainsi un axe de référence fiable pour l’estimation de l’ablation.

Conclusion

13L’utilisation des modifications anatomiques des cellules du bois racinaire suite à un déchaussement est récente et a surtout été utilisée pour quantifier des mouvements rapides, d’ampleur décimétrique à pluri-métrique, de type ravinement (Malik, 2008) ou érosion torrentielle (Hitz et al., 2008 a et b). Pour la première fois, elles sont utilisées pour quantifier des vitesses de dénudation liées à des processus d’érosion pelliculaire et sont calibrées par comparaison à d’autres mesures ponctuelles, sur un même site. Les résultats obtenus démontrent la fiabilité de l’approche dendrogéomorphologique.La hauteur de déchaussement de 39 racines de Pinus sylvestris L., situées sur interfluves et sur versant de ravines en pente moyenne,a été mesurée dans le bassin-versant marneux du Moulin. L’étude microscopique des changements anatomiques a permis de déterminer avec précision la durée de déchaussement de ces racines, 21 ans en moyenne. Ces deux valeurs permettent d’obtenir des vitesses d’érosion comprises entre 3 mm/a et 4,7 mm/a sur interfluves et entre 2,1 mm/a et 8,4 mm/a sur versants, en étroite corrélation avec la pente. La vitesse d’érosion moyenne calculée pour l’ensemble des racines (5,1 mm/a) concorde avec celles obtenues à partir de mesures micrométriques (5,7 mm/a en moyenne) et par cubages réalisés à l’exutoire du bassin-versant  (4,7 mm/a). Dès lors, l’approche dendrogéomorphologique apparaît comme un outil robuste et fiable pour quantifier les vitesses minimales d’ablation sur marnes. Dans les bassins versants non instrumentés, elle pourra permettre une quantification de l’érosion moyenne sur plusieurs décennies. Compte tenu de l’abondance du matériel végétal dans certains badlands, l’approche pourra être utilisée pour la spatialisation des vitesses d’érosion. Outre les interfluves et les versants en pente moyenne, cette méthode offre également des perspectives pour la quantification de l’érosion dans les talwegs et sur les versants en pente forte où les méthodes micrométriques traditionnelles ne sont pas utilisables.