Introduction : du cerne à la géomorphologie

En passant par la dendrochronologie

1La dendrochronologie est l’étude des cernes (i.e., bois produit par le cambium au cours de la période végétative), ces derniers étant considérés comme des enregistreurs des variations des conditions de croissance de l’arbre. Cette définition limite la valeur de cette science au regard de son utilisation actuelle dans la recherche. Historiquement, la dendrochronologie était surtout employée comme moyen de datation en archéologie, pour la calibration du radiocarbone ou pour la gestion forestière. Son utilisation en écologie/physiologie, en paléoclimatologie puis en géomorphologie/géologie/hydrologie a conduit à la mise en place de méthodes spécifiques (Schweingruber, 1988, 1996). La dendrogéomorphologie, d’abord décrite par J. Alestalo (1971), est basée sur 1) la capacité des végétaux ligneux à réagir à des stress exogènes, liés aux perturbations ou aux changements qui affectent son milieu de croissance, et 2) l’enregistrement de ces réponses dans les caractéristiques des cernes annuels de bois ou dans des anomalies morphologiques visibles. Ainsi, elle permet de 1) dater les événements passés avec une résolution chronologique annuelle à mensuelle (Stoffel et al., 2010a), 2) reconstituer les changements environnementaux et 3) spatialiser les processus géomorphologiques. Nous présenterons successivement les principes, les développements récents et l’intérêt de cette approche pour l’étude des processus géomorphologiques.

Principes de la méthode

2La dendrogéomorphologie repose sur le concept de « Processus/Evénement/Réponse » défini par J.F. Shroder (1980) qui, suite aux applications et aux développements récents (présentés dans cet article), peut être décliné en « Evénement-Changement/Impact/Réponse » (fig. 1). L' « Evénement-Changement » regroupe les processus géomorphologiques (lave torrentielle, chute de pierre, avalanche, glissement de terrain, crue, tempête), et les changements naturels et/ou anthropiques du milieu suffisamment rapides et irréversibles à l’échelle de quelques années (érosion, sédimentation, mise en eau, intervention humaine, etc.). L’ « Impact » correspond aux perturbations subies par l’arbre au moment où le processus ou le changement l’affecte. Il peut induire des dommages mécaniques directs (basculement, chute, torsion, abrasion, étêtage) et/ou une perturbation physique du milieu (sédimentation du tronc, asphyxie ou exposition des racines, ouverture du milieu, etc.). Le stress (mais aussi parfois l’amélioration des conditions de croissance) entraîne, à partir d’un certain seuil, une « Réponse » de l’arbre. Lorsque le stress est trop violent, il occasionne la mort de l’arbre. En cas de survie, les réponses peuvent concerner la croissance radiale de l’arbre (cerne ou série de cernes anormalement étroits ou larges), sa morphologie (cicatrice, reprise de croissance apicale, changement d’axe, courbure, racine adventive) ou son anatomie (formation de bois de réaction, de rangées tangentielles de canaux résinifères traumatiques, modifications de la structure cellulaire). L’identification de ces dommages et leur datation à partir des cernes permettent de reconstituer (fig. 1) :

• la chronologie des événements ou des changements avec une précision annuelle (grâce aux cernes) à mensuelle (via l’étude de la position de marqueurs anatomiques à l’intérieur du cerne). Pour valider les résultats, les données peuvent être comparées aux archives historiques et aux données météorologiques (Stoffel et al., 2005c ; Stoffel, 2008 ; Corona et al., 2010).

• l’intensité (le processus doit dépasser un certain seuil pour entraîner un stress et une réponse) ;

• l’emprise délimitée en fonction de la répartition des arbres qui présentent une réponse ;

• le type de processus déterminé grâce à la position de marqueurs anatomiques dans le cerne (par ce biais, les processus d’origine torrentielle, qui se produisent plutôt pendant la période végétative, ont par exemple pu être distingués des processus avalancheux qui ont lieu pendant la période de dormance ; Szymczak et al., 2010).

Typologie des réponses

3Les réponses des arbres qui font l’objet d’une analyse dendrogéomorphologique sont présentées ci-dessous, leur type, leur intensité voire leur cumul dépendant fortement de la nature de l’événement, lequel peut se produire sous la forme d’un phénomène continu ou soudain :

• Colonisation ou recolonisation des surfaces (fig. 2A) : les processus géomorphologiques peuvent entraîner la création de nouvelles formes (terrasses, moraines, cônes, etc.) et une morphogenèse active ou des processus de forte intensité peuvent éliminer complètement un peuplement forestier. L’année de germination des nouvelles pousses sur la surface dénudée peut être utilisée pour dater un événement dévastateur ou la formation de paléoformes (Heikkinen, 1994 ; Astrade et al., sous presse). Cependant, cette méthode doit intégrer un délai d’écèse qui correspond à la période comprise entre la stabilisation de la forme (ou le déboisement) et la germination du premier arbre. Ce délai varie en fonction de la nature du sol, des conditions climatiques ainsi que de la disponibilité de semis (Sigafoos et Hendricks, 1969 ; McCarthy et Luckman, 1993 ; Bollschweiler et al., 2008 b).

• Cerne(s) large(s) ou étroit(s) et mort de l’arbre (fig. 2B) : quand un événement occasionne la disparition d’un ou plusieurs arbres, l’ouverture du milieu entraîne une augmentation de la largeur des cernes des arbres voisins non perturbés (disparition de la concurrence, accès à la lumière, à l’eau, etc.). A l’inverse, en cas de stress, l’arbre peut réagir par une diminution sensible de croissance (cerne ou succession de cernes étroits, réversible ou pas), pouvant conduire jusqu’à la mort de l’arbre. Par exemple, le déchaussement des racines, en perturbant l’apport en nutriments, peut provoquer une réduction de la croissance radiale aussi bien dans le tronc (LaMarche, 1968 ; McAuliffe et al., 2006) que dans les racines exposées (Osterkamp et al., 1986). L’impact des inondations ou des modifications durables des niveaux des plans d’eau peuvent également être traité en termes de croissance (Sigafoos, 1964 ; Stockton et Fritts, 1973 ; Stockton et Boggess, 1980 ; Smelko et Scheer, 2000). La saturation en eau du sol riverain peut retarder la levée de dormance au printemps ou ralentir la croissance une fois qu’elle a démarré (Astrade et Bégin, 1997).

• Modifications de la structure cellulaire (fig. 2C) : le stress peut également induire des modifications anatomiques dans un (ou une série de) cerne(s). La mise à l’air brutale des racines (coulée de débris/lave torrentielle, glissement de terrain) peut entraîner une diminution de 60 % de la taille du lumen des trachéides du bois initial l’année du déchaussement (Gartner, 2007 ; Hitz et al., 2008). Dans le cas de processus d’érosion continus, J.-C. Corona et al. (2011 a et b) démontrent que la modification est graduelle et se produit quelques centimètres sous la surface. Cette réponse est interprétée comme une adaptation aux modifications des conditions microclimatiques. Le synchronisme des réactions des arbres aux inondations peut s’exprimer aussi par des contrastes dans la taille et la répartition des vaisseaux (Yanoski, 1983 ; Astrade et Bégin, 1997).

• Reprise de croissance apicale (fig. 2D) : les chutes de pierres, les écoulements d’eau, les laves torrentielles ou le souffle d’une avalanche peuvent causer un étêtement de l’arbre ou la cassure de ses branches (ce phénomène est plus fréquent parmi les grands arbres dont les tiges ont perdu de leur souplesse). En réponse, une ou plusieurs branches latérales vont prédominer et ainsi remplacer la couronne brisée, déterminant ainsi une morphologie de croissance en candélabre (Butler et Malanson, 1985 ; Dorren et Berger, 2006). Ceci est également observé pour des impacts de chutes de pierres proches de la surface du sol ; dans ce cas particulier, c’est la propagation sinusoïdale des ondes de choc dans le tronc qui provoque la décapitation de l’arbre. Dans la plupart des cas, la perte d’apex induit aussi une baisse significative de la croissance durant plusieurs années.

• Formation de tissu calleux et cicatrice (fig. 2E) : les blessures résultant d’un impact mécanique peuvent être observées sur le tronc de l’arbre ainsi que sur ses branches ou ses racines. Si l’énergie de l’impact est suffisante pour détruire localement le cambium, la croissance de l’arbre sera perturbée dans le segment blessé. Afin de minimiser les risques de cassure, de pourriture et d’attaques d’insectes dans l’ouverture créée par l’impact, l’arbre produit presque immédiatement du tissu calleux sur les bords de la blessure si l’événement se produit durant la période de végétation de l’arbre. En cas de blessure durant la période de dormance, du tissu calleux sera formé dès la reprise de l’activité cambiale de l’arbre. Les cellules formées par le cambium vont recouvrir progressivement la blessure à partir de ses bords et, après plusieurs années, la refermer complètement.

• Racines adventives (fig. 2F) : les laves torrentielles, les inondations ou les glissements de terrain peuvent enfouir des arbres en déposant des matériaux autour de la base de leur tronc. Un enfouissement modéré perturbe l’apport d’eau et de nutriments et cause une réduction de la croissance de l’arbre (LaMarche, 1966 ; Friedman et al., 2005). Les arbres, en particulier ceux qui possèdent un système racinaire fasciculé, produisent dans la partie supérieure du dépôt des racines adventives disposées en strates (Bannan, 1941). Lorsque l’enfouissement dépasse un certain seuil, il peut être létal. Selon H. Strunk (1997), un épicéa adulte réagit immédiatement à l’ensevelissement par la mise en place de racines adventives et dépérit lorsque le dépôt atteint 1,6 m à 1,8 m, en raison de contraintes physiologiques trop fortes.

• Bois de réaction (fig. 2G) : la pression induite par le dépôt de matériaux ou la déstabilisation d’un arbre par un glissement de terrain ou l’érosion peuvent conduire à l’inclinaison du tronc. Le phototropisme entraîne alors une réorientation de la tige qui se traduit d’un point de vue morphologique, par un tronc courbé (Mattheck, 1993). En cas d’événements successifs, la tige peut présenter une succession de coudes. La courbure du tronc est assurée par la formation de bois de réaction. Cette morphologie est associée à un patron de croissance excentrique provoqué par la formation de bois de réaction. Chez les conifères, la formation de bois de compression est liée à une division cambiale accélérée sur la face inférieure de l’axe incliné et opposé à la contrainte (Schweingruber, 1996). En revanche, la croissance reste normale sur la face supérieure. Le bois de compression est caractérisé par une lignification plus importante destinée à assurer la stabilité mécanique de l’arbre. Il est facilement identifiable en raison de sa couleur foncée, jaune ou brun rouge, liée à des trachéides arrondies, denses, à parois épaisses (Timell, 1986). Les feuillus réagissent par la formation de bois de tension (Westing, 1965 ; Stefanini, 2004) et l’excentricité apparaît, au contraire, sur le côté amont du tronc. Dans les deux cas, la réaction sera la plus marquée dans le segment de l’arbre où le centre de gravité a été déplacé lors de l’inclinaison du tronc. La croissance excentrique et/ou le changement anatomique sont bien visibles dans les séquences de cernes, ce qui permet une datation précise de l’événement (Lopez Saez et al., 2010).

• Rangées tangentielles de canaux résinifères traumatiques (TRD ; fig. 2H) : certaines espèces de conifères (Larix decidua, Picea abies, Abies alba) produisent des rangées tangentielles de canaux résinifères traumatiques dans le xylème, suite à des dégâts du cambium lié à un impact (Bollschweiler et al., 2008a ; Stoffel, 2008 ; Stoffel et Hitz, 2008 ; Schneuwly et al., 2009 a et b ; Corona et al., 2010). Si la blessure survient durant la période de végétation, la production de résine commencera seulement quelques jours après l’événement et les canaux résinifères seront formés en moins de trois semaines (Luchi et al., 2005). Ainsi, la position intra-saisonnière des TRD peut être utilisée pour la reconstitution d’événements passés avec une précision mensuelle (Stoffel et Hitz, 2008). Toutefois, en s’éloignant axialement comme tangentiellement de la blessure, les TRD ont tendance à migrer vers des portions plus tardives du cerne (Bollschweiler et al., 2008 a ; Schneuwly et al., 2009 b). Par ailleurs, plusieurs auteurs (Larocque et al., 2001 ; Stoffel et al., 2006b ; Casteller et al., 2007) ont démontré que la position de ces canaux à l’intérieur du cerne diagnostic varie selon le processus considéré. Ils ont utilisé cet indicateur afin de distinguer les perturbations liées aux avalanches de celles liées aux chutes de blocs (Stoffel et al., 2006b ; Szymczak et al., 2010) ou aux coulées de débris (Stoffel et Hitz, 2008).

Approche de terrain, méthodes d’échantillonnage et analyse des échantillons

Approche de terrain : questions de géomorphologie

4L’identification des processus géomorphologiques sur le site d’étude commence par la réalisation d’une carte géomorphologique détaillée, qui repose classiquement sur l’examen de cartes topographiques et géologiques et de photographies aériennes et dont l’échelle peut varier selon le type d’analyse et le phénomène à étudier. Cette cartographie géomorphologique sert de base pour l’échantillonnage pour lequel les relevés GPS, théodolites et Lidar ont permis d’accroître la précision (Corona et al., 2010 ; Lopez Saez et al., 2011 a, b et c). En plus des formes d’érosion et de sédimentation, la cartographie peut inclure des éléments complémentaires (i.e., taille des blocs déposés, nature et densité de la couverture végétale) qui peuvent servir d’indicateurs qualitatifs pour les résultats d’analyses dendrochronologiques (Stoffel et al., 2008a). En complément indispensable, les données issues de l’analyse des réponses des arbres sont croisées avec les archives documentaires (rapports techniques, textes, articles de presse, cartes anciennes, photographies obliques et aériennes verticales anciennes), qui peuvent fournir des données sur la date, la localisation et le contexte des événements passés (Corona et al., 2010 ; Bollschweiler et al., 2013).

Méthodes d’échantillonnage : quels arbres choisir ?

5Le choix des arbres est basé sur un examen externe de la surface du tronc (signes de perturbation) et sur sa position (par rapport à la zone d’influence du processus étudié). Plusieurs informations relatives à l’arbre sélectionné doivent être notées (Stoffel et al., 2005a) : 1) position de l’arbre par rapport à la forme géomorphologique et à ses caractéristiques ; 2) description et croquis des perturbations visibles de la morphologie de l’arbre (cicatrices, inclinaison du tronc, enfouissement partiel du tronc, étêtement, destruction des racines, érosion) ; 3) localisation des échantillons réalisés sur le tronc ; 4) mesure du diamètre de l’arbre à hauteur de poitrine ; 5) données sur les arbres voisins. Une photographie de chaque arbre se révèle être utile pour une meilleure compréhension et interprétation des réactions en laboratoire. L’analyse des cernes est idéalement réalisée sur des sections du tronc. Mais, s’il est aisé de prélever une « rondelle » sur des arbres morts ou sur des souches après une coupe de bois effectuée par bûcheronnage (Stoffel et Perret, 2006), une étude géomorphologique passe très rarement par l’abattage de l’arbre. Les prélèvements sont le plus souvent réalisés sous forme de carottes (sections) extraites à l’aide d’une tarière de Pressler (Grissino-Mayer, 2001). La nature du défaut de croissance visible observé dans la morphologie de l’arbre influence la localisation (hauteur et direction) de prélèvement ainsi que le nombre minimum d’échantillons à prendre pour chaque arbre. Pour les arbres présentant une cicatrice, les datations des événements sont plus aisées sur une section complète du tronc, à l’emplacement où la blessure est la plus grande. Mais deux carottes extraites du côté opposé à la blessure et dans l’excroissance calleuse peuvent suffire. Toutefois, les échantillons prélevés trop près du bord de l’excroissance auront des années manquantes dans la série, les blessures étant fermées à partir de leur bord, et, à l’inverse, les échantillons prélevés trop loin du tissu calleux risquent de ne montrer aucun signe de l’événement perturbateur et ne permettront donc pas sa datation (Stoffel et Bollschweiler, 2008). Un arbre incliné est analysé avec au moins deux carottes prises perpendiculairement au niveau de la zone de courbure maximale du tronc. Un arbre dont le tronc est enfoui à la base est analysé par deux carottes prises dans deux directions opposées (idéalement en amont et en aval de la pente). Il est mieux d’échantillonner ces arbres le plus près possible du sol (~20-40 cm) pour acquérir un maximum de cernes de croissance et obtenir ainsi un maximum d’informations. Les arbres étêtés et survivants (rejets) sont échantillonnés à des hauteurs similaires en dessous du niveau de décapitation (Stoffel et Bollschweiler, 2009a). L’analyse des racines déchaussées est normalement basée sur des sections, car elles montrent généralement des cernes manquants ou incomplets. Le repérage de la position des échantillons par rapport à la surface du sol ou les parties non érodées de la racine est essentiel pour la compréhension et l’interprétation des processus d’érosion et la quantification des taux de dénudation (LaMarche, 1968 ; Bodoque et al., 2006 ; Corona et al., 2011 a et b ; Lopez Saez et al., 2011b). En plus de l’échantillonnage des arbres perturbés, il est nécessaire de sélectionner des arbres de référence non perturbés dans une forêt voisine du site d’étude. Les arbres sélectionnés sont les plus vieux (pour maximiser l’âge des arbres échantillonnés et la longueur de la chronologie des cernes de croissance) et ne doivent pas présenter de signe clair de blessure ou de maladie (pour minimiser les influences non climatiques sur la croissance de l’arbre). Deux carottes sont extraites par arbre, au contraire des arbres perturbés, perpendiculairement à la pente et à hauteur de poitrine (~130 cm). En général, il est nécessaire d’échantillonner une trentaine d’arbres de référence par espèce afin de minimiser l’influence potentielle des processus géomorphologiques et des perturbations de croissance cachées. Enfin, pour la datation des surfaces dénudées ou des paléoformes par la végétation en place, plusieurs corrections doivent être apportées au dates obtenues sur les plus vieux échantillons : 1) correction de l’âge pour tenir compte de la hauteur de prélèvement (McCarthy et al., 1991) ; 2) estimation du nombre de cernes manquant si la moëlle n’est pas présente sur la carotte, manuellement (Bosch et Gutiérrez, 1999 ; Gutsell et Johnson, 2002) ou automatiquement (Paradis-Gernouillet et al., 2010) ; 3) prise en compte de l’écèse (Pierson, 2007).

Travail en laboratoire : préparation des échantillons et analyse

6En laboratoire, les échantillons sont analysés et les données traitées suivant les procédures standards en dendrochronologie décrites par M.A. Stokes et T.L. Smiley (1968) ou O.U. Bräker (2002). Les étapes incluent la préparation de la surface, le décompte des cernes de croissance, le skeleton plot (Schweingruber et al., 1990) et la mesure de la largeur des cernes à l’aide d’un binoculaire fixé à une table de mesure digitale mobile reliée à un programme informatique d’analyse de séries temporelles. Dans un premier temps, une chronologie de référence est construite à partir des carottes prélevées sur les arbres non perturbés. Les largeurs de cernes des carottes sont mesurées, chaque série est indexée et standardisée afin de s’affranchir des tendances de l’âge et des effets de la dynamique du site (Cook et Kairiukstis, 1990 ; Vaganov et al., 2006). Afin de garantir une représentativité adéquate de la série de référence, celle-ci est limitée aux années où la profondeur d’échantillonnage (i.e., nombre d’échantillons participant pour chaque année à la construction de la chronologie) comprend au minimum 5 arbres (Wigley et al., 1984). Les largeurs de cernes des arbres perturbés sont mesurées et les séries sont alors comparées graphiquement et statistiquement avec la chronologie de référence. La comparaison graphique peut inclure une superposition des tracés de courbes de la croissance moyenne dérivée des échantillons perturbés avec la chronologie de référence tandis que les procédures statistiques comprennent l’analyse des parallélismes (W statistics; Eckstein et Bauch, 1969 ; Schweingruber, 1983) et des indices d’interdatation (e.g., Rinn, 1989). Ces comparaisons statistiques sont réalisées à l’aide de programmes informatiques spécifiques tels qu’Arstan (Cook et Holmes, 1984), TSAP (Rinntech, 2007) ou WinDendro (Guay et al., 1992 ; WinDendro, 2005). La précision de l’interdatation entre les séries de largeurs de cernes de chacun des arbres perturbés et la chronologie de référence peut être évaluée avec le programme informatique Cofecha (Holmes, 1983 ; Grissino-Mayer, 2001). La comparaison des arbres perturbés avec les arbres de référence sert à dissocier les fluctuations de croissance dues à des attaques d’insectes ou au climat des perturbations de croissance causées par des processus géomorphologiques. Des détails complémentaires sur la réalisation de chronologies de référence et sur les approches statistiques utilisées en dendrochronologie peuvent être trouvés dans H.C. Fritts (1976), E.R. Cook (1987), E.R. Cook et L. Kairiukstis (1990), E.A. Vaganov et al. (2006) ou G.-N. Lambert (2010). Après avoir contrôlé toutes les séries de cernes et ajouté les cernes manquants, les courbes de croissance sont analysées visuellement pour identifier les réactions de l’arbre aux processus géomorphologiques, comme par exemple le début d’une chute ou d’une hausse abrupte de croissance (McAuliffe et al., 2006). Dans le cas d’arbres inclinés, la courbe de croissance est analysée pour dater approximativement le moment de l’inclinaison (Braam et al., 1987 ; Fantucci et Sorriso-Valvo, 1999), puis l’apparence des cellules est examinée (structures des cellules de bois de réaction) pour identifier l’année du début de production de bois de réaction. Les tissus calleux recouvrant les cicatrices ou la présence de rangées tangentielles de canaux résinifères traumatiques (TRD), formés suite à des dégâts du cambium, sont également identifiés par un examen visuel (e.g., Stoffel et al., 2005b ; Perret et al., 2006 ; Bollschweiler et al., 2008a). Il faut noter que la première décade de la croissance juvénile n’est jamais incluse dans l’analyse car les petits arbres sont plus sensibles à la pression de la neige, l’effilochage ou le frottement par les animaux, produisant généralement plus de bois de réaction ou de canaux résinifères par unité de surface. Toutes les réactions observées dans les échantillons sont notées afin d’identifier les événements. Une exception est faite pour les processus impliquant des volumes limités (e.g., dans le cas de simples blocs issus de chutes de pierres ; Stoffel et al., 2005 a et b ; Schneuwly et Stoffel, 2008 a et b), une perturbation de croissance identifiée sur un seul arbre ne pouvant pas être considérée en effet comme un événement.

Dynamiques des processus : chroniques, fréquences, emprises et évolutions

Torrents et laves torrentielles

7L’histoire des laves torrentielles a été largement étudiée dans les Alpes et ce, depuis plusieurs décennies (Bollschweiler et Stoffel, 2010a ; Stoffel et Wilford, 2012). Après les études pionnières de C.R. Hupp et al. (1987) réalisées sur les pentes du Mont Shasta (Californie), la dendrogéomorphologie a été utilisée par H. Strunk (1989, 1991, 1997) pour reconstituer l’activité des laves torrentielles dans les Dolomites (Italie) via l’analyse de la date de germination des racines adventives de troncs enfouis. Des travaux réalisés dans les Alpes valaisannes (Suisse) démontrent le potentiel considérable de la dendrogéomorphologie dans l’analyse de processus torrentiel en milieu de montagne. Le travail réalisé par exemple sur 1 100 conifères poussant sur le cône torrentiel du Ritigraben a permis d’élargir la fréquence connue des événements de 10 à 124 laves torrentielles et de prolonger la série jusqu’en 1570 (Stoffel et Beniston, 2006). Outre la datation des événements et l’estimation de leur intensité (Stoffel, 2010), il a été possible de lier les processus dans la niche d’arrachement du système torrentiel, située dans un milieu de pergélisol, avec la fréquence reconstituée sur le cône (Lugon et Stoffel, 2010). Comme la datation des événements de lave torrentielle s’est basée sur la position intra-annuelle des cicatrices et des TRD, l’occurrence des laves (Stoffel et al., 2008a) ainsi que les pluies qui les ont déclenchées (Stoffel et al., 2011) ont pu être déterminées avec une résolution mensuelle (fig. 3). Contrairement aux prédictions, il semblerait que les changements climatiques du passé récent et futurs ne causeraient pas un accroissement de la fréquence des laves torrentielles mais une augmentation de leur intensité (Lugon et Stoffel, 2010 ; Stoffel, 2010). Les résultats obtenus dans d’autres torrents en Valais (Bollschweiler et Stoffel, 2007 ; Bollschweiler et al., 2008b ; Bollschweiler et Stoffel, 2010b ; Stoffel et al., 2010b) et dans les Alpes françaises (Jomelli et al., 2009) confirment les observations du Ritigraben.

8Plusieurs études se sont focalisées sur la répartition spatiale des laves torrentielles. Sur la base de cartes géomorphologiques détaillées et de réseaux denses d’échantillonnage, M. Bollschweiler et al. (2007), M. Stoffel et al. (2008b) et E. Arbellay et al. (2010 a et b, fig. 3) ont retracé les passages de laves torrentielles et ont attribué à plus de 200 dépôts (86 % des lobes identifiés sur le cône) à des événements particuliers. Dans l’étude de M. Bollschweiler et al. (2008b), les résultats de la datation directe des laves torrentielles ont été croisé avec l’âge des plus anciens arbres colonisant les chenaux après l’abandon de ces derniers pour retracer la chronologie des dépôts et la période d’inactivité dans des chenaux abandonnés. Dans le Massif de la Chartreuse, J. Lopez-Saez et al. (2011a) ont couplé des données Lidar avec des résultats issus d’une étude dendrogéomorphologique pour reconstituer les événements de défluviation et l’extension de laves torrentielles du Manival. En outre, des reconstitutions régionales prenant en compte l’activité à l’échelle de vallées entières ont été réalisées dans les régions de Valteline (Italie ; Pelfini et Santilli, 2008), de Zermatt (Suisse ; Bollschweiler et Stoffel, 2010c) et de Vorarlberg (Autriche ; Procter et al., 2011) afin de mieux comprendre le caractère régional de l’activité des laves torrentielles et le rôle des sources sédimentaires et de la météorologie dans le déclenchement, la fréquence et la magnitude des laves torrentielles. Des torrents produisant des écoulements hyperconcentrés ont également fait l’objet d’études. Par exemple, M. Bollschweiler et al. (2007) se sont servi de la nature et de la répartition spatiale des perturbations de croissance pour distinguer les écoulements hyperconcentrés des laves torrentielles sur un cône affecté par les deux types d’écoulement. Dans les Alpes autrichiennes, B. Mayer et al. (2010) ont périodisé le processus de charriage hyperconcentré sur les 200 dernières années, démontrant que la reconstitution de ce type de processus est possible même si les matériaux charriés sont d’un petit diamètre et les dépôts sur le cône seulement de taille décimétrique.

Chutes de pierres

9Malgré le potentiel des méthodes dendrogéomorphologiques, l’activité de chutes de pierres n’a été que rarement étudiée par l’analyse des séquences de cernes (Stoffel, 2006). Les premières études d’interaction entre arbres et chutes de pierres se sont concentrées sur l’identification et la datation des grandes avalanches rocheuses (Moore et Mathews, 1978 ; Butler et al., 1986) plutôt que sur la reconstitution des chutes de pierres proprement dites. M. Lafortune et al. (1997) ont été les premiers à s’intéresser aux événements de chutes de pierres mais dans le but de reconstituer les taux de sédimentation et la dynamique de la lisière forestière en zone d’épandage. Les premiers travaux portant sur la fréquence, la magnitude, la répartition spatiale et la saisonnalité des chutes de pierres ont été réalisés par M. Stoffel et al. (2005 a et b) dans la vallée de Zermatt (Alpes suisses) (fig. 4). Leurs études ont démontré des fluctuations importantes dans la fréquence des chutes de pierres depuis l’an 1600 et l’apparition d’événements de plus grande intensité durant des périodes à étés plus chauds (1720, 2003). La datation intra-annuelle des événements démontre une très nette prédominance des chutes de pierres durant la période de gel-dégel au printemps et une activité beaucoup moins importante durant l’été. Même si les mélèzes couvrant la zone d’épandage sont blessés avec un temps de retour quasi décennal, la forêt qu’ils constituent offre une protection efficace pour le village et la route situés au pied du versant. Depuis ces études pionnières, les méthodes ont été appliquées à d’autres sites suisses et andorrans par S. Perret et al. (2006), D.M. Schneuwly et M. Stoffel (2008 a et b) et J. Corominas et J. Moya (2010), constituant ainsi une base fiable pour l’analyse des aléas et risques de chutes de pierres et une évaluation de la qualité des modèles qui cherchent à répliquer les trajectoires des éléments (Stoffel et al., 2006b). Dans le but de quantifier les hauteurs de rebonds et le nombre de passages de chutes de pierre par unité spatiale, les anomalies de croissance dans des séries de cernes (cicatrices et TRD) d’épicéas sont utilisées pour reconstituer l’activité et les temps de retour des chutes de pierres dans une forêt dominant la ligne de chemin de fer internationale à l’ouest d’Innsbruck (Autriche). En complément de l’approche dendrogéomorphologique classique, les auteurs ont compté les blessures visibles sur le tronc et l’âge d’une population de hêtres sur le même versant. La comparaison des résultats montre que les chutes de pierres laissent plus facilement des dommages sur les troncs des hêtres que sur ceux des épicéas et que les temps de retour sont ainsi différents. Le surplus de blessures enregistrés dans les hêtres représente l’activité de petites chutes de pierres de basse énergie qui arrivent à endommager l’écorce très fine des hêtres mais qui, dans le même temps, ne causent pas de dégâts aux épicéas à l’écorce plus épaisse.

Glissements de terrain

10Contrairement à d’autres processus observés de manière systématique, le recensement des phases d’activité des glissements de terrain s’avère souvent très lacunaire. Par ailleurs, leur datation reste incomplète avec les méthodes traditionnelles (Thiery et al., 2007). La dendrogéomorphologie offre alors un complément particulièrement intéressant. Toutefois, tous les glissements de terrain ne peuvent pas être étudiés, l’utilisation de la méthode étant conditionnée par la profondeur, l’intensité et la présence d’un couvert forestier. Seuls les glissements superficiels (<6 m), non catastrophiques et d’intensité faible à modérée, qui vont endommager la tige et le système racinaire sans détruire l’arbre, peuvent faire l’objet d’une étude dendrogéomorphologique. Par exemple, dans la vallée de l’Ubaye (Alpes-de-Haute-Provence), les glissements superficiels discontinus des Aiguettes (Braam et al., 1987), du Prabelon et du Bois Noir (Lopez Saez et al., 2010) ont fait l’objet de reconstitutions dendrogéomorphologiques (fig. 5) alors que les glissements de terrain-coulées profonds continus de La Valette, de Poche ou de Super-Sauze ne s’y prêtent pas.

Fig. 5 – Aperçu du corps du glissement rotationnel des Aiguettes (bassin-versant du Riou-Bourdoux, vallée de l’Ubaye) et peuplement de pins à crochets présentant un aspect de « bois ivre »
Fig. 5 – Overview of the rotational landslide body at Aiguettes (Riou-Bourdoux catchment, Ubaye valley) with a “drunken tree” Mountain pine stand

11Les contraintes qui s’exercent sur les arbres et les réponses qu’elles provoquent peuvent être efficacement étudiées. Ainsi, les variations soudaines d’excentricité ont été interprétées comme des marqueurs d’instabilité (Astrade et al., 1998). Cependant, l’utilisation de cette méthode suppose la détermination d’un seuil de variation d’excentricité rarement précisé. Le plus souvent, la résolution de la reconstitution est pluriannuelle et des phases de déclenchement sont proposées (Braam et al., 1987). Plus récemment, les travaux de M.C. Stefanini (2004) sur le feuillus et de J. Lopez Saez et al. (2011 a et c) sur les conifères utilisent le bois de réaction comme début de l’occurrence d’un événement. Cette lecture permet d’obtenir une résolution annuelle. Couplée à des observations anatomiques qui permettent de localiser la position du bois de réaction à l’intérieur du cerne, elle permet d’obtenir une résolution saisonnière de la datation. Par ailleurs, l’analyse de la réorientation de l’arbre et de la localisation du bois de réaction dans le tronc par rapport à la pente générale du versant permet de préciser la nature, la profondeur et la direction du glissement. L’âge du peuplement est également un indicateur puisqu’il peut coïncider avec le dernier épisode catastrophique d’un glissement de terrain (Carrara et O’Neill, 2003).

12L’utilisation des cernes perturbés a été développée aux Etats-Unis (Shroder, 1978 ; Reeder, 1979 ; Jensen, 1983 ; Hupp, 1984 ; Osterkamp et al., 1986 ; Williams et al., 1992 ; Carrara et O’Neill, 2003 ; Wieczorek et al., 2006), au Canada (Clague et Souther, 1982) et au Japon (Kashiwaya et al., 1989). En Europe, la dendrogéomorphologie a permis la reconstitution de la fréquence et de l’extension des glissements de terrain dans les Alpes françaises (Braam et al., 1987 ; Astrade et al., 1998 ; Lopez Saez et al., 2010) et italiennes (Fantucci et McCord, 1995 ; Fantucci et Sorriso-Valvo, 1999 ; Santili et Pelfini, 2002 ; Stefanini, 2004) et dans les Pyrénées espagnoles (Corominas et Moya, 1999). Les résultats portent sur des séries allant de quelques décennies à plusieurs siecles (Carrara et O’Neill, 2003).

13Les reconstitutions réalisées à partir des études dendrogéomorphologiques mettent principalement en évidence les rôles significatifs de l’activité sismique et des cumuls de précipitation comme facteurs favorables aux déclenchements de glissements de terrain. R. Fantucci et M. Sorriso-Valvo (1999) montrent que 80 % des anomalies de croissance datées coïncident avec des tremblements de terre répertoriés dans la région de Calabre (Italie). Les précipitations sont également un facteur majeur favorable aux instabilités de versant. Dans le Sud de la France, L. Astrade et al. (1998) expliquent le rôle des facteurs climatiques dans le déclenchement des mouvements de terrain. D’une façon générale, les périodes d’instabilités sont précédées de plusieurs épisodes pluvieux au cours de l’été et d’une intersaison automne-hiver particulièrement fournie. Dans la vallée de l’Ubaye (Alpes-de-Haute-Provence), J. Lopez Saez et al. (2010) montrent la concordance entre les phases de déclenchement d’un glissement avec les précipitations abondantes (supérieur à 150 mm/mois) des mois d’été et d’automne-hiver.

Avalanches

14L’approche dendrogéomorphologique a surtout été utilisée pour reconstruire des chroniques d’avalanches (fig. 6). Les travaux pionniers ont été réalisés dans les Montagnes Rocheuses (Potter, 1969 ; Smith, 1973 ; Mears, 1975 ; Ives et al., 1976 ; Butler, 1979 ; Carrara et Caroll, 1979 ; Cushman, 1981 ; Patten et Knight, 1994 ; Rayback., 1998) et au Canada (Schaerer, 1972 ; Niemann, 1982 ; Johnson et al., 1985 ; Morin et Payette, 1986 ; Sandford, 1992 ; Larocque et al., 2001 ; Boucher et al., 2003 ; Dubé et al., 2004 ; Germain et al., 2009). Dans les Pyrénées (Molina et al., 2004 ; Muntan et al., 2004, 2009) et dans les Alpes (Comunello et al., 2001 ; Bezzi et al., 2003 ; Stoffel et al., 2006a, 2008c ; Casteller et al., 2007 ; Stoffel et Hitz, 2008 ; Corona et al., 2010), les reconstructions sont plus récentes.

15Le matériel transporté par les avalanches de fonte ou le souffle de l’avalanche en aérosol sont à l’origine de nombreuses cicatrices d’impact ou de corrasion, ou provoquent, lorsque la pression d’impact de l’avalanche est supérieure à la force de rupture de la tige (Johnson, 1987 ; Bebi et al., 2009), des cassures et des reprises de croissance au niveau de la tige, à l’origine de diminutions de croissance marquées pendant plusieurs années. Les forces de rupture varient selon le diamètre de la tige et sont comprises entre 5 KN/m² et 50KN/m² (Margreth, 2008). Elles peuvent être provoquées par de petites avalanches, d’une longueur de l’ordre de 50 m et d’un volume de 1 000 m³ (Bebi et al., 2009). Si la force de tension des racines est inférieure à la pression d’impact, l’arbre peut être déraciné (Johnson, 1987) ; l’année d’arrêt de la croissance précède alors celle de l’impact. Lorsque la tige a une flexibilité suffisante pour résister à la pression causée par l’avalanche, elle peut simplement être courbée, entraînant là aussi la production de bois de réaction. Chez les conifères alpins (Picea abies, Larix decidua, Pinus cembra), la courbure se produit surtout pour des diamètres compris entre 15 cm et 20 cm (Schönenberger, 1978).

16Afin d’éviter une détermination erronée des années avalancheuses, les perturbations de croissance sont généralement classées en fonction de leur potentiel pour la reconstitution (Frazer, 1985 ; Pederson et al., 2006 ; Reardon et al., 2008). Une fréquence minimale des perturbations annuelles a également été fixée pour qu’une année soit considérée comme avalancheuse. Les seuils utilisés varient ainsi de 10 % (Dubé et al., 2004 ; Germain et al., 2005 ; Pederson et al., 2006 ; Reardon et al., 2008 ; Corona et al., 2010) à 40 % des arbres échantillonnés (Butler et Malanson, 1985 ; Butler et al., 1987 ; Bryant et al., 1989). M. Stoffel et al. (2006a) suggèrent qu’une seule perturbation intense permet de dater un événement avant 1850 en raison de la rareté des arbres. L’étude comparative de D.R. Butler et C.F. Sawyer (2008) ne permet pas de choisir une valeur optimale mais démontre que l’abaissement des seuils doit nécessairement s’accompagner d’une augmentation du nombre d’échantillons et d’une amélioration de la qualité des chroniques historiques.

17La comparaison des chroniques reconstituées combinées aux données historiques disponibles et des séries météorologiques a également permis de déterminer les paramètres nivo-météorologiques favorables au déclenchement des avalanches. En Amérique du Nord, le plus souvent, des cumuls neigeux supérieurs à la moyenne expliquent l’occurrence d’événements de forte intensité (Hebertson et Jenkins, 2003 ; Reardon et al., 2004). Ces cumuls de précipitations ont pu être corrélés à des anomalies négatives de l’Oscillation Décennale du Pacifique (PDO) et de l’oscillation australe El Niño (ENSO). Au Québec, toutes les années de grosses avalanches depuis 1939 ont enregistré des précipitations totales de neige supérieures à la moyenne (Germain et al., 2009). Les déclenchements sont également favorisés par une fréquence élevée des tempêtes de neige, par l’occurrence d’épisodes pluvieux au cours de l’hiver, par des séquences de pluies verglaçantes associées à des vents violents et par des débuts d’hiver froids et peu enneigés. Dans la vallée de la Romanche, au cours de la période 1961-2005, la probabilité de déclenchement d’une avalanche est significativement corrélée aux précipitations de décembre et janvier et à des températures inférieures à la moyenne en début d’hiver. Cette probabilité est de l’ordre de 4 % pour un cumul de 50 cm, 54 % pour 150 cm et atteint 86 % pour 200 cm (Corona et al., 2010).

Dynamique fluviale

18L’application de la dendrogéomorphologie à l’étude des systèmes fluviaux et lacustres permet l’étude à haute résolution des événements extrêmes et des évolutions hydromorphologiques à moyen et long termes (Astrade et Bégin, 2003 ; Astrade et Dufour, 2010). Les arbres, par leurs réponses, permettent la reconstitution chronologique et spatiale des événements ou des changements, d’origine climatique ou anthropique. L’approche peut se faire à plusieurs niveaux : celui des berges, en terme d’hydrologie (crue, changement de régimes, mise en eau) et de morphologie (érosion, sédimentation), celui des plaines (datation paléoenvironnementale, réponses fluviales) et celui du bassin-versant (couplage versant/lit).

19Les premiers travaux ont exploité les réactions des arbres riverains aux processus liés à la puissance de l’écoulement et aux fluctuations du plan d’eau. Le courant, les vagues, les élévations ou abaissements durables des lignes d’eau entraînent l’érosion ou l’enfouissement du substrat forestier et, à l’extrême, le décapage des surfaces. L’évolution de la rive est le résultat du cumul d’événements dont l’influence peut être retracée spatio-temporellement à l’aide des arbres affectés. Ainsi, V.C. LaMarche (1966) a quantifié la mise à nu des systèmes racinaires par érosion latérale. Plusieurs travaux réalisés au Québec ont fortement développé l’approche par l’étude de l’érosion riveraine liées aux poussées glacielles (Payette, 1980 ; Bégin et Payette, 1988) et aux crues majeures (Bégin et Lavoie, 1988 ; Bégin, 1990 ; Cournoyer et Bégin, 1992 ; Desrosiers et Bégin, 1992 ; Bégin et al., 1991). Sur les rives de la Saône, L. Astrade (1996) montre les changements de la dynamique hydromorphologique et des conditions de croissance de la ripisylve depuis les années 1980, suite aux modifications des conditions d’écoulement dans le bassin-versant. Les modifications durables des niveaux des plans d’eau sont également traitées. Sur le lac artificiel de Saint-Pardoux (Limousin), l’étude des arbres riverains a permis de préciser le rythme du modelage des marges de la cuvette lacustre après sa mise en eau en 1976 (Maleval et Astrade, 2003, fig. 7). La mortalité ou les modifications de croissance de certaines espèces liées à l’incision progressive ou brutale du chenal, du fait par exemple d’extractions de granulats (Amlin et Rood, 2003), ont permis d’étudier les impacts des activités humaines sur les plaines alluviales (Chalamont, 1989 ; Steiger et al., 1998 ; Dufour, 2007 ; Dufour et Piégay, 2008).

20A l’échelle des plaines alluviales, l’utilisation de la végétation comme outil de datation des paléoformes fluviales est maintenant relativement classique, que ce soit par la datation des arbres subfossiles (Miramont, 1998) ou par la détermination de l’âge des arbres sur pieds (Fagot et al., 1989). Par exemple, dans les Alpes du Sud, en l’absence de données d’archive suffisantes, la végétation a été utilisée pour reconstituer la dynamique spatio-temporelle des changements fluviaux qui se sont produits à partir de la fin du Petit Age Glaciaire sur les torrents de tête de bassin (Astrade et al., 2011 a et b, fig. 7) et à l’aval (Liébault et al., 2005).

21Enfin, les mouvements de versant sont des sources de sédiments importantes pour les cours d’eau, pouvant entraîner des discontinuités morphologiques dans le lit ou, en cas d’événement majeur, modifier l’équilibre entre les débits liquides et les débits solides. L’étude dendrogéomorphologique de ces mouvements permet de préciser le couplage entre les versants et les évolutions morphologiques des rivières torrentielles. Dans le torrent du Bez (Drôme), le travail réalisé par L. Astrade et al. (1998) a permis de connaître les épisodes actifs de rechargement sédimentaire. Celui en cours dans la vallée de l’Ubaye à Barcelonnette donne un aperçu de ce couplage à l’échelle du bassin-versant. Des travaux de ce type sur les dynamiques sédimentaires liées aux avalanches et à la torrentialité sont également initiés par les auteurs dans certains lacs des Alpes.

Conclusions

22La dendrogéomorphologie est d’un grand intérêt pour l’analyse et la reconstitution des processus et des évolutions géomorphologiques. Toutefois, la reconstitution de l’histoire des événements à l’aide des cernes de croissance n’est jamais complète et représente toujours une fréquence minimum. Par exemple, dans les Alpes françaises, J.-C. Corona et al. (2010, 2011c) démontrent que la moitié des événements listés dans l’Enquête Permanente sur les Avalanches (EPA) entre 1951 et 1994 sont reconstitués au moyen de la dendrogéomorphologie. Cette proportion est équivalente à celle obtenue par B.A. Reardon et al. (2004) dans les Montagnes Rocheuses. En fait, la perte d’information peut avoir différentes origines : 1) les processus doivent avoir une magnitude et une extension spatiale suffisante pour avoir des impacts sur la végétation ligneuse (McClung et Schaerer, 1993 ; par exemple, les avalanches qui ne descendent pas jusqu’à la zone boisée ne peuvent être identifiées) ; 2) un événement majeur peut masquer les traces laissées par des événements antérieurs de plus faible amplitude (une crue catastrophique qui détruit un peuplement peut ne pas être reconnue sans croisement avec d’autres méthodes) ; 3) quand plusieurs événements se produisent au cours d’une même année, un seul peut être reconstitué ; 4) la réponse des arbres à une perturbation peut s’étendre sur plusieurs années et masquer ainsi deux événements rapprochés ; 5) certaines méthodologies basée sur des seuils arbitraires du nombre d’arbres endommagés minimisent le risque d’erreur mais peuvent conduire à écarter certains processus de faible intensité ou limités spatialement (Reardon et al., 2008). La clé de l’approche dendrogéomorphologique se trouve dans le positionnement des arbres échantillonnés (Stoffel et al., 2006a, 2008a ; Bollschweiler et al., 2007, 2008b) ; ainsi, au lieu de baser l’identification des événements sur un nombre d’arbres minimum, les réponses sont analysées au regard de la distribution spatiale et de l’intensité des réponses (Stoffel et Bollschweiler, 2009b).

23Une autre limite est liée au fait que l’âge du peuplement conditionne évidemment l’étendue de la reconstitution. Une première réponse est apportée par les travaux de J.-C. Corona et al. (2011d) sur l’évolution de la fréquence et de l’intensité des processus à l’échelle de plusieurs siècles par l’utilisation de peuplements pluri-centenaires. Une autre est liée au recours aux bois fossiles, classiquement utilisés dans les travaux de reconstitution paléoenvironnementale. Par exemple, les sites de fossilisation des vallées à affleurements marneux des Alpes du Sud sont l’objet d’études paléogéomorphologiques destinées à reconstituer la dynamique de l’érosion au cours de l’Holocène et du Tardiglaciaire (Miramont et Sivan, 2006) et les fluctuations holocènes des glaciers sont reconstituées grâce aux troncs retrouvés dans les moraines et dans les vallums (Leroy et al., 2009). Les développements à venir conjoints consistent à croiser sur les arbres fossiles les datations dendrochronologiques et l’approche dendrogéomorphologique par l’étude des réponses aux perturbations observées dans leurs cernes.

24De nombreuses autres perspectives animent la recherche en dendrogéomorphologie ; elles concernent tant 1) les méthodes [optimisation de la taille minimale de l’échantillonnage par l’utilisation de méthode statistique type « bootstrap » (tirage aléatoire) ; utilisation de nouveaux indicateurs ; étude du potentiel d’espèces négligées, des feuillus, des buissons (genévrier thurifère sur les glissements de terrain) ; utilisation des racines déchaussées sur les niches d’arrachement ou pour cerner le recul des corniches)], 2) la recherche fondamentale (réactions physiologiques et chimiques des arbres aux perturbations ; compréhension de l’influence des déclencheurs climatiques et des causes endogènes par comparaison des chronologies régionales et supra-régionales ; influence de la péjoration climatique PAG puis du réchauffement actuel) que 3) l’aide à la gestion des risques (utilisation de la dendrogéomorphologie pour le zonage de la période de retour des avalanches et de la probabilité de réactivation d’un glissement de terrain ; développement de nouveaux outils d’expertise pour un zonage qualitatif à petite échelle, comme par exemple l’utilisation de la résistographie).

Les auteurs remercient les relecteurs anonymes pour leurs remarques et Olivia Saucier pour la relecture de l’anglais.