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Apports des géosciences

Phénomènes torrentiels et transferts sédimentaires autour du massif du Tanargue, de l’âge du fer au petit âge de glace (PAG) (Cévennes vivaraises, France)

Torrential activity and hydrosedimentary flows around the Tanargue, from the Iron Age to the Little Ice Age (LIA) (Cevennes Vivaraises, France)
Nicolas Jacob-Rousseau and Laurent Astrade
p. 81-97

Abstracts

Here we study torrential activity and hydrosedimentary flows in the Cevennes using a combination of historical and geomorphological methods. The geographical analysis of torrential phenomena shows that human occupation of the land strongly modulated slope erosion between the late eighteenth and the late nineteenth centuries. A chronicle of events shows alternating periods of high sediment delivery and periods of calm. The mapping and dating of stony deposits is used to reconstruct the morphodynamic evolution and evaluate the transfer rate of bedload at the end of the LIA. At one site a chronostratigraphic study was undertaken and provides some chronological brackets to interpret the rhythms of erosion since 3000 BP and set the LIA within a broader morphogenetic framework.

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Les auteurs remercient Philippe ALLÉE pour sa relecture critique et ses suggestions d’amélioration de la première version de cet article. Les recherches qui sont présentées ici ont été menées, en grande partie, grâce au soutien de l’Agence nationale de la recherche qui a financé le programme « Jeunes chercheurs 2005 – 2008 (JC05_46552) » : Évolutions des paysages de moyennes montagnes depuis le XIXe siècle : étude de la part climatique et anthropique par une approche multi-archives.

1Les paysages de la bordure cévenole et vivaraise ont suscité de nombreuses études parfois devenues des classiques de la géographie ou de l’histoire régionale (FEL, 1962 ; BOZON, 1963 ; LE ROY LADURIE, 1966 ; PITTE, 1986 ; BLANCHEMANCHE, 1990 ; CORNU, 1993 ; BLANC, 2001) alors que les dynamiques érosives, pourtant étroitement liées à l’anthropisation, restent encore mal connues. Le problème se présente de plusieurs manières.

2À l’échelle régionale, il est encore difficile de présenter une vue précise des synchronismes ou des divergences dans les rythmes de l’érosion holocène, entre la rive gauche du Rhône dont les dynamiques détritiques ont été précisément jalonnées depuis le Tardiglaciaire (JORDA, 1980 ; GAUTIER, 1992 ; JORDA et ROSIQUE, 1994 ; MIRAMONT, 1998 ; BERGER et al., 2010) et la rive droite qui a suscité moins d’études (MUXART et al., 1990 ; ALLÉE, 2003). Parmi celles-ci, on peut aussi souligner une forte représentation des secteurs du bas-Languedoc situés au débouché des reliefs (JORDA, 1983 ; BLANCHEMANCHE, 1990 ; BERGER et al., 2003, 2010 ; DEVILLERS et PROVANSAL, 2003 ; BRUNETON et al., 2002) ou à la périphérie du Mont Lozère. Par opposition, le Vivarais est peu étudié et, à cette échelle, on peut encore distinguer les plateaux et les basses vallées d’une part, des hautes vallées cévenoles et vivaraises de l’autre, où les travaux sont plus rares, bien que précoces (PARDÉ, 1919). Sur les plateaux qui s’étendent entre le mont Lozère et le Mézenc, en effet, BEAULIEU (1974), COÛTEAUX (1978), VALADAS (1984, 1987) et ALLÉE (2003) ont proposé un cadre chronologique d’évolution des couverts végétaux et des dynamiques détritiques depuis le Tardiglaciaire. On remarquera aussi que bon nombre de travaux ont été menés sur les dynamiques de la surface héritées des périodes froides et sur les phénomènes périglaciaires (VEYRET, 1978 ; ETLICHER, 1986). Les publications plus récentes qui ont analysé les dynamiques holocènes renforcent cette surreprésentation des espaces altitudinaux où les nombreuses tourbières se prêtent aisément aux reconstitutions paléoenvironnementales (CURT et VERGNE, 1991 ; CUBIZOLLE, 2005 ; CUBIZOLLE et al., 2004). Dans les vallées, les travaux consacrés aux dynamiques fluviales à partir des années 1960 relevaient surtout de la géomorphologie ou de l’hydrologie appliquées (DAVY, 1956 ; TRICART, 1960 ; LECARPENTIER et PERRIN, 1959) et furent motivés à la fois par le contexte de l’aménagement hydro-électrique des bassins et par les crues exceptionnelles de 1958, 1980, 1988 ou 1992 (PARDÉ, 1963 ; GUILHOT, 1959 ; LAGANIER, 1990 ; STARON, 1981). Puis, à partir des années 1990, ces lits caillouteux intéressèrent à nouveau les chercheurs orientés cette fois par les enjeux de gestion que sont l’incision des lits, la pénurie sédimentaire (BRAVARD, 1993 ; LANDON et PIÉGAY, 1994 ; LANDON, 1999), la contraction des bandes actives et la végétalisation du chenal (PIÉGAY, 1995).

3Cependant, dans presque tous les cas, ces auteurs se sont focalisés sur les secteurs aval des vallées et sur les dynamiques actuelles, bien qu’ils aient montré que l’incision contemporaine évacuait un stock alluvial hérité, attribué à la dernière période froide ou aux effets de la torrentialité historique (JACOB, 2003). Les secteurs médians et les têtes de bassin où, après un siècle de dépopulation et de reconquête végétale, les enjeux économiques et techniques étaient devenus très faibles, n’ont attiré de chercheurs que plus récemment (CORNU, 1993). Leurs travaux ont précisé la dynamique des nappes alluviales à granulométrie très grossière dans les vallées en gorges, (JACOB, 2003 ; GOB, 2005 ; JACOB et al., 2006 ; GOB et al., 2008) mais ont aussi analysé les connexions entre les versants et les lits torrentiels depuis deux siècles (JACOB, 2003 ; ASTRADE et al., 2011). Ces auteurs ont en particulier montré que des fluctuations climatiques d’échelle décennale entraînaient des variations sensibles dans la fourniture sédimentaire des versants aux talwegs. Actuellement, les gestionnaires s’intéressent de plus en plus aux tronçons amont de ces vallées dans l’espoir d’y détecter des stocks alluviaux qui permettraient de recharger les tronçons aval marqués par une pénurie chronique (MARIE, 2007). Ce regain d’intérêt pour les héritages torrentiels soulève toutefois la question de la vitesse de transfert de la charge de fond depuis les lieux de réinjection jusque dans les basses vallées (ASTRADE et al., 2007) et, de ce fait, celle de la réelle efficacité de telles opérations.

4En définitive, sous bien des aspects, ces vallées montagnardes restent moins étudiées que celles du piémont alpin, que ce soit en matière de dynamiques hydrosédimentaires contemporaines et de transferts sédimentaires (LANDON, 1999 ; LIÉBAULT, 2003 ; ARNAUD-FASSETTA et FORT, 2004 ; BERGER et al., 2010), de paléodynamiques ou de torrentialité historique (SALVADOR, 1991 ; BRAVARD et MAGNY, 2002 ; BERGER et al., 2003 ; MIRAMONT, 1998). De surcroît, apparaît un hiatus dans l’espace comme dans le temps : c’est dans les hauts bassins et pour une période couvrant les derniers siècles que les dynamiques sont les plus mal connues. Sans doute la moindre attention des pouvoirs publics et des grands corps de l’État aux XVIIIe et XIXe siècles en est-elle partiellement responsable, dans la mesure où les archives laissées par les ingénieurs constituent le matériau principal des études géomorphologiques contemporaines (GAUTIER, 1992). On ne peut en effet que constater la relative discrétion de l’action des Ponts et Chaussées dans des lits caillouteux certes mobiles mais n’ayant jamais entraîné les difficultés de franchissement qu’imposaient le Buëch ou la Durance ; la relative modestie, aussi, des travaux des services forestiers, confrontés à une érosion torrentielle bien moins spectaculaire que dans les Alpes du sud ou moins médiatisée, en son temps, que dans le massif de l’Aigoual. Confronté à cette relative pénurie documentaire, il faut convenir aussi que les sites de stockage sédimentaire sont rares dans des vallées étroites ou en gorges, ce qui est défavorable aux approches géoarchéologiques. Néanmoins, des sources historiques originales existent et des méthodes permettent aussi de s’affranchir partiellement, dans les hautes vallées, du manque de sites de piégeage sédimentaire fin.

5Ainsi, la problématique que nous proposons de traiter est celle des transferts sédimentaires dans les hauts bassins torrentiels, par une approche spatio-temporelle et en faisant le choix d’une période d’observation longue. Cette question sera abordée selon trois axes principaux. En premier lieu, afin de préciser les connexions entre les versants et les talwegs, on analysera les manifestations et le rôle morphogénique du petit âge de glace (PAG) dans les hauts bassins cévenols du massif du Tanargue. Dans un deuxième temps, on tentera d’estimer la vitesse des transferts sédimentaires dans ces bassins, en cherchant, par des mesures ou des observations indirectes portant sur plusieurs décennies, à s’affranchir des biais de représentativité qui entachent inévitablement les mesures faites sur de courts tronçons et pendant de faibles durées d’observation (ASTRADE et al., 2007). Enfin, bien que les jalons chronologiques soient encore peu nombreux, on cherchera à évaluer la place du PAG dans le cadre de l’histoire détritique de ces bassins et des régions voisines au cours de l’Holocène récent (les trois derniers millénaires).

1 - L’espace étudié et la méthode mise en œuvre

1.1 ‑ Le Tanargue, un bon enregistreur des rythmes de la morphogenèse

6Le massif du Tanargue, avec 1495 m d’altitude, est un des points culminants du rebord oriental du massif central, entre le Lozère et le Mézenc ; il est souvent considéré comme la limite septentrionale des Cévennes stricto sensu par rapport au Vivarais (fig. 1).

Fig. 1 – Localisation de l’espace étudié et des sites pourvoyeurs de données météorologiques.

Fig. 1 – Localisation de l’espace étudié et des sites pourvoyeurs de données météorologiques.

7Le choix de cet espace découlait de la nécessité de disposer d’un bon observatoire des dynamiques torrentielles. Les formes détritiques y sont en effet bien développées par rapport à de nombreux massifs proches, particulièrement au sud, dans les Cévennes schisteuses. Ceci est dû, comme l’a montré VALADAS (1984), à la dense fracturation des gneiss et granites, comme aux larges zones de broyages qui bordent ce massif au nord, et qui ont agi au cours de la dernière période froide comme des catalyseurs de la morphogenèse en facilitant notamment une production abondante de matériaux et la construction de grands cônes de déjection. Sans anticiper sur la présentation des résultats, on peut indiquer que les bassins versants de ce massif, particulièrement celui du Lignon, ont été plus favorables à l’enregistrement des crises morphogéniques et qu’ils se prêtaient donc mieux à leur analyse, en offrant des dépôts dilatés par rapport à d’autres espaces environnants, où les corps détritiques sont très minces, voire absents (JACOB, 2003). L’autre raison du choix tient à l’existence d’une documentation archivée assez riche, qui témoigne régulièrement de l’activité érosive au cours du XIXe siècle. Elle est en grande partie redevable à la présence d’une industrie textile dispersée, utilisatrice des eaux, et dont les patrons furent autant d’observateurs attentifs des dommages que faisaient les crues dans leurs fabriques.

1.2 ‑ Approches historiques et naturalistes de la torrentialité cévenole

8La méthode que nous avons suivie combine l’analyse de documents d’archives, les observations morphologiques, l’utilisation de la lichénométrie et l’étude stratigraphique des dépôts. Ce type d’approche nous a inévitablement conduit à focaliser l’essentiel de l’analyse sur la dernière période torrentielle (fin XVIIIe ‑ fin XIXe siècle), seule époque abondamment documentée et pour laquelle la lichénométrie était possible sur ce terrain.

1.2.1 ‑ Chronique et spatialisation des phénomènes autour du massif du Tanargue

9Le recensement des événements pluvieux et des phénomènes torrentiels a été fait en consultant les documents émanant à la fois de corps de l’État (Ponts et Chaussées, Eaux et Forêts), de communautés rurales ou urbaines, d’usagers de la ressource en eau. Les séries C, S, O, W, M et E-dépôt des archives départementales ont été les principales sources d’information. Afin de se donner les meilleures chances d’exhaustivité dans l’identification des événements hydrométéorologiques, la recherche a été étendue aux départements de la Lozère et du Gard (fig. 1). On y a ajouté la consultation de longues séries pluviométriques régionales (GARNIER, 1974).

1.2.2 ‑ Étude de la mobilité des formes détritiques et des lits torrentiels

10Les dépôts torrentiels et alluviaux ont été cartographiés et datés en combinant l’analyse de documents d’archives et l’emploi de la lichénométrie.

11Outre les documents couramment analysés pour reconstituer les dynamiques de la surface (cartes, plans, rapports d’ingénieurs conservés dans les séries S, O et W des archives départementales), nous avons exploité des informations contenues dans les matrices cadastrales et jusqu’ici négligées dans l’étude des phénomènes géomorphologiques, à quelques exceptions près (GAUTIER, 1992). Il convient de rappeler que le cadastre est un document fiscal, destiné à asseoir l’impôt foncier à l’échelle de la commune. Accompagnant le plan proprement dit, la matrice des propriétés est un registre qui dresse la liste des biens fonciers de chaque propriétaire. Or dans les décennies qui ont suivi la confection du cadastre, des changements liés à de nouveaux usages du sol ou à des dommages ont pu survenir. Une rubrique intitulée « diminutions et augmentations » consigne ces changements ainsi que leur date et leur cause. Ces révisions se justifient précisément par la nature fiscale du cadastre : toute dépréciation ou amélioration doit logiquement être suivie d’une réévaluation de l’impôt. Très indirectement, on dispose ainsi d’une source d’information sur les dégâts occasionnés par certains événements hydrométéorologiques. Les données peuvent être considérées comme fiables car les propriétaires avaient tout intérêt à déclarer la perte ou la dépréciation de leur terrain ; on a donc de grandes chances d’avoir un dénombrement assez exhaustif pour un événement majeur. Elles sont précises spatialement car la rubrique « augmentations » mentionne la surface affectée par la révision ainsi que la nouvelle nature du terrain (terre devenue lande ou inculte, ou encore gravier, clapas – terrain caillouteux en occitan – voire lit de rivière). Les informations se prêtent donc bien à un traitement qualitatif, quantitatif et cartographique que nous avons mis en œuvre pour les communes de La Souche et de Jaujac (bassin du Lignon) afin d’étudier les phénomènes géomorphologiques du XIXe siècle (AD 07 – 3 P 2137 et 3 P 726).

12La lichénométrie a été utilisée conjointement afin de dater les dépôts caillouteux, sur les cônes de déjection comme dans les lits torrentiels car les alluvions cristallines très grossières (blocs plurimétriques) qui constituent ces dépôts se prêtaient bien à son emploi. Cette technique repose sur le constat que les lichens colonisent des particules à partir du moment où celles-ci ne sont plus déplacées ou remaniées par l’érosion (INNES, 1984). On peut donc faire l’hypothèse que la taille des lichens est ainsi en relation avec l’ancienneté de la fixation de leur support. L’établissement d’une courbe de référence de la croissance des lichens est donc nécessaire. La courbe de croissance et le mode opératoire mis en œuvre ici (relevés le long de transects et datation de toutes les unités morphologiquement identifiables) ont déjà été appliqués dans des secteurs proches et décrits dans des publications auxquelles nous renvoyons le lecteur (JACOB et al., 2002 et 2006 ; GOB et al., 2008). Pour cette étude, l’objectif était de préciser les rythmes de l’érosion : à l’échelle des sites (cône ou nappe alluviale) on a cherché à reconstituer en détail l’évolution diachronique des formes en identifiant et en datant les différentes unités détritiques qui les constituaient ; à l’échelle des vallées, on a cherché à déterminer le moment où les formes cessaient d’être remaniées, de l’amont à l’aval, en se focalisant en particulier sur les unités alluviales sommitales, présumées les plus anciennes. Dans le secteur présenté ici, 69 unités morphologiques ont été datées. Pour l’ensemble des sites de la vallée du Lignon, il a été possible de confronter directement les informations chronologiques fournies par les archives et la lichénométrie.

1.2.3 ‑ L’occupation du sol

13L’état de surface des bassins versants a été étudié, dans la mesure où il est un des premiers facteurs de l’érosion. Pour des raisons de plus grande richesse documentaire, la vallée du Lignon a été sélectionnée (commune de La Souche). La consultation de clichés pris par les services forestiers à la fin du XIXe siècle ou de cartes postales datant de la même époque permet de connaître l’aspect des formations végétales et le taux de recouvrement des versants dans certains secteurs (AD 07 – série Fi). La cartographie de la structure de l’occupation du sol a été faite à partir du cadastre dit napoléonien (AD 07 – 3 P 2137) et grâce à l’analyse de documents émanant des communautés rurales, ce qui permettait de préciser les dynamiques d’occupation des versants à la charnière des XVIIIe et XIXe siècles (AD 07 - série E-dépôt). Afin de compléter ces informations, une étude architecturale du bâti rural a été faite dans la commune de La Souche (vallée du Lignon).

1.2.4 ‑ Étude stratigraphique des dépôts torrentiels du ruisseau du Boudon (la Téoule)

14Dans la vallée du Lignon, une coupe naturelle a permis d’analyser la disposition et l’épaisseur des dépôts sédimentaires du cône de déjection du ruisseau du Boudon. Des charbons de bois prélevés dans deux paléosols enfouis par les nappes de blocs de ce torrent ont été datés au radiocarbone et ont fourni des jalons chronologiques.

2 ‑ Résultats

2.1 ‑ Modalités de la pression sur le milieu et occupation du sol

15Le paysage du bassin versant du Lignon est très représentatif de l’organisation des finages cévenols au XIXe siècle (fig. 2 ; photographie 1).

Fig. 2 – Occupation du sol dans la partie amont du bassin du Lignon (commune de La Souche) en 1839 et dynamiques de la conquête agricole des versants entre la fin du XVIIIe et le début du XIXe siècles.

Fig. 2 – Occupation du sol dans la partie amont du bassin du Lignon (commune de La Souche) en 1839 et dynamiques de la conquête agricole des versants entre la fin du XVIIIe et le début du XIXe siècles.

Sources : AD07 - 3 P 2137, archives communales, observations personnelles.

Photographie 1 – Le lit du Lignon à la Souche vers 1890-1900

Photographie 1 – Le lit du Lignon à la Souche vers 1890-1900

Vu depuis la rive gauche. Noter le fort remblaiement des piles du pont et le chenal déjà incisé dans les épandages caillouteux, au premier plan.

16Le fond des vallées est occupé par des prés, seuls espaces arrosables en été. La partie basse des versants est dévolue à la châtaigneraie, exploitée en verger. Les terres labourables se situent à proximité des noyaux habités, hameaux bâtis sur des replats à mi-pente. Le boisement n’est présent que de façon résiduelle sur l’ubac. La partie supérieure des versants, à la périphérie des finages et au-dessus de la forêt sur l’ubac, est constituée de landes, une végétation sans strate arborée, mais dont le taux de recouvrement peut être variable : terrain maigrement herbeux ou décapé, broussailles ou pelouses. Ces landes sont des terres communales ou sectionales vouées au pâturage des troupeaux locaux ou transhumants ou à des prélèvements végétaux destinés à satisfaire les usages domestiques. Quelques éléments du paysage font cependant exception à cette organisation assez régulièrement concentrique autour des principaux noyaux d’habitat : de petites cellules situées entre 900 et 1 100 mètres d’altitude, dans la marge occupée par la lande, sont constituées d’une ferme isolée et de quelques parcelles de terres ou de prés attenantes. Dans la vallée du Lignon, tout l’adret est marqué par cette opposition entre les hameaux d’habitat groupé situés à l’étage de la châtaigneraie et les fermes établies en altitude. Les observations de terrain et les documents d’archive permettent d’expliquer l’origine de ces deux modes étagés d’occupation de l’espace.

17Dans les hameaux, l’architecture indique un habitat ancien : bâtiments composites faits d’ajouts successifs, fenêtres à meneaux des XVIe et XVIIe siècles, nombreuses bâtisses au pignon sur la pente conformément au mode de construction ancien dans les Cévennes (BLANC, 2001), murs en pierre de taille. En revanche, tout signale une construction récente dans la ferme d’altitude : un bâtiment unique, une façade parallèle aux courbes de niveau, des blocs de pierre extraits à l’explosif, pratique qui ne s’est diffusée qu’à la fin du XVIIIe siècle (BLANCHEMANCHE, 1990).

18Les textes archivés évoquent les défrichements et le partage des communaux, les premiers encouragés par les déclarations royales de 1764 et 1768 qui exemptent les défricheurs de la dîme pendant quelques années, les seconds permis par les lois révolutionnaires. À l’échelle de chaque commune, on mesure plus précisément la réalité d’une colonisation agricole faite par le défrichement au moment où la croissance démographique entraîne une faim de terre qui ne peut plus être satisfaite à l’étage altitudinal des hameaux et de la châtaigneraie. Ailleurs, dans les Cévennes, le processus se répète : à Vialas (Lozère) par exemple, les délibérations communales des années 1785 et 1786 contiennent de nombreuses déclarations de défrichement. Les agriculteurs convoitent des hermes, des terres vaines, comme l’indique très clairement un passage : « laquelle hermure est en friche et n’a produit aucune récolte comme il est notoire depuis plus de quarante ans… » (AD 48, EDT 194 BB1). Par ailleurs, dans le massif du Tanargue, la pression de pâturage a beaucoup augmenté depuis la fin du XVIIIe siècle sur les espaces supra-forestiers, qui accueillent chaque été plusieurs milliers de têtes d’un bétail transhumant venu du Languedoc (CORNU, 1993).

19Au total, la situation paysagère que transcrit le cadastre de 1839 à La Souche n’est pas ancienne. Certes, la pression anthropique est forte depuis longtemps dans les Cévennes, ce qu’atteste le remplacement des emblavures par la châtaigneraie, meilleure nourricière, à partir du XVIe siècle (PITTE, 1986). Mais elle paraît s’être accentuée entre les années 1780 et 1830, en particulier sur les marges des terroirs cultivés, à l’étage supra-forestier. Ici, elle s’appesantit sur des secteurs de pentes fortes encore partiellement couvertes de formations périglaciaires meubles.

2.2 ‑ Des phénomènes torrentiels dépendants des héritages périglaciaires à l’étage supra-forestier

20Le recensement des phénomènes torrentiels et des secteurs où l’érosion est signalée au XIXe siècle permet d’en dresser une carte (fig. 3).

Fig. 3 – Phénomènes érosifs au xixe siècle dans le haut bassin de l’Ardèche et autour du Tanargue, d’après les rapports des ingénieurs forestiers

Fig. 3 – Phénomènes érosifs au xixe siècle dans le haut bassin de l’Ardèche et autour du Tanargue, d’après les rapports des ingénieurs forestiers

NB : tous les secteurs ne sont pas décrits.

Sources : VALADAS (1984, modifié), AD07 - 7 MP 240 à 258 ; 24 Fi 1.

21Celle-ci est inévitablement incomplète dans la mesure où les témoins visuels de certains événements ont pu ne pas juger utile de les consigner et que des documents ont pu être perdus ou détruits. Néanmoins leur répartition spatiale montre une forte corrélation avec la présence de formes héritées des périodes froides et étudiées par VALADAS (1984). D’après les descriptions qu’en firent les contemporains, certains événements peuvent être considérés comme des laves torrentielles ou des coulées boueuses. C’est le cas de la catastrophe décrite dans le ravin de Neyrenuit en 1857 (vallée de la Bésorgues), des épandages des torrents de la haute vallée du Lignon en 1927 et 1957, de celui de la Souche en 1890. Les phénomènes les plus puissants correspondent logiquement aux bassins les plus étendus et partiellement développés dans les secteurs supra-forestiers, largement couverts de formations d’origine périglaciaire. On peut donc penser que pour l’essentiel, les processus de la fin du PAG se sont alimentés par reprise de charge dans des dépôts très anciens.

2.3 ‑ Des processus discontinus dans le temps

22Les mentions d’événements hydroclimatiques et géomorphologiques, les observations faites par les industriels, les données pluviométriques de la station de Montpellier et les dates de fixation des formes détritiques obtenues par lichénométrie sont présentées sous forme de séries chronologiques de façon à pouvoir les confronter entre elles (fig. 4).

Fig. 4 – Chronique des phénomènes hydrométéorologiques et torrentiels autour du Tanargue entre 1750 et 1970.

Fig. 4 – Chronique des phénomènes hydrométéorologiques et torrentiels autour du Tanargue entre 1750 et 1970.

A : datation lichénométrique des formes torrentielles ; B : précipitations annuelles à Montpellier et moyenne mobile sur 5 ans ; C : part pluviométrique de septembre-octobre dans l’année ; D : nombre annuel d’événements hydrologiques dans les bassins étudiés (cf fig. 1) et moyenne mobile sur 5 ans ; E : mentions de phénomènes érosifs par les observateurs locaux.

D’après ASTRADE et al. (2011) et diverses sources (cf. dans le texte).

23 Il convient de noter que sur le laps de temps considéré, la qualité de l’information n’est pas parfaitement homogène, dans la mesure où la deuxième partie du XVIIIe siècle est moins précisément renseignée que les décennies suivantes (documents archivés moins nombreux, absence de dates lichénométriques). Cependant, plusieurs faits se dégagent. Les phénomènes géomorphologiques mentionnés par les textes se produisent de façon groupée au cours de quelques périodes (fin XVIIIe s., mi XIXe s., fin XIXe s.) séparés par des années d’accalmie. Cette activation de l’érosion torrentielle correspond aux périodes où les crues ont été plus fréquentes et au cours desquelles les événements les plus puissants sont survenus, en particulier 1772 (peut‑être 3 500 m3/s dans le Chassezac à Chambonas) 1779, 1827 (791 mm de pluie en 21 h à Joyeuse, 6 930 m3/s dans l’Ardèche à Vallon) 1846, 1857 (2 080 m3/s dans l’Ardèche à Aubenas, 5 400 m3/s à Vallon), 1859, 1890 (7 550 m3/s dans l’Ardèche à Vallon) ou 1907. Les datations lichénométriques montrent aussi que de nombreuses formes se sont fixées à des moments bien identifiables (1860‑1865, 1885‑1890, 1900‑1910) qui sont postérieurs de quelques années aux groupes de crues ou d’événements érosifs mentionnées par les textes. Enfin, les observations des industriels nous apprennent que dans la première moitié du XIXe siècle, les planchers caillouteux ont connu une tendance à l’incision, allant parfois jusqu’à l’apparition du lit rocheux, comme à Aubenas, dans la vallée de l’Ardèche (AD 07 – 7 S 5). Dans l’ensemble les informations apparaissent concordantes dans le temps – le décalage chronologique des dates lichénométriques par rapport aux événements s’expliquant par le laps de temps nécessaire à l’installation des végétaux (JACOB et al., 2002).

24 Entre la fin du XVIIIe s. et le début du XXs., les phénomènes érosifs se produisent essentiellement lorsque la fréquence ou l’intensité des événements hydroclimatiques augmente, puis les dépôts caillouteux se stabilisent dans les années qui suivent, marquées par une accalmie des processus (ASTRADE et al., 2011). À partir des années 1930 on note une raréfaction des phénomènes érosifs qui sont désormais cantonnés aux fonds de vallées et n’affectent plus les versants ni les talwegs torrentiels, en grande partie stabilisés par la végétation (JACOB, 2003). Les deux périodes d’incision des planchers alluviaux correspondent donc à des phases de nette accalmie hydroclimatique.

2.4 ‑ Approches spatiales des dynamiques détritiques : cônes de déjection et nappes alluviales

25Nous présentons ici successivement trois cônes étudiés dans la vallée du Lignon (valats de Ravizinié, des Crozes et de Rioumonas), deux épandages torrentiels de la vallée de la Beaume (la Denavet et le Salindres) puis les bandes actives de la vallée du Lignon et enfin l’ensemble des sites de bancs alluviaux datés dans les vallées entourant le Tanargue.

2.4.1 - Les cônes du haut Lignon (fig. 5)

26L’étude lichénométrique des cônes et l’exploitation des informations relatives à ces sites dans les matrices cadastrales ont permis de cartographier et de dater les unités détritiques et les chenaux d’incision. Les dates obtenues montrent le rythme de fonctionnement de ces appareils torrentiels : les cônes sont en effet tous constitués de plusieurs bourrelets caillouteux d’âge différent (fig. 5).

Fig. 5 – Activité des cônes torrentiels du versant d’ubac du Tanargue depuis la deuxième moitié du XIXe siècle.

Fig. 5 – Activité des cônes torrentiels du versant d’ubac du Tanargue depuis la deuxième moitié du XIXe siècle.

A : cône du ruisseau des Crozes ; B : cône du ruisseau de Ravisinié ; C : cône du ruisseau de Rioumonas.

27 On observe que la stabilisation des unités les plus anciennes remonte aux années 1860-1875, voire 1848 dans le cas du Rioumonas. Par la suite, d’autres avulsions s’ajoutent aux premiers épandages, notamment autour des années 1895 1905 puis 1915-1925. On relève quelques autres micro‑formes plus récentes datant des années 1940 puis 1975-1985. Il convient d’observer deux faits communs à ces trois cônes :

les épandages les plus anciens ont la plus grande extension spatiale et sont en contact direct avec le lit du Lignon qui les sape en plusieurs secteurs.

les dépôts postérieurs n’atteignent pas les mêmes distances à partir de l’apex du cône et ne fossilisent qu’en partie ces bourrelets anciens. On remarque par ailleurs sur certains transects que les formes les plus récentes sont en fait des chenaux (notamment aux Crozes) qui entaillent un matériel plus ancien.

28 L’analyse des cadastres montre que ces secteurs n’avaient pas la configuration actuelle en 1839. Les chenaux torrentiels et celui du Lignon présentaient notamment un tracé différent. Dans le cas des Crozes et de Ravizinié, les apports torrentiels ont nettement repoussé le Lignon contre le versant de l’adret (fig. 5 A et B) ; ces avulsions sont responsables des principaux dégâts mentionnés en 1827 et 1857 dans cette vallée. Les archives fournissent aussi quelques jalons chronologiques qui permettent de confirmer les dates lichénométriques : le secteur daté de 1915 à Ravizinié a été engravé par l’inondation de 1890 ; celui qui date de 1865 à Rioumonas l’avait été par la crue de 1857.

2.4.2 ‑ Les épandages torrentiels de la haute vallée de la Beaume

29Deux secteurs d’épandages torrentiels de la haute vallée de la Beaume sur l’adret du Tanargue (ruisseaux de la Denavet et du Salindres) montrent des traits semblables (fig. 6A et B).

Fig. 6 – Activité des formes torrentielles sur le versant d’adret du Tanargue, depuis la deuxième moitié du XIXe siècle.

Fig. 6 – Activité des formes torrentielles sur le versant d’adret du Tanargue, depuis la deuxième moitié du XIXe siècle.

A : cône torrentiel de Chastanet (Valgorge) ; B : torrent de Valos.

30 Les niveaux les plus anciens, perchés entre 2,5 et 4 mètres au dessus du chenal actuel, n’ont pas été remaniés depuis les années 1850 à 1865. À 1,5 mètres en contrebas s’emboîtent des nappes mises en place à la fin du XIXe ou au début du XXe siècle ; elles mêmes sont incisées par les chenaux actifs. Les dépôts torrentiels du XIXe siècle sont directement en contact avec les nappes anciennes (dernière période froide) dont le sommet est perché à 8 m au dessus du chenal actuel.

2.4.3 - L’évolution de la bande active du Lignon dans la deuxième moitié du XIXe siècle

31Les mutations portées dans les matrices cadastrales et les mesures lichénométriques permettent de reconstituer l’évolution de la bande active du Lignon dans la deuxième moitié du XIXe siècle. La figure 7 présente une cartographie du lit en tresses après les deux épisodes exceptionnels de 1857 et 1890 et l’ensemble des dates lichénométriques issues des relevés effectués dans la plaine alluviale.

Fig. 7 – Dynamique de la bande active du Lignon au xixe siècle.

Fig. 7 – Dynamique de la bande active du Lignon au xixe siècle.

D’après les documents d’archives et les relevés lichénométriques.

Sources : AD 07 - 3 P 726, 3 P 2137, 1109 W 139, 1262 W 159.

32On observe que les dynamiques géomorphologiques ont été particulièrement actives dans la partie amont du cours du Lignon en 1857. C’est dans ce secteur que le lit caillouteux atteint sa plus grande largeur, entre 50 à 70 m à l’amont de La Souche et 50 à 110 m à l’aval. On remarque également une intense activité des cônes torrentiels dans la haute vallée – particulièrement au pied de l’ubac – et de nombreuses anses d’érosion dans le talweg principal. Les notations portées dans la matrice cadastrale indiquent que cette crue a occasionné la destruction ou l’engravement de parcelles cultivées. La bande active est en revanche beaucoup plus étroite à l’aval, lorsque le Lignon entre sur la commune de Jaujac. En 1890, la situation paraît complètement inversée : c’est désormais dans la partie aval du cours d’eau que la bande active s’est élargie. Le Lignon atteint alors 60 à 130 mètres de largeur sur une distance de près de deux kilomètres. À l’amont, la bande active s’est contractée depuis 1857, sauf au droit de la Souche, ce qui est lié à la présence du pont de franchissement du Lignon. Cette répartition spatiale des effets géomorphologiques des deux crues est confirmée par d’autres sources documentaires comme les rapports des ingénieurs des Ponts & Chaussées ou les propriétaires de fabriques (AD 07 – 1109 W 139). Leurs témoignages indiquent que la crue de 1857 a plus durement éprouvé le haut bassin où est signalée la destruction de plusieurs moulins ou usines. Après la seconde crue, dans les années 1890‑1900, c’est à l’aval que les ingénieurs notèrent une tendance à l’exhaussement et à l’instabilité du lit, au point de devoir reconstruire les avenues détruites du pont de Bruget. À Jaujac, les aménagements hydrauliques des fabriques riveraines du Lignon furent endommagés ou détruits et leur fonctionnement entravé par un lit désormais perché au dessus du niveau primitif (fig. 7). Aucun phénomène de ce type n’est plus mentionné dans la haute vallée à cette époque.

33La datation des bourrelets alluviaux tend à corroborer cette chronologie de la mobilité latérale de la bande active du Lignon. À l’amont, les dates sont proches des années 1860‑1870, ce qui semble indiquer qu’aucune autre avulsion majeure n’est venue remanier les formes après cette époque. À l’aval, en revanche, les dépôts sont plus récents et montrent une stabilisation plus tardive, visiblement postérieure à la grande crue de 1890.

2.4.4 ‑ La stabilisation des bancs à l’échelle des vallées

34Dans les vallées principales (Lignon, Beaume et Drobie), la mise en œuvre de la lichénométrie reposait sur l’hypothèse suivante : la datation des différentes unités qui composent les bancs caillouteux devait permettre de déterminer le moment où l’aggradation des planchers alluviaux avait cessé. En effet, à partir du moment où la fourniture sédimentaire diminue, le chenal commence à s’inciser dans les nappes précédemment déposées, sous l’effet du changement dans le rapport entre les débits liquides et les débits solides. La datation des unités alluviales montre que les formes se sont stabilisées d’autant plus précocement qu’elles sont situées à l’amont (fig. 8).

Fig. 8 – Datations lichénométriques du début de fixation des bancs caillouteux dans les vallées du Lignon, de la Beaume, de la Drobie et du Chassezac et estimation des vitesses de transfert de la charge de fond.

Fig. 8 – Datations lichénométriques du début de fixation des bancs caillouteux dans les vallées du Lignon, de la Beaume, de la Drobie et du Chassezac et estimation des vitesses de transfert de la charge de fond.

35Dans les têtes de bassin, les unités sédimentaires en position sommitale ne sont plus remaniées après les années 1860‑1870, alors qu’il faut attendre plusieurs décennies pour que, à l’aval, les dépôts en position équivalente soient stabilisés. On remarque que les bancs caillouteux ont enregistré les différentes étapes de l’incision dans la mesure où, comme sur les épandages torrentiels des bassins affluents, les formes sont d’autant plus récentes qu’elles sont proches de l’altitude du chenal actuel.

2.5 - L’apport chronostratigraphique du cône de la Téoule

36La coupe stratigraphique de la Téoule montre que le cône de déjection se compose de trois niveaux caillouteux grossiers à matrice limono-sableuse séparés par deux paléosols (fig. 9).

Fig. 9 – Stratigraphie du cône du ruisseau du Boudon (la Téoule, vallée du Lignon), datation des paléosols et chronologie de l’activité torrentielle de ce bassin entre 1000 av. J.‑C. et 500 ap. J.‑C.

Fig. 9 – Stratigraphie du cône du ruisseau du Boudon (la Téoule, vallée du Lignon), datation des paléosols et chronologie de l’activité torrentielle de ce bassin entre 1000 av. J.‑C. et 500 ap. J.‑C.

37Le matériel hétérométrique et l’épaisseur de ces niveaux correspondent à des apports torrentiels provenant de sources différentes. Le paléosol inférieur présente en effet une inclinaison conforme à la pente longitudinale de la vallée ; nous interprétons donc l’ensemble constitué du dépôt caillouteux inférieur (U1) ainsi que le paléosol développé à son sommet (U2) comme un niveau alluvial déposé par le Lignon et ayant subi une phase de pédogenèse au cours d’une période de stabilité du chenal et de relative modestie des apports latéraux. Le deuxième niveau torrentiel (U3) et le deuxième paléosol (U4) montrent au contraire une pente de dépôt très marquée et inverse à celle du talweg du Lignon. On a donc affaire à une phase de pédogenèse développée sur le flanc droit du cône de déjection, après un arrêt de l’activité torrentielle du ruisseau du Boudon. Une nouvelle phase d’apport torrentiel, plus épaisse (U5) coiffe l’ensemble et n’est surmontée que par un sol fin dans lequel aucun élément datable n’a été collecté.

38Les dates fournies par l’analyse des échantillons de charbon prélevés dans les paléosols permettent de jalonner cette accumulation détritique (fig. 9). La première phase de pédogenèse débute à 2805 ± 30 BP (1014 à 899 av. J.‑C.) et s’achève en 2530 ± 30 BP (796 à 542 av. J.‑C.). Après la phase d’apports détritiques provenant du bassin du Boudon et représentant, semble-t-il, une nouveauté dans le fonctionnement du bassin, la pédogenèse reprend, sur le flanc du cône, vers 2305 ± 30 BP (408 à 233 av. J.‑C.) et s’interrompt vers 1560 ± 30 BP (424 à 567 ap. J.‑C.) au plus tard, au moment où les apports torrentiels reprennent. Il est malheureusement impossible de borner vers l’actuel la phase torrentielle finale (U5).

3 ‑ Interprétation et discussion

39L’ensemble de ces résultats permet de formuler des interprétations qui seront discutées à la lumière des connaissances récentes sur les processus étudiés et les environnements régionaux.

3.1 ‑ Les conditions de l’érosion historique à la fin du petit âge de glace

40L’étude de l’occupation du sol renvoie à la fois à des logiques économiques anciennes et aux mutations de la fin de l’Ancien Régime. Les terres que l’on défriche à la fin du XVIIIe siècle ont déjà connu une mise en valeur agricole dans le passé : elles sont identifiées comme des landes ou des hermes et non comme des forêts. Mais selon les sources cette exploitation restait temporaire ; elle était sans doute très extensive et entrecoupée par de longs retours à la jachère. À ce sujet, BLANCHEMANCHE (1990) signale que des formes d’agriculture quasi-itinérantes ont existé dans les moyennes montagnes de l’Europe occidentale jusqu’au début du XIXe siècle. La charnière des XVIIIe et XIXe siècles introduit donc un changement : les hermes des terres communales deviennent un exutoire à une population en phase de croissance soutenue. Désormais, il ne s’agit plus d’une mise en valeur cyclique mais d’une colonisation durable accompagnée de l’établissement d’un habitat permanent. Enfin, on ne peut pas écarter une réponse économique à des aléas météorologiques. Les hivers rigoureux et les étés « pourris » des années qui précédèrent la Révolution Française sont généralement connus ; on mentionne moins souvent les épisodes de sécheresses ou de canicules de la fin du XVIIIe siècle (LE ROY-LADURIE, 2006) ou du premier XIXe siècle (JACOB-ROUSSEAU et ASTRADE, 2010) qui ont amoindri les rendements et sans doute poussé les agriculteurs à rechercher une compensation dans une extension des emblavures et des surfaces de parcours pastoral. Sur des versants surexploités, les conditions sont ainsi devenues plus favorables à l’érosion et il n’est pas interdit de penser que, comme dans les Pyrénées de l’est, un point de non-retour a été franchi à partir de la deuxième moitié du XVIIIe siècle (SOUTADÉ, 1980), permettant l’activation de la morphogenèse lors des phases de précipitations plus abondantes et plus intenses. Dans le cas de la vallée du Lignon, les observations et les documents historiques rassemblés montrent que l’installation humaine est plus ancienne et plus dense sur l’adret que sur l’ubac, ce qui semble avoir eu des conséquences sur la répartition des phénomènes détritiques dans le bassin à la fin du PAG.

3.2 ‑ L’activité détritique des cônes du massif du Tanargue

41Les observations et mesures conduites sur les formes détritiques permettent d’interpréter leur activité récente et ses effets sur les dynamiques de fond de vallée :

  • les années 1855-1870 sont caractérisées par de volumineux apports sédimentaires qui parviennent jusqu’aux talwegs, où ils contribuent à accroître la mobilité latérale des lits caillouteux, notamment dans le cas du Lignon ;

  • les apports détritiques des décennies suivantes continuent d’exhausser les édifices torrentiels sans que les écoulements parviennent, toutefois, à masquer totalement les bourrelets antérieurs. On note aussi que ces apports n’atteignent plus le lit du Lignon à la fin du XIXe siècle et au début du XXe siècle et qu’un début d’incision se manifeste même dans certains secteurs (adret du Tanargue) ;

  • à partir des années 1940, les cônes ne sont plus marqués que par des formes d’incision : le matériel accumulé au XIXe siècle est peu à peu déstocké.

42L’analyse chronologique des phénomènes à grande échelle temporelle montre ainsi que l’activité torrentielle est discontinue entre la fin du XVIIIs. et la fin du XIXe s. Ce fonctionnement par saccades correspond à ce que d’autres chercheurs ont montré par l’analyse des rythmes hydroclimatiques en Méditerranée (LLASAT et al., 2001 ; BARRIENDOS et MARTIN-VIDE, 2001) : la période 1840‑1870 a en effet été particulièrement riche en événements extrêmes, trait que l’on retrouve pour la période 1750-1780.

43Mais ce fonctionnement par à-coups a sans doute aussi une composante morphogénique ; en effet, il évoque celui des cônes du massif du Dévoluy, parcourus par des debris-flows qui sont produits par des purges sédimentaires récurrentes et espacées par le laps de temps nécessaire à la reconstitution du stock mobilisable dans les bassins de réception (PECH et JOMELLI, 2001). Dans le massif du Tanargue, ce modèle de fonctionnement pourrait rendre compte de la moindre intensité des phénomènes dans les hauts bassins à la fin du XIXe s., le stock détritique ayant été en partie épuisé dans les décennies 1850-1860.

44En outre, dans la vallée du Lignon, on note une forte dissymétrie du fonctionnement des cônes torrentiels au XIXe siècle : ceux de l’ubac sont actifs, en phase d’exhaussement et ils parviennent à repousser le lit du Lignon au pied de l’adret, alors qu’aucune forme détritique importante ne s’est développée sur ce dernier. Par ailleurs, sur les cônes de l’ubac, on ne relève aucun dépôt antérieur à la décennie 1850‑1860 et les bourrelets datant de cette période ont une faible épaisseur. Ceci laisse penser que ces cônes pourraient être en grande partie des accumulations récentes et que, au milieu du XIXe siècle, une dynamique nouvelle s’est instaurée au débouché des valats. Elle pourrait être due à une mise en valeur plus intense, en particulier sur les espaces sommitaux du Tanargue, conjuguée à l’effet de domination des grands versants de ce massif. À l’inverse, nos sources montrent que l’adret a produit des volumes sédimentaires bien moindres ce que l’on pourrait interpréter comme le résultat d’une relative pénurie de matériel disponible pour les processus érosifs. L’ancienneté de l’érosion anthropique (cf. infra, le cône de la Téoule) et des versants plus courts en rendraient compte.

3.3 ‑ Des vitesses soutenues de transfert de la charge de fond et une migration longitudinale du risque d’inondation

45Les informations cadastrales comme les datations lichénométriques mettent en évidence un phénomène de déplacement de la charge de fond au cours des dernières décennies du XIXe s. Dans les années 1850‑1860, les affluents torrentiels ont fourni une abondante charge solide aux têtes de bassin. Tel que nous l’avons interprété plus haut, ce déstockage fut abondant car il se produisit après plusieurs décennies de relatif calme hydrologique (JACOB et al., 2006). Dans la haute vallée du Lignon, en particulier, ces apports détritiques ont excédé la capacité d’évacuation du cours d’eau, exhaussé le lit et favorisé les phénomènes d’avulsion et d’élargissement de la bande active (photo 1). La migration de la zone à bande active large entre 1857 et 1890 (fig. 7) peut être interprétée comme un déplacement de la charge de fond. Les tronçons aval reçoivent la charge parvenue au tronçon amont quelques décennies plus tôt. À l’amont, en revanche, la purge sédimentaire a déjà commencé car, faute d’un stock détritique suffisamment reconstitué, les torrents n’apportent plus autant de sédiments. Compte tenu des distances parcourues par la masse caillouteuse entre 1857 et 1890, on peut estimer que la propagation de la charge de fond s’est faite à la vitesse moyenne de 235 m/an en moyenne dans ce bassin. Il est intéressant de constater qu’avec les deux autres moyens de datation qui étaient à notre disposition pour la vallée du Lignon (les textes et la lichénométrie), on obtient une évaluation très proche (fig. 7). Dans les vallées voisines, le même phénomène se produit, de façon très synchrone et avec des vitesses du même ordre de grandeur (fig. 8). Ces valeurs sont proches de celles que TRICART et VOGT (1967) avaient proposées à partir d’une étude pétrographique des cailloutis après la construction de barrages dans d’autres rivières cévenoles : 20 km par siècle.

46Ce décalage temporel des phénomènes d’aggradation entre l’amont et l’aval peut aussi être interprété en analysant de façon géographique les sources qui sont à l’origine de l’information historique. Au moment de la crise torrentielle des années 1850‑1860, les phénomènes de submersion et les destructions sont relativement moins mentionnés dans les secteurs situés à l’aval que dans ceux de l’amont. C’est l’inverse à la fin du XIXsiècle lorsque, dans les basses vallées, les riverains paraissent particulièrement sensibles aux submersions et à l’instabilité des lits qui perdurent jusque dans les années 1920 (MOREL, 2002 ; JACOB, 2003). Le lien entre le passage du « pic sédimentaire » et la situation de risque maximal semble bien avéré dans ces bassins comme le montre l’exemple du Lignon (fig. 7). Il est intéressant de noter que la sensibilité de la société riveraine est donc très fortement influencée par la dynamique de la charge de fond et qu’elle pourrait donc ne pas refléter uniquement les fluctuations hydro-climatiques.

3.4 ‑ Des purges sédimentaires anciennes sur l’adret du Lignon

47L’analyse stratigraphique du cône de la Téoule montre que d’abondantes décharges torrentielles se sont déjà produites à plusieurs reprises dans le bassin du Lignon, bien que la séquence ne permette qu’une vue partielle dans le temps. Elle indique que, après une apparente période de stabilité, marquée par la pédogenèse sur la terrasse longitudinale du Lignon, des volumes importants ont été déstockés à l’âge du fer (-542 à -408) puis à la fin de l’Antiquité (post 405/567). On peut noter le très bon synchronisme avec le schéma proposé par ALLÉE (2003) pour le secteur du Mont Lozère tout proche. En revanche, ici, aucune décharge détritique ne se produit autour du début de notre ère, contrairement à ce qui a été mis en évidence dans la basse vallée du Vidourle (BERGER et al., 2003) et le delta du Rhône (ARNAUD‑FASSETTA, 1998). Compte‑tenu des vitesses de transfert de la charge de fond que nous avons déterminées, il est peu probable que le développement du tressage dans les basses vallées entre 100 av. J.‑C. et 100 ap. J.‑C. soit directement imputable aux volumes sédimentaires libérés dans les hauts bassins pendant la crise de l’âge du fer, plusieurs siècles auparavant. Ces remarques conduisent à soulever quelques questions. Si la crise anthropo‑climatique du début de notre ère n’apparaît pas dans les hauts bassins, on peut faire l’hypothèse que la pression anthropique était modérée sur les versants cévenols, ou du moins que les modalités d’exploitation étaient peu favorables aux processus torrentiels. La crise hydrosédimentaire ne concernant que les grands organismes fluviaux et les secteurs aval des bassins versants, elle pourrait alors y correspondre à un phénomène de reprise de charge par érosion latérale.

48Il resterait à mieux déterminer les conditions qui ont pu favoriser les phénomènes érosifs cévenols lors des phases de torrentialité anciennes. VALADAS (1984) évoque les défrichements précoces des crêtes pour le pâturage au Chalcolithique et on peut risquer un rapprochement avec les conditions que nous avons décrites pour la charnière des XVIIIe et XIXe siècles lorsque ces espaces sommitaux, secteurs les mieux pourvus en matériaux meubles hérités des froids périglaciaires, ont été fortement exploités.

Conclusion

49L’analyse des phénomènes torrentiels autour du massif du Tanargue apporte des éclairages sur les rythmes détritiques de bassins cévenols dans la deuxième partie du petit âge de glace et pour la période antique. Des hiatus subsistent (âge du bronze, haut Moyen-Âge et début de la période moderne) qu’il est tentant de chercher à réduire. Des investigations plus poussées dans les documents d’archives permettront sans doute de remonter aux XVIIe et XVIe siècles et de détecter quelques indices du fonctionnement hydrosédimentaire des bassins. Mais on peut espérer que la découverte de nouvelles coupes apportera un jalonnement meilleur pour les périodes anciennes.

50Les résultats que nous venons d’exposer montrent que les bassins étudiés ont eu une forte réactivité hydrosédimentaire au cours des trois derniers siècles et, notamment, que l’incision des planchers alluviaux réapparaissait rapidement après les crises torrentielles. Comme d’autres l’ont montré ailleurs (ARNAUD‑FASSETTA, 1998 ; BRAVARD, 2004), les variations de la géométrie du chenal au cours du temps ont contrôlé le niveau du risque d’inondation auquel les riverains étaient exposés. Cependant, l’analyse du transfert de la charge de fond et des données hydroclimatiques issues d’archives permet de comprendre que, à un moment donné, la société riveraine d’un cours d’eau est sensible au risque d’inondation de façon différenciée dans le bassin versant. Dans la mesure où les décalages temporels ne sont pas négligeables (de l’ordre d’un demi-siècle dans les Cévennes, où les bassins versants sont de longueur modeste), ce fait pourrait être pris en compte pour une meilleure appréciation de la valeur de l’information historique utilisée pour les reconstitutions des fluctuations climatiques des derniers siècles.

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List of illustrations

Title Fig. 1 – Localisation de l’espace étudié et des sites pourvoyeurs de données météorologiques.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-1.png
File image/png, 34k
Title Fig. 2 – Occupation du sol dans la partie amont du bassin du Lignon (commune de La Souche) en 1839 et dynamiques de la conquête agricole des versants entre la fin du XVIIIe et le début du XIXe siècles.
Credits Sources : AD07 - 3 P 2137, archives communales, observations personnelles.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-2.png
File image/png, 249k
Title Photographie 1 – Le lit du Lignon à la Souche vers 1890-1900
Caption Vu depuis la rive gauche. Noter le fort remblaiement des piles du pont et le chenal déjà incisé dans les épandages caillouteux, au premier plan.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-3.jpg
File image/jpeg, 360k
Title Fig. 3 – Phénomènes érosifs au xixe siècle dans le haut bassin de l’Ardèche et autour du Tanargue, d’après les rapports des ingénieurs forestiers
Caption NB : tous les secteurs ne sont pas décrits.
Credits Sources : VALADAS (1984, modifié), AD07 - 7 MP 240 à 258 ; 24 Fi 1.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-4.png
File image/png, 26k
Title Fig. 4 – Chronique des phénomènes hydrométéorologiques et torrentiels autour du Tanargue entre 1750 et 1970.
Caption A : datation lichénométrique des formes torrentielles ; B : précipitations annuelles à Montpellier et moyenne mobile sur 5 ans ; C : part pluviométrique de septembre-octobre dans l’année ; D : nombre annuel d’événements hydrologiques dans les bassins étudiés (cf fig. 1) et moyenne mobile sur 5 ans ; E : mentions de phénomènes érosifs par les observateurs locaux.
Credits D’après ASTRADE et al. (2011) et diverses sources (cf. dans le texte).
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-5.png
File image/png, 17k
Title Fig. 5 – Activité des cônes torrentiels du versant d’ubac du Tanargue depuis la deuxième moitié du XIXe siècle.
Caption A : cône du ruisseau des Crozes ; B : cône du ruisseau de Ravisinié ; C : cône du ruisseau de Rioumonas.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-6.png
File image/png, 179k
Title Fig. 6 – Activité des formes torrentielles sur le versant d’adret du Tanargue, depuis la deuxième moitié du XIXe siècle.
Caption A : cône torrentiel de Chastanet (Valgorge) ; B : torrent de Valos.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-7.png
File image/png, 120k
Title Fig. 7 – Dynamique de la bande active du Lignon au xixe siècle.
Caption D’après les documents d’archives et les relevés lichénométriques.
Credits Sources : AD 07 - 3 P 726, 3 P 2137, 1109 W 139, 1262 W 159.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-8.png
File image/png, 52k
Title Fig. 8 – Datations lichénométriques du début de fixation des bancs caillouteux dans les vallées du Lignon, de la Beaume, de la Drobie et du Chassezac et estimation des vitesses de transfert de la charge de fond.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-9.png
File image/png, 62k
Title Fig. 9 – Stratigraphie du cône du ruisseau du Boudon (la Téoule, vallée du Lignon), datation des paléosols et chronologie de l’activité torrentielle de ce bassin entre 1000 av. J.‑C. et 500 ap. J.‑C.
URL http://journals.openedition.org/mediterranee/docannexe/image/7159/img-10.png
File image/png, 657k
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References

Bibliographical reference

Nicolas Jacob-Rousseau and Laurent Astrade, « 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 | 2014, 81-97.

Electronic reference

Nicolas Jacob-Rousseau and Laurent Astrade, « 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 [Online], 122 | 2014, Online since 19 June 2016, connection on 21 June 2018. URL : http://journals.openedition.org/mediterranee/7159 ; DOI : 10.4000/mediterranee.7159

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About the authors

Nicolas Jacob-Rousseau

Université de Lyon II et UMR 5133 Archéorient, 7 rue Raulin, 69365 LYON cedex 7, Nicolas.Jacob@univ-lyon2.fr

Laurent Astrade

Université de Savoie, CISM, et UMR 5204 Edytem

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