Ces recherches ont été régulièrement financées depuis plusieurs années par la Zone Atelier CNRS Loire, l’Agence de l’Eau Loire-Bretagne, les Fonds FEDER, l’Etablissement Public Loire, le conseil général de la Loire, le Syndicat Mixte des Monts de la Madeleine, le Parc Naturel Régional du Livradois-Forez et la Diren-Auvergne. Nous remercions également J.‑F. Pastre et l’autre relecteur pour leurs corrections de forme et leurs remarques de fond qui ont aider à l’amélioration de la démonstration.

1 - Introduction

1Le travail de reconstitution des dynamiques environnementales holocènes dans leurs relations avec l’impact des interventions humaines sur les milieux est encore très incomplet pour les moyennes montagnes d’Europe occidentale, du centre de l’Espagne (Abel-Schaad & Lopez-Saez, 2013) au massif des Vosges (Goepp, 2007). Dans le Massif Central oriental les lacunes demeurent et ce malgré les travaux des années 1980-1990 conduits tant par de Beaulieu et al. (1984 et 1988) que par Janssen (1990) (pour une revue bibliographique complète se reporter à Argant & Cubizolle, 2005). Concernant le domaine granito-gneissique de cette région, des Monts de la Madeleine au nord au massif du Pilat au sud (fig. 1), de nombreuses études interdisciplinaires sont conduites depuis 1998 sous l’égide de la Zone Atelier CNRS Loire. Ces travaux s’appuient à la fois sur l’exploitation des archives naturelles – grains de pollen, frustules de diatomées, macro-restes végétaux – conservées dans les tourbières de cette région, sur l’étude des modelés, des formations superficielles, des sols hydromorphes et sur l’expertise des corpus archéologiques (Cubizolle & Georges, 2001 ; Cubizolle et al., 2001 ; Argant & Cubizolle, 2005 ; Cubizolle et al., 2005 ; Georges, 2007 ; Cubizolle et al., 2012 ; Cubizolle et al., 2013; Cubizolle et al., 2014 ; Cubizolle et al., 2015). D’autres recherches ont été engagées plus au sud qui portent sur le domaine volcanique du Mézenc (Defive, 2013 ; Dendievel et al., 2014 ; Dendievel et al., 2015). L’ensemble de ces travaux a permis de combler une partie du retard pris sur les autres régions montagneuses de France qui ont toujours attiré davantage d’équipes. Or, les régions orientales du Massif Central sont intéressantes en raison de leur position aux franges du domaine montagnard et au contact des espaces rhodaniens qui ouvrent sur le monde méditerranéen.

2Notre perception des changements d’origine anthropique et du développement de l’emprise humaine (anthropisation) au sein des paléoenvironnements holocènes du Massif Central oriental est encore limitée en raison de la relative faiblesse de la documentation archéologique. Par ailleurs, certains secteurs géographiques sont encore peu explorés. C’est notamment le cas des régions situées entre 600 m et 1 000 m d’altitude c’est-à-dire au-dessus des bassins intra-montagnards bien investis par la géoarchéologie et l’archéologie préventive, et en dessous des hautes terres bien étudiées par les géomorphologues et les paléoécologues. Trop à l’écart des dynamiques urbaines pour ménager des opportunités aux archéologues et dépourvues de grandes tourbières et de lacs susceptibles de stocker de l’information paléoécologique ces secteurs sont les grands oubliés de la recherche paléoenvironnementale régionale. Pourtant, à cause de leur configuration géomorphologique, du contexte bioclimatique dans lequel ils s’inscrivent et de leur proximité avec les habitats des plaines intramontagnardes et les hautes terres d’estive, ils ont été probablement investis très tôt par les sociétés agro-pastorales.

3En conséquence, l’objectif premier de cet article est de mettre en évidence le potentiel de ces secteurs en matière de données paléoenvironnementales. Les recherches conduites sur les tourbières du Massif Central oriental ont en effet montré qu’entre 600 m et 1000 m d’altitude il existait, d’une part, de très nombreuses petites tourbières généralement basses, minérotrophes et, d’autre part, des histosols fossiles, les unes et les autres révélateurs de changements hydro‑pédologiques passés (Cubizolle, 2005 ; Cubizolle et al., 2012). Le travail de reconstitution l’histoire environnementale locale (fig. 1), dont les résultats sont rapportés ici, a consisté en 4 volets :

• caractérisation des formations tourbeuses réparties dans une tête de réseau hydrographique du haut bassin de la Loire, les vallées des Barges ;

• calage chronologique de leur mise en place au moyen de datations par le radiocarbone ;

• réalisation en parallèle des analyses polliniques et diatomologiques sur la séquence tourbeuse offrant la chronologie la plus longue ;

• confrontation des données recueillies avec, en particulier, celles obtenues dans le même secteur sur une tourbière située seulement 4 km au nord-ouest à 1 155 m d’altitude, la tourbière de l’Etui (fig. 1) (Cubizolle et al., 2014).

2 - Le cadre géographique

4Les travaux ont porté sur la tête de bassin versant des Barges, d’une superficie de 2,3 km², qui entaille la base du versant sud du massif granitique des Bois Noirs, dans l’est du Massif Central (fig. 1). Le contexte géomorphologique local est celui d’un alvéole dégagé principalement dans le monzogranite leucocrate à gros grains (5 à 10 mm). Sa configuration est classique : elle associe des versants convexo-concaves interrompus par des replats, des fonds de vallées relativement plats prolongés à l’amont par des têtes de vallon en berceau, un resserrement à l’aval de la vallée principale qui rejoint le niveau de base par une gorge de raccordement (fig. 2) (Godard, 1977). Les altitudes extrêmes varient de 814 m sur les sommets de l’interfluve à 705 m à l’exutoire, juste en dessous du hameau des Barges. La pente des versants atteint 14 % avec des sections à 30 %. Dans l’axe de la vallée principale, les altitudes s’abaissent de 745 m à l’amont au niveau du hameau de la Bourletie à 705 m à l’exutoire, soit une pente moyenne de 2 %.

5Les données régionales de Météo-France, combinées à des mesures météorologiques réalisées in situ durant 3 années dans le cadre de programme de recherche (Cubizolle, 2010), montrent que le bassin versant des Barges reçoit environ 1 150 mm de précipitations annuelles tandis que les températures moyennes annuelles se placent entre 7° et 8° C. La forêt et les prés sont dominants. Les parcelles labourées sont peu nombreuses et n’occupent que de faibles superficies. Sur les versants, les types de solums observés relèvent de trois catégories : les Anthroposols Transformés qui sont les plus modifiés par l’érosion agricole, les Brunisols Dystriques et les Alocrisols Typiques pour les autres. Dans les fonds de vallées les sols hydromorphes sont majoritaires : rédoxisols, réductisols et histosols, ces derniers n’étant généralement plus fonctionnels (Histosols Assainis, AFES, 2009).

6D’un point de vue strictement biogéographique, l’alvéole se trouve au sein de l’étage du chêne pubescent (Quercus pubescens). Néanmoins le hêtre (Fagus sylvatica) et le sapin pectiné (Abies alba) sont présents dès 700 m d’altitude sur le versant exposé à l’est. De nombreuses plantations de sapin, de douglas (Pseudotsuga menziesii) et d’épicéa (Picea abies) mais aussi des bosquets de pin sylvestre (Pinus sylvestris) occupent d’anciennes parcelles agricoles renforçant le caractère boisé du bassin versant. Nous sommes là, certes, au cœur de l’étage agricole historique, mais le recul de l’agriculture depuis la mi-XIX^e siècle a entraîné une progression très forte de l’arbre comme l’atteste la consultation du cadastre ancien de 1826 qui montre que de grandes surfaces étaient alors occupées par les terres labourées (fig. 3). La présence de nombreuses banquettes d’érosion agricole (Valadas 1984) et l’évolution de certains Anthroposols Transformés vers des Alocrisols Typiques ou des Brunisols Dystriques attestent de ce changement historique survenu dans l’occupation des sols (AFES, 2009).

7Concernant les zones humides, dont certaines parties sont tourbeuses, elles couvrent 13,3 ha de la tête du bassin versant et se répartissent dans trois fonds de vallée dénommés A, B et C dans la suite de l’article (fig. 3).

3 - Méthodologie

3.1 - Etudes géomorphologiques, pédologiques et phytosociologiques

8La première partie du travail a consisté à caractériser les zones humides des fonds de vallées du haut bassin des Barges. Nous avons également cherché à identifier les histosols afin de définir les secteurs de carottages. Dix-neuf levés topographiques ont été réalisés au moyen d’une station totale comportant un tachéomètre Leica 403 L (Cubizolle, 2010). Des points repères ont été pris au DGPS GéoXT Trimble. Les épaisseurs de tourbe et du matériel colluvio-alluvial sous-jacent, souvent organo-minéral, ont été estimées au moyen de barres de sondage puis les stratigraphies ont été examinées grâce à des carottes extraites au carottier manuel russe (longueur 600 mm, diamètre 55 mm). L’accès aux formations superficielles inférieures a été rendu possible en utilisant un carottier sédimentaire à moteur MAKITA HM 1800 muni de gouges de 50 mm et 100 mm et alimenté par un groupe électrogène.

9La description sur le terrain des stratigraphies s’est appuyée sur des méthodes et des outils classiques (Payette & Rochefort, 2001 ; Heiri et al., 2001 ; Cubizolle, 2005, 2009 ; Cubizolle et al., 2007) : examen visuel, au toucher mais aussi au goûter pour les faciès de tourbe les plus fins ; code couleur Munsell ; test de von Post pour la tourbe. En laboratoire, les analyses granulométriques des sédiments minéraux, les analyses de texture de la tourbe et l’estimation du taux de matière organique par perte au feu ont été réalisées par les différentes équipes techniques de l’UMR 5600 CNRS EVS : plate-forme OMEAA (Observation et Mesure des Environnements actuels et Anciens) à Bron, EVS-ISTHME à l’Université Jean Monnet de Saint-Etienne et SEPIT à l’Ecole des Mines de Saint-Etienne. La totalité de ces données sont publiées dans un rapport fourni au conseil général de la Loire à l’issue des recherches conduites sur quatre zones humides de la Loire dont celle des Barges (Cubizolle, 2010).

10Des relevés phytosociologiques ont été réalisés par l’équipe des Herbiers Universitaires de Clermont-Ferrand sur deux des cinq zones tourbeuses selon la méthode « sigmatiste » inspirée de J. Braun-Blanquet (1964) et adaptée à partir des travaux ultérieurs de Gehu & Rivas-Martinez (1980) et de Foucault (1986). La classification utilisée est la Classification Nationale Française (Bardat et al., 2004). Le rapport correspondant figure en annexe du rapport de 2010 (Cubizolle, 2010).

3.2. - Analyses paléoécologiques

11Concernant l’extraction des grains de pollen, la méthode de concentration en liqueur de Thoulet (d  = 2) a été appliquée à la tourbe et aux faciès organo-minéraux sous-jacents (Argant, 1990). Un minimum de 300 grains de pollen d’arbres et de plantes terrestres a été compté par lame de 22  x 32 mm. L’échantillonnage a été de 4 cm en moyenne, resserré à 3 à - 2 cm pour certains niveaux. Les calculs des pourcentages de grains de pollen sont basés sur la somme des grains de pollen arboréens (AP) et non arboréens (NAP), à l’exclusion des cypéracées. Les spores de Sphagnum ont été exclues ; en revanche celles de fougères ont été conservées. Les grains de pollen à ballonnets fragmentés sont comptés pour un demi-grain et les amas de grains d’un même taxon pour un seul grain. Les diagrammes polliniques ont été construits en utilisant le logiciel Tilia (Grimm, 1991). Les zones locales d’assemblage pollinique ont été établies au moyen du programme CONISS (Grimm, 1987) et sur la base de la connaissance acquise des données régionales (Argant & Cubizolle, 2005 ; Cubizolle et al., 2013 ; Cubizolle et al., 2014). Les limites des chronozones de l’Holocène sont celles utilisées pour le Massif Central oriental dans les publications les plus récentes (Cubizolle et al., 2014) et inspirées de Richard (1999) :

• Subatlantique de 0 BP à 2 700 BP soit 0-2 835 cal. BP ;

• Subboréal de 2 700 à 4 700 BP soit 2 835-5 450 cal. BP ;

• Atlantique récent de 4 700 à 6 000 BP soit 5 450-6 850 cal. BP ;

• Atlantique ancien de 6 000 à 8 000 BP soit 6 850-8 835 cal. BP ;

• Boréal de 8 000 à 9 000 BP soit 8 835-10 085 cal. BP ;

• Préboréal de 9 000 à 10 000 BP soit 10 085-11 490 cal. BP.

12L’extraction des diatomées a nécessité un protocole spécifique car les frustules sont détruites par les traitements utilisés en palynologie (Serieyssol et al. 2011). Les échantillons sont ceux de l’analyse pollinique. L’élimination du matériel organique s’est faîte au moyen d’une solution comportant 30 % de péroxyde d’hydrogène (H₂O₂). L’échantillon a ensuite été soigneusement rincé avec de l’eau distillée pendant 3 à 4 heures. Les frustules de diatomées ont alors été séparées des autres particules de l’échantillon. La détermination s’est faîte au microscope à contraste interférentiel. Le nombre minimal de valves comptées a été de l’ordre de 300 à 350. Les références utilisées pour l’identification ont été les suivantes : Germain (1981), Hustedt (1930, 1927-1966), Krammer & Lange-Bertalot (1986, 1988, 1991a & b, 2000) et Patrick & Reimer (1975a & b). Seules les espèces dont l’abondance est > 2 % ont été incluses dans l’analyse (Brugam & Swain, 2000). Comme en palynologie, c’est le logiciel Tilia qui a permis la construction des diagrammes (Grimm, 1991).

3.3 - Datations par le radiocarbone et cadre chronologique

13Le travail de datation des couches basales des histosols a été conduit selon la méthode préconisée par Cubizolle et al. (2007 & 2012). Toutes les datations par le radiocarbone ont été réalisées par le Centre de Datation par le Radiocarbone de l’Université Claude Bernard (Lyon I, France), en collaboration avec le Centre for Isotope Research de Groningen (Pays-Bas) et le Laboratoire de Mesure du Carbone 14 (LMC14) de Saclay (France) pour les dates réalisées par AMS. Les dates ont été calibrées au moyen du programme OxCal 2010 v. 4.1.7 utilisant la courbe de calibration « IntCal 2013 » (Reimer et al., 2013) avec une probabilité de 95,4 % (2 σ) et exprimées en cal. BC / AD et cal. BP (tab. 1). Enfin la courbe âge/profondeur a été construite en utilisant le logiciel clam (Blaauw et al., 2010) dans l’environnement statistique R (R Core Team : https://www.r-project.org/​). La chronologie culturelle et historique adaptée au Massif Central oriental est reprise de différents auteurs : Hatt, 1958 ; Millotte, 1970 ; Miron, 1992 ; Gascó, 2001 ; Vital, 2001 & 2013 ; Carozza & Marcigny, 2007 ; Demoule, 2007 ; Georges, 2007 ; Brun & Ruby, 2008 ; Catteddu, 2009 ; Rialland & Letterlé, 2012 ; Beeching, 2013 (tab. 2).

4 - Résultats

4.1 - L’identification, la caractérisation et l’âge des tourbes

14Les sols hydromorphes (13,3 ha) se répartissent dans les fonds des 3 vallées A, B et C et se caractérisent comme suit (fig. 4) :

• L’essentiel des surfaces, soit 11,33 ha, est constitué de réductisols plus ou moins humifères supportant une végétation dominée par Juncus effusus, associé à diverses poacées, notamment dans les secteurs les moins hydromorphes.

• Une faible superficie (0,8 ha) de ces secteurs hydromorphes, notés R1 à R4 sur la figure 4, comporte un horizon histique (H). Ce dernier est enfoui sous un horizon plus ou moins humifère, épais de 10 à 25 cm, supportant une végétation associant joncs – Juncus effusus et Juncus acutiflorus –, Carex rostrata, Sphagnum sp. et poacées diverses. Les horizons histiques sont peu épais et la tourbe est souvent de type saprique, plus ou moins riche en particules minérales.

• Enfin, de véritables histosols se développent sur 1,2 ha, répartis en 6 zones, dénommées T1 à T6 sur la figure 4. Leurs superficies varient entre 400 m² et 4 000 m² environ. L’épaisseur de tourbe maximale est de 180 cm dans la zone T2 (fig. 5). L’histosol est fonctionnel en T2 ‑ Histosol Fibrique/Mésique ‑ alors que l’accumulation de tourbe est bloquée sur les 5 autres zones où on observe soit des Histosols Mésiques assainis ‑ T1, T4, T5 et T6 ‑ soit des Histosols Mésiques recouverts ‑ T3. La figure 5 illustre le contexte pédologique de la vallée B. Elle présente d’amont en aval un Histosol Fibrique/Mésique puis un Histosol Mésique assaini, ce qui montre que la dynamique turfigène a bien concerné, dans un passé plus ou moins lointain, tout le fond de cette vallée. Le schéma est similaire dans la vallée A.

15Ces différences dans le fonctionnement hydro-pédologique se traduisent dans la végétation (fig. 4) :

• Les zones T2 et T4, qui ont fait l’objet d’expertises phytosociologiques (Cubizolle, 2010), montrent une association turfigène de type Caro-Juncetum oligo-mésotrophe à mésotrophe. La tourbière T2 se singularise par la fréquence des inondations qui l’affectent entre la fin de l’automne et la fin du printemps, la tranche d’eau qui recouvre la zone humide pouvant atteindre 15 cm ; Menyanthes trifoliata domine ici l’association Carici limosae-Menyanthetum trifoliatae, sous-association à Juncus effusus. Ce groupement indique des conditions boréales bien que se situant à une altitude plus basse que dans un schéma classique. Mais l’effet de l’altitude est ici compensé par les conséquences cumulées de l’orientation ouest-est de cette section de vallée et de son fort encaissement qui la prive d’ensoleillement toute l’année.

• Les autres zones à histosols présentent une couverture végétale dominée par les sphaignes (Sphagnum angustifolium, S. teres et S. palustre). La zone T1, fortement perturbée par le pacage des chevaux et des vaches, accueille une jonçaie à Juncus acutiflorus (Caro -verticillati – Juncetum acutiflori) oligomésotrophe. La zone T3, la plus à l’amont, a vu la fonctionnalité de son histosol affectée par le piétinement des chevaux mais aussi par des épandages de gravats, visibles sous l’humus jusqu’à 15 à 20 cm de profondeur d’où la qualification d’Histosol Mésique recouvert.

16Toutes les tourbières sont alimentées en eau par des sources qui sourdent soit à la base des versants soit au niveau de niches de nivation installées sur les versants, par exemple en T5 (fig. 4). L’encaissement des vallées et leur orientation globalement ouest-est limitent l’ensoleillement et donc l’évapotranspiration. A cela s’ajoute une pente longitudinale très faible et, à l’amont, la destruction des rus qui drainent les deux principales vallées A et B par le piétinement des chevaux du chenal. C’est ce qui provoque l’étalement des eaux et favorise l’engorgement des sols.

17Les datations des couches basales de tourbe et des sédiments organiques immédiatement sous-jacents ont porté sur toutes les zones tourbeuses sauf T1 dans la vallée C, au nord. Au total les prélèvements ont porté sur 12 carottes réparties dans les deux autres vallées A et B. Ils ont donné lieu à 23 datations dont 2 dans les couches tourbeuses et organo-minérales de la carotte destinée aux analyses polliniques à ‑149 cm et ‑153 cm (tab. 1). Treize de ces dates portent sur les couches de tourbe basale tandis que les autres concernent les couches organo-minérales sous-jacentes (fig. 6). Hors séquence pollinique une seule date a été réalisée dans les faciès supérieurs, à ‑34,5 cm et n’a donc pas été retenue pour cette analyse du démarrage de la turfigenèse.

18La date la plus ancienne est à 3 549‑3 272 cal. BP soit 1 599‑1 322 cal. BC (BARGES-palyno‑8, ‑149 cm, tab. 1). Elle est la seule qui se place au Subboréal. Elle provient de la base de l’histosol de la tourbière à Menyanthes trifoliata (trèfle d’eau) d’où a été extraite la carotte qui a fait l’objet des analyses paléoécologiques. D’un point de vue historique, le démarrage de la turfigenèse a donc eu lieu à cheval sur le Bronze moyen et le Bronze final (tab. 2). L’histosol T6 qui prolonge cette tourbière à trèfle d’eau en aval, dans la même vallée, démarre quant à lui durant le premier âge du Fer (2 701‑2 351 cal. BP soit 751‑401 cal. BC). Enfin le démarrage le plus récent revient à la tourbière T5 (Les Peupliers‑1) puisque la date dans les sédiments organiques sous la tourbe donne 669‑550 cal. BP soit 1 281‑1 400 cal. AD.

19D’une façon plus générale 19 dates sur 23 se placent au Subatlantique entre 2 750 et 500 cal. BP (fig. 6). Par ailleurs 17 de ces dates se situent entre 2 000 et 500 cal. BP soit entre le début de La Tène et la fin du Plein Moyen Âge (fig. 6).

4.2 - Les données paléoécologiques

20La carotte étudiée en paléoécologie provient de la tourbière à Menyanthes trifoliata positionnée sur la figure 4. Elle est dessinée sur le profil longitudinal de la vallée B représenté sur la figure 5. L’ensemble des datations réalisées sur cette carotte figurent dans le tableau 1.

4.2.1 - Les données polliniques

21Le commentaire du diagramme pollinique (fig. 7) est synthétisé dans le tableau 3. Le modèle d’âge est représenté sur la figure 8. Les principaux enseignements à tirer de ces résultats sont les suivants :

• Les espaces boisés dominent très largement les 9/10^e du diagramme avec des pourcentages de AP autour des 90 % ; aucun Indice Pollinique d’Anthropisation (IPA) n’est perceptible jusqu’à ‑110 cm ;

• Un premier temps fort de l’histoire bioclimatique locale est le développement de la hêtraie-sapinière autour de 5 000 cal. BP, la courbe de Fagus démarrant vigoureusement dès 5 250 cal. BP tandis que celle d’Abies ne décolle qu’à partir de 4 000 cal. BP.

• Cependant la rupture majeure dans l’histoire de la végétation survient brutalement lorsque, à partir de ‑110 cm de profondeur, le taux de AP chute à environ 50 % alors que celui des poacées monte jusqu’à 48,4 % à ‑101 cm. Parallèlement on voit apparaître tout le cortège des plantes messicoles et des rudérales. D’un point de vue chronologique ce changement survient autour de 1 300 cal. BP soit le VII^e siècle ap. J.‑C., au Haut Moyen Âge.

• Un autre temps fort se place au XI^e siècle apr. J.‑C. avec une courbe des arbres qui atteint son minimum alors que céréales, messicoles, rudérales et divers indicateurs de pastoralisme atteignent leur maximum.

• Enfin, les IPA s’effondrent à la fin du XVI^e siècle pour remonter ensuite et atteindre un nouveau pic au XIX^e siècle.

4.2.2. - Les données diatomologiques

22Un total de 51 espèces de diatomées, réparties en 21 genres, a été identifié dans la carotte des Barges (fig. 9). Aucune frustule de diatomée identifiable n’a été observée, d’une part, en dessous de 156 cm et, d’autre part, entre 82 et 86 cm inclus puis à 62 cm de profondeur. Au sein de ces niveaux les frustules ont soit été dissoutes (remobilisation de la silice, forte acidité…) soit la silice disponible était en quantité insuffisante et captée prioritairement par les végétaux.

23La flore des diatomées est représentée par des espèces benthiques (épiphytiques et épipéliques) et planctoniques. Les benthiques sont les plus abondantes avec un haut degré de diversité (85 % des espèces réparties en 17 genres). Il s’agit majoritairement de Eunotia glacialis, Staurosira venter et Pinnularia viridis avec des dominances sporadiques par exemple de Pinnularia nodosa, P. microstauron, Gomphonema angustatum et G. affine. Seulement 8 diatomées planctoniques sont présentes, les plus fréquentes sont Ulnaria ulna, Aulacoseira distans et Thalassiosira weissflogi. Les formes planctoniques sont donc moins abondantes et moins diversifiées.

24Si l’on exclut la section de la carotte en dessous de ‑136 cm qui ne comporte pas suffisamment de diatomées identifiables, quatre périodes peuvent être mises en évidence (fig. 9) :

• À ‑123 cm, les espèces typiques des tourbières comme Pinnularia divergens, P. gibba, P. microstauron, P. nodosa, P. subcapitata, P. viridis, apparaissent. Dans cet échantillon, 17 espèces de diatomées sont toujours présentes actuellement sur le site comme Aulacoseira distans, Encyonema silesiacum, Fragilaria virescens, Gomphonema angustatum, G. parvulum, Nitzschia terrestris, Stauroneis anceps, Tabellaria flocculosa et Tabellaria ventricosa (Cubizolle, 2010).

• De ‑123 à ‑117 cm soit aux alentours de 256‑415 après J.‑C, 70 à 80 % des espèces sont électives d’un environnement à pH relativement acide comme Pinnularia viridis, et P. microstauron. De plus, les espèces dominantes sont oligo-mésotrophes (11 %) et eutrophe (25 %). Cette distribution est représentative d’un milieu tourbeux mais avec un niveau de la nappe qui s’abaisse assez bas saisonnièrement.

• De ‑113 à ‑61 cm 60 à 87 % des espèces sont de type planctonique. Cette période est dominée par Aulacoseira distans, Thalassiosira weissflogii, Unlnaria ulna et Gomphonema parvulum. Néanmoins au niveau de la trophie et du pH, cette zone se scinde en deux. De ‑113 à ‑97 cm soit entre 256‑415 après J.‑C. (‑117 cm) et 775‑943 après J.‑C. (‑93 cm), le milieu semble plus ou moins neutre mais avec un niveau très élevé de matière organique. 30 à 57 % sont des espèces eutrophes et 6 à 11 % sont hyper-eutrophes. De ‑81 à ‑61 cm soit autour de 1 040‑1 217 après J.‑C. (‑73 cm), l’environnement est plus acide et oligo-mésotrophe à eutrophe.

• De ‑57 à ‑37 cm, la dominance de Eunotia glacialis, Eunotia minor, Gomphonema parvulum, Gomphonema affine et Gomphonema angustatum montre un milieu acide et oligotrophe. Cependant à ‑45 cm le niveau de trophie augmente pour devenir eutrophe à hypereutrophe. La quantité de matière organique dans le milieu est plus importante.

• A ‑33 cm, le pH du milieu change pour tendre vers des eaux plus alcalines et avec de très faibles quantités de matière organique et de phosphate dissous. 37 % des espèces sont oligotrophes et vivent dans des eaux dont la saprobie, ou saturation en O₂ dissous, avoisinent les 70 à 85 %. Cette oligotrophie pourrait être due à une circulation d’eau au sein de la tourbière.

• De ‑29 à ‑21 cm, Staurosira venter et Placoneis elginensis sont les deux espèces dominantes. Les eaux superficielles deviennent plus neutres à partir de ‑25 cm mais restent toujours oligotrophes.

• À ‑17 cm, le milieu est toujours plus ou moins neutre mais le niveau de trophie est légèrement plus élevé car il devient mésotrophe avec la présence d’espèces comme Achnantidium minutissima var. saprofila, Fragilaria crotonensis et Nitzschia terrestris qui dominent cet échantillon.

25En résumé, l’analyse des diatomées fossiles fait ressortir deux temps forts dans l’histoire hydro-écologique locale. Le changement le plus important survient tout d’abord autour de l’an Mil. Certes, il s’agit du moment où la séquence présente une courte lacune mais, d’une part, ce défaut d’enregistrement pourrait avoir une signification paléoécologique et, d’autre part, on constate clairement qu’avant et après cette lacune la situation hydro-écologique est très différente : prépondérance des espèces benthiques au cours du dernier millénaire, domination écrasante des planctoniques auparavant ; abondance des espèces acidobiontes (expansion maximale des communautés quand le pH est inférieur ou égal à 5,5) avant l’an Mil, domination des espèces acidophiles (expansion maximale des communautés quand le pH est inférieur ou égal à 7) depuis l’an Mil.

26Un autre changement notable mais plus ponctuel survient entre 250 et 700 après J.‑C. soit entre 1 700 et 1 250 cal. BP (fin Antiquité-première moitié du Haut Moyen Âge) avec principalement un développement des communautés benthiques dans un environnement d’où elles étaient absentes jusque-là et où leur présence sera extrêmement discrète jusqu’à l’an Mil. On observe parallèlement une plus grande abondance des espèces acidophiles mais aussi d’espèces eutrophes, mésosaprobles et polysaprobes (fig. 9).

27Enfin un pic dans plusieurs courbes apparaît nettement autour de 1 200 cal. BP soit 750 ap. J.‑C : les espèces mésosaprobes, eutrophes, acidophiles et neutres voient alors leur abondance relative augmenter très sensiblement.

5 – Discussion

28La principale question posée par cette étude est celle de l’apparition soudaine du cortège complet des indices polliniques d’anthropisation (IPA) autour de 1 300 cal. BP, soit au milieu du VII^e siècle ap. J.‑C. Avant cette date, l’analyse pollinique ne livre aucun indice de mise en culture, de défrichement ou de pastoralisme ce qui est, pour le moment, un cas unique parmi l’échantillon des 12 analyses polliniques conduites dans les massifs environnants. En effet, la synthèse publiée par Cubizolle et al. (2014) montre que des traces convaincantes de défrichement surviennent sur certains sites dès la charnière Néolithique moyen/Néolithique final. Et c’est à la même période que se place, sur plus de la moitié de sites, l’apparition des premiers grains de pollen de céréales accompagnés d’un cortège, plus ou moins fourni, de messicoles et de rudérales. Pour les autres sites, ces prises de terre (cf. landnam), certes ponctuelles dans le temps et dans l’espace mais parfaitement identifiées, surviennent entre le Bronze final et La Tène. Enfin, le début de la progression constante et simultanée des défrichements et des activités agro-pastorales se manifeste, au plus tôt, dès le Bronze final et jusqu’au Haut Moyen Âge comme c’est le cas pour la séquence de l’Etui, une tourbière située à 1 155 m d’altitude sur le versant oriental des Bois Noirs, 4,5 km au nord-nord-est de la tourbière des Barges (fig. 10) (Cubizolle et al., 2014). Néanmoins, à l’Etui, une courte période d’anthropisation est observée vers 5 700 cal. BP puis, de nombreux indices de défrichement sont mis en évidence jusqu’à l’avènement de l’agrosystème autour de 1 350 cal. BP (Cubizolle et al., 2014). Un schéma assez similaire est celui de la tourbière de la Morte (à 1 292 m d’altitude) sur le versant oriental des Monts du Forez (fig. 10) (Argant & Cubizolle, 2005). Sur le même versant mais plus au sud, à 1 125 m d’altitude, la tourbière de la Prenarde offre en revanche une histoire de l’anthropisation plus proche de celle des Barges, mais avec un premier indice de mise en culture à la charnière Bronze ancien/Bronze moyen puis une mise en place de l’agrosystème à la Tène. Aucun indice de défrichement ou d’agropastoralisme n’est toutefois perceptible entre les deux événements (fig. 10) (Cubizolle et al., 2013).

29Les résultats des analyses diatomologiques vont également dans le sens d’un changement environnemental soudain au Haut Moyen Âge (fig. 9 & 10). Des évolutions importantes concernent les rapports entre espèces benthiques et planctoniques, les premières devenant abondantes dès la fin de l’époque Gallo-romaine puis dominantes au Haut Moyen Âge. Ces éléments indiquent un niveau d’eau de plus en plus faible et suggèrent que l’inondation saisonnière de la zone humide est beaucoup moins fréquente depuis environ 1 500 ans (fig. 10). On rappellera aussi le pic dans les courbes des espèces mésosaprobes, eutrophes, acidophiles et neutres autour de 1 200 cal. BP, soit 750 après J.‑C., qui indique une acidité réduite et une tendance à l’eutrophisation du milieu.

30La synthèse des données paléopédologiques sur le démarrage de la turfigenèse confirme cette perception de la mise en place relativement rapide de l’agrosystème (fig. 6 & 10) : 17 dates sur 23 se placent entre La Tène et le Plein Moyen Âge mais 11 sur 16 ne concernent que le Moyen Âge et parmi elles 7 le Haut Moyen Âge. Des études antérieures ont par ailleurs montré que ce type de petites tourbières basses minérotrophes relève en majorité d’une génération d’origine anthropique apparue à partir de 4 500 cal. BP (Cubizolle et al., 2012). Aux Barges, comme ailleurs dans le Massif Central oriental granito-gneissique, on ne voit en effet aucune relation de causalité entre la chronologie du démarrage de la turfigenèse et les chronologies climatiques généralement admises tant pour le monde méditerranéen que pour l’Europe occidentale (Barber et al., 2004 ; Berger & Bravard, 2012 ; Cubizolle et al., 2012 ; Magny, 2004). Ainsi, les accumulations de tourbe se mettent en place indifféremment au cours de périodes réputées chaudes et sèches – période Gallo-romaine, par exemple – ou fraîches et humides – péjoration des III^e et IV^e siècle av. J.‑C. ou encore VII^e/VIII^e siècle apr. J.‑C. et Petit Âge de Glace. En conséquence, la mise en place des histosols ne peut qu’être attribuée à des changements hydro-géomorphologiques induits par les activités humaines mises en évidence par les analyses paléoécologiques. Ailleurs en Europe, cette origine anthropique des histosols de l’Holocène récent a été étudiée au Royaume-Uni et en Irlande grâce à de nombreux travaux de géoarchéologie et de paléoécologie. Entre les années 1950 et 1990, ces derniers ont montré que la combinaison entre défrichements, feux, pâturage et/ou drainage pouvait déclencher, en un site donné, le basculement des bilans hydriques de négatifs à nuls voire positifs et permettre ainsi d’enclencher la turfigenèse (Caseldine & Hatton, 1993 ; Cubizolle et al., 2012).

31Mais, comment expliquer cette irruption des sociétés agro-pastorales dans l’histoire environnementales des Barges ? Dans l’état actuel des recherches historiques et archéologiques notre connaissance de l’histoire des sociétés dans les moyennes montagnes du Massif Central oriental est malheureusement très limitée. C’est particulièrement vrai pour le Haut-Moyen Âge si bien qu’aucune synthèse n’est disponible pour le nord du département de la Loire et le massif des Bois Noirs où se situe le bassin des Barges. A l’échelle régionale, le Haut Moyen Âge est un peu mieux connu mais ce sont surtout les secteurs de plaine qui sont les mieux documentés. Dans le Livradois-Forez, en Auvergne, une synthèse récente des connaissances a mis en évidence une emprise humaine notable. Celle-ci est cependant difficile à cerner, spécialement pour la montagne, la faute à un corpus de données modeste et à l’absence de fouilles (Fassion, 2013). Plus à l’ouest encore, en Basse Auvergne, les travaux classiques de G. Fournier (1962, 1983) et de Poitrineau (1979) permettent d’avoir une idée plus précise de l’évolution des campagnes de la fin de l’Antiquité au XII^e siècle. Le modèle de genèse des paysages n’est pas sans rappeler celui du Languedoc décrit par A. Durand dans sa thèse (1998). Il peut se résumer ainsi :

• Les VIII^e et IX^e siècles, portés par les croissances démographique et économique mais également par des progrès techniques, voient se constituer des proto-villages tandis que certaines parties de l’ager et du saltus antique sont réinvestis par la culture et le pâturage.

• Les X^e et XI^e siècles sont décisifs dans la genèse des paysages : révolution castrale, concentration de l’habitat autour du castrum, progression des espaces intégrés à l’agrosystème, disparition des espaces non exploités. Ainsi prend fin à cette époque le processus d’anthropisation engagé au Néolithique.

32Ce schéma semble transposable dans ses grandes lignes à notre secteur d’étude. Dans ce cas, il pourrait expliquer les changements environnementaux détectés à partir de la mi‑VII^e siècle par l’ensemble de nos données. Deux problèmes subsistent néanmoins :

• La fin de l’Antiquité et le début du Haut-Moyen Âge sont vraiment très mal connus.

• Pourquoi aucun indice d’anthropisation n’est-il enregistré dans la tourbière à Menyanthes trifoliata alors que l’accumulation de tourbe débute dès 1 599-1 322 av. J.‑C. et que l’altitude, entre 700 et 750 m, permet le développement agricole ? Les premiers changements hydro-pédologiques enregistrés étant survenus dès le premier âge du Fer, cela laisse penser que le système agro-pastoral s’est mis en place avant que les premiers IPA n’apparaissent dans le diagramme pollinique des Barges au VII^e siècle. Il s’agit également d’un problème récurrent en Auvergne et dans le Forez avec une absence fréquente d’IPA pour l’époque Gallo-romaine dont on sait pourtant par l’archéologie qu’elle fut une période d’intense activité agricole. Aux Barges, il est très vraisemblable que ces fonds de vallées relativement encaissés aient été longtemps voués au pâturage extensif, les champs étant localisés trop loin des tourbières pour que le signal pollinique ait été enregistré.

33D’une façon plus générale, ce développement de l’emprise agro-pastorale au Haut Moyen Âge dans les Bois Noirs et, plus généralement, dans le Massif Central oriental granito-gneissique puis son accentuation au Plein Moyen Âge, rejoint l’évolution observée dans de nombreuses régions montagneuses de France. Certes les modalités de cette dynamique et son intensité montrent des différences régionales voire locales. Il n’en demeure pas moins qu’en de très nombreuses régions montagneuses françaises, l’intervalle VI^e-XI^e siècle apparaît comme une période clef dans la mise en place des paysages jusqu’aux profonds bouleversements socio-économiques du XIX^e siècle. Il en est ainsi dans le Morvan (Jouffroy-Bapicot, 2010 ; Jouffroy-Bapicot et al., 2013) sur le plateau de Millevaches dans le Limousin (Miras, 2004), dans les Cévennes (Pulido Avila, 2006), dans les Pyrénées (Galop, 1998), en Aubrac et dans le Lévezou (Faure, 2012), en haute Ardèche (Dendievel et al., 2015) et enfin, beaucoup plus au nord, dans le nord-mayennais, sur les marges orientales du Massif Armoricain (Barbier, 1999). Seul le Petit Âge de Glace (PAG), assez bien identifié régionalement grâce à l’étude des dynamiques fluviales (Cubizolle, 1997), semble perturber momentanément au XVII^e et XVIII^e siècle cette histoire : certains arbres – Pinus, Betula et Quercus – reprennent alors du terrain au détriment des IPA. En revanche, même si une plus grande dynamique de l’accumulation de tourbe semble survenir sur certains sites des Monts du Forez (Cubizolle et al., 2012), aucune nouvelle tourbière ne se met en place. Il reste enfin à expliquer l’arrêt de la turfigenèse sur certaines tourbières qui présentent actuellement des Histosols Mésiques recouverts ou des Histosols Mésiques assainis. Ce processus est, de notre point de vue, très récent et postérieur au PAG. Il semble lié à la pression agro-pastorale maximale des XVIII^e et XIX^e siècles caractéristiques de ces régions rurales du Massif Central (Cubizolle, 1997). L’horizon de tourbe plus ou moins minéralisée voire franchement humifère qui surmonte les horizons histiques sous-jacents correspond à un Kultureller Trockenhorizont (KTH) reconnu, un peu partout dans de très nombreuses tourbières d’Europe Occidentale, comme le résultat des impacts combinés du piétinement, du feu et du drainage (Sjögren. et al., 2007).

34A propos des autres enseignements tirés de cette étude, il est intéressant de confronter la date du début de la phase d’expansion de Fagus aux Barges avec les nombreuses autres dates collectées dans le Massif Central oriental pour le même évènement. Elles montrent que l’expansion de la hêtraie se fait entre 5 800 et 5 200 cal. BP (âges médians) soit entre la fin de l’Atlantique récent et le début du Subboréal, soit encore, du point de vue de la chronologie culturelle, à la charnière Néolithique moyen/Néolithique final (Cubizolle et al., 2014). Seul le site de la Prenarde donne une date plus récente qui est de toute évidence trop jeune, la cause en étant la difficulté à obtenir un modèle âge/profondeur fiable pour la partie inférieure de cette carotte (Cubizolle et al., 2013). D’ailleurs, sur une autre séquence du même site, la courbe de Fagus est déjà bien en place à 5 200 cal. BP. La date obtenue aux Barges s’inscrit quant à elle parfaitement dans le schéma régional de mise en place de la hêtraie avec un âge médian de 5 250 cal. BP, identique par ailleurs à celui fourni par l’analyse de la tourbière de l’Etui dans ce même massif des Bois Noirs (fig. 10). Ce schéma est conforme à celui proposé récemment par E. Faure (2012) pour l’Aubrac et plus généralement par ceux publiés il ya 25 à 30 ans par Juvigné et al. (1988) et Reille et al. (1992) pour le Massif Central. En revanche l’expansion de la hêtraie se place autour de 4 600 cal. BP dans le Morvan (Jouffroy-Bapicot, 2010) et autour de 3 600 cal. BP dans le Limousin (Miras, 2004). En ce qui concerne la ou les causes de cette évolution dans le massif des Bois Noirs, tout indique une origine climatique en lien vraisemblablement avec la péjoration froide et humide du Néoglaciaire mise en évidence dans l’est de la France (Magny, 2004 ; Magny et al., 2012) et en Europe du Nord-Ouest (Seppä et al., 2009). La faiblesse de l’anthropisation à l’Etui et son absence aux Barges permettent d’exclure un rôle significatif des sociétés pour cet évènement précis.

6 - Conclusion

35L’étude paléoécologique de la séquence des Barges renforce notre perception du Haut Moyen Âge comme celle d’une période charnière dans la genèse des paysages du Massif Central en général et de sa partie orientale en particulier. Quant à l’originalité du site des Barges elle réside dans la soudaineté de l’apparition des Indicateurs Polliniques d’Anthropisation au VII^e siècle ap. J.‑C. L’autre intérêt de l’étude est de montrer l’augmentation concomitante du contrôle anthropique des sols qui se traduit par un changement hydro-pédologique majeur et la mise en place de nombreux histosols dans le fond de la vallée dès La Tène avec toutefois un maximum d’intensité de la turfigenèse au Moyen Âge.

36Cette étude révèle également des modifications significatives dans l’exploitation des milieux aux XVII^e et XVIII^e siècles, le recul des indicateurs de cultures et la progression de certains taxons arboréens révélant un impact très probable de la péjoration climatique du Petit Âge de Glace. Ces conclusions vont dans le sens de celles d’études antérieures malheureusement trop rares pour cette région de France (Cubizolle, 1997).

37Enfin, comme très souvent dans ces régions montagneuses du Massif Central oriental, la faiblesse des corpus de données archéologiques et historiques limite encore considérablement l’interprétation des données paléoécologiques et paléopédologiques. Toutefois, ces corpus devraient être rapidement renforcés grâce au programme de recherche archéologique pluriannuel 2016-2019 lancé par le Service Régional de l’Archéologie en Rhône-Alpes/Auvergne, en partenariat avec l’UMR 5600 CNRS EVS (Université de Lyon). Il vise en effet à expertiser et à caractériser les très nombreuses structures répertoriées sur les hautes terres des Monts du Forez au-dessus de 1 200 m d’altitude.