Les recherches ont été conduites le cadre du programme WRACC-Liger (Watershed Response to Anthropic and Climatic Change in the Ligerian high basin during Late Glacial and Holocene period ; Réponse des bassins versants aux modifications climatiques et anthropiques : signatures environnementales des archives sédimentaires dans les têtes de bassin du réseau hydrographique Loire - Allier depuis le Tardiglaciaire), coordination E. Defive, avec le financement de l’Établissement Public Loire et du FEDER, projet 38207. Une partie des datations a été acquise dans le cadre de l’appel d’offre Artémis-INSHS au Centre de Datation par le RadioCarbone, UMR 5138 « Archéométrie et Archéologie », Lyon (C. Oberlin), et les mesures des teneurs en C14 à l’accélérateur ARTEMIS, UMS 2572, Laboratoire de mesure du carbone 14 (LMC14), Saclay (C. Moreau).

1 – Introduction

1L’analyse des populations d’âges ¹⁴C par densité de probabilité cumulée (ou CPDF : cumulative probability density function) est une méthode statistique d’analyse des fréquences de distribution de valeurs quantitatives descriptives d’un phénomène. Cette méthode s’est fortement développée depuis la fin des années 1990 dans les domaines de la paléohydrologie continentale et de l’archéologie (Macklin & Lewin, 2003 ; Magny, 2004 ; Michczynska & Pazdur, 2004). Les géographes spécialistes des milieux fluviaux l’ont adoptée et généralisée aux bassins-versants européens les mieux documentés dans le domaine de la paléodynamique fluviale (Johnstone et al., 2006 ; Starkel et al., 2006 ; Berger et al., 2008 ; Hoffmann et al., 2008a,b ; Zielhofer & Faust, 2008 ; Macklin et al., 2010 ; Benito et al., 2015 ; Carozza et al., 2015). L’approche par CPDF des phases de paléo-pédogenèse et de turfigenèse des plaines alluviales reste, quant à elle, encore peu documentée au niveau mondial (Berger et al., 2008 ; Hofmann et al., 2008a,b ; Zielhofer et al., 2010 ; Berger, 2015). Une analyse chronostratigraphique des phases de développement des tourbières d’altitude existe parfois à l’échelle régionale (en France : Forez, Velay ; Cubizolle et al., 2007, 2012), mais les processus en jeu (alimentation en eau, anthropisation) sont différents des processus qui gouvernent les alternances entre sédimentation terrigène et accumulation organique dans un environnement fluvial. En outre, ce type d’analyse a encore été peu appliqué aux têtes de bassin des réseaux hydrographiques, qui se localisent fréquemment en région de moyenne montagne. En France, ces domaines ont été quelque peu délaissés par la recherche sur le fonctionnement des hydrosystèmes et il est donc rare d’y disposer d’un ensemble de datations suffisant pour contraindre la réponse des versants et des cours d’eau aux forçages environnementaux. Le Massif central, où les études sur l’histoire environnementale et morpho-paysagère des têtes de réseau hydrographique sont encore peu nombreuses, ne fait pas exception à ce constat (Ballut, 2001 ; Allée, 2003 ; Cubizolle, 2005 ; Gob, 2005 ; Schmitt et al., 2005 ; Ballut & Trément, 2006 ; Jacob et al., 2006 ; Miras et al., 2006, 2014 ; Ballut et al., 2008 ; Gob et al., 2008 ; Larue, 2009 ; Cubizolle et al., 2012, 2016 ; Lespez, 2012 ; L’Heritier, 2012 ; Jacob & Astrade, 2014 ; Delile et al., 2016).

2Nous présentons ici les résultats de l’application de la méthode CPDF aux observations litho-stratigraphiques effectuées dans le bassin supérieur de la Loire où se développent depuis peu des études paléoenvironnementales et géoarchéologiques visant à reconstituer l’histoire des flux hydro-sédimentaires dans les cours d’eau élémentaires des têtes de réseau et à mesurer l’impact environnemental du climat et des sociétés à l’échelle de l’Holocène au moins (programmes WRACC-Liger et AGES).

2 – Terrain d’étude et méthodologie

2.1 – Le bassin supérieur de la Loire

3Le bassin supérieur de la Loire se développe sur les hautes terres cristallines volcanisées de la bordure sud-orientale du Massif central (Velay – Vivarais) distribuées entre 700 et 1 500 m et culminant au mont Mézenc à 1 754 m), au carrefour d’influences climatiques atlantiques, montagnardes (vent, neige, gel) et méditerranéennes (averses cévenoles) (Valadas, 1984 ; Mergoil & Boivin, 1993 ; Defive, 1996 ; Defive et al., 2011 ; Defive & Poiraud, 2013) (fig. 1). Il est constitué d’un dense réseau de vallons élémentaires et de petites vallées (écoulements d’ordre Strahler 3 à 4 et inférieur ; Strahler, 1957) dont les dépôts colluviaux et alluviaux révèlent, à l’échelle de l’Holocène au moins, une histoire des flux hydro-sédimentaires riche en événements de fréquence et d’intensité variable. La stratigraphie des petites plaines alluviales reflète une succession d’épisodes de stabilité et d’instabilité relative dans les bassins versants, qui correspondent en première hypothèse à des alternances de périodes de stockage et de déstockage dans la cascade sédimentaire. Dans cette région de hautes terres comme ailleurs, les fluctuations environnementales enregistrées par les stratigraphies étudiées reflètent néanmoins une réponse parfois équivoque du système aux variations du climat et aux modalités de l’occupation humaine (Defive, 2010, 2013 ; Defive et al., 2011, 2015).

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2.2 - Une recherche pluridisciplinaire et multi-proxy

2.2.1 - Une étude multi-proxy des remblaiements de fond de vallon

5La recherche s’est concentrée sur l’étude des remblaiements de fond de vallon observés dans les coupes naturelles de berge et dans plusieurs tranchées ouvertes en travers des vallons. Sur le terrain, l’étude litho-stratigraphique des dépôts a été complétée par un relevé topographique précis (DGPS et station totale) et par la réalisation de profils géo-électriques visant à détecter le contact socle / dépôts et à évaluer l’épaisseur des remplissages. L’échantillonnage a concerné l’ensemble du haut bassin de la Loire et plusieurs coupes ont été privilégiées pour une étude à haute résolution (bassin versant de Champetienne, vallées du Gage et de l’Orcival) (figs. 1 et 2). Les échantillons ont donné lieu à une analyse multi-proxy destinée à déterminer les caractéristiques dynamiques et environnementales de mise en place des dépôts : sédimentologie, susceptibilité magnétique, géochimie (XRF, core-scanner), palynologie, carpologie, macro-restes, diatomées. Enfin, des études d’archives et des investigations de terrain ont permis de recenser et de cartographier les traces d’occupation humaine, de mise en valeur et d’aménagement (bâti, murets, ouvrages liés à la gestion de l’eau etc.) susceptibles, au même titre que le mode d’occupation du sol et les pratiques culturales, d’avoir eu un impact sur les flux hydro-sédimentaires. La présente étude se focalise sur l’âge des séquences organo-détritiques observées, et sur leur signification en termes de forçages paléoclimatiques et de changements d’utilisation du sol.

2.2.2 – Datation par ¹⁴C des séquences litho-stratigraphiques et analyse CPDF des données obtenues

6Au total, 107 datations ont été effectuées sur 24 sites (tab. 1), principalement par la méthode du radiocarbone (essentiellement par SMA), pour établir la trame chronologique indispensable aux corrélations entre séquences, à la quantification des flux et à la réflexion sur les facteurs de contrôle des évolutions. L’essentiel des datations a été effectué sur charbons, une petite partie sur des bois non carbonisés, de la tourbe ou du sédiment organique.

7L’analyse CPDF repose sur un échantillonnage -considéré comme aléatoire- de dates cumulées au sein des formations pédo-sédimentaires d’un bassin-versant. Les bases de données utilisées sont souvent peu critiquées en amont des analyses, mais certaines limites à l’application de cette méthode ont malgré tout été discutées (Shennan & Edinborough, 2007 ; Williams, 2012), comme par exemple la taille critique de l’échantillon de dates ¹⁴C utilisé. Sur un unique site d’étude stratifié, la base de données n’est le plus souvent pas représentative d’un point de vue statistique et des études ont démontré qu’une base de données radiocarbone doit comporter au minimum 20 individus pour présenter un diagramme de probabilités fiable (Williams, 2012) ; dans le cas contraire, les creux ou hiatus chronologiques sont sujets à caution. D’autres auteurs affirment que 50 à 100 dates sont le minimum nécessaire à la constitution d’une base de données solide (Michczynska et al., 2007). Les limites énumérées au niveau du site peuvent être contournées et corrigées à l'échelle régionale par un échantillonnage aléatoire lorsqu’un large assemblage de sites datés par le radiocarbone est disponible (Berger, 2015). La moyenne de la déviation standard de la date radiocarbone brute apparaît comme l'élément déterminant la qualité de l'échantillon analysé. Les écarts-types trop larges doivent donc être éliminés de l’analyse. Les dates présentant un écart-type supérieur à 150-200 ans BP sont considérées comme non représentatives, surtout lorsque l’on souhaite, comme c’est le cas ici, mettre en évidence des variations environnementales de l’ordre de quelques décennies ou du siècle. Les âges obtenus au cours de la dernière décennie, issus de l’amélioration des méthodes de datation radiocarbone (par accélérateur, notamment) et des méthodes de calibration, permettent de réduire le nombre d’échantillons des séries radio-chronologiques analysables. La plupart des dates présentent aujourd’hui un écart-type standard de 30 à 40 années BP.

8Les effets de calibration sont également importants. Ils sont associés aux variations atmosphériques du taux de radiocarbone et à l’activité du soleil ; ils sont donc intrinsèques à la méthode. Les effets des plateaux radiocarbone peuvent ainsi élargir un événement radiocarbone en une longue période chronologique, ou le réduire dans les cas où un raidissement de la courbe de calibration est observé, plusieurs dates étant alors assimilées à un simple pic temporellement très court (Berger, 2015). Si aucune méthode statistique ne semble capable de corriger ce biais de la méthode, l’ajout de diagrammes en bâtons indiquant le nombre de dates responsables de chaque pic permet cependant de relativiser leur importance les uns par rapport aux autres (Williams, 2012).

9Enfin, d’autres limites à cette généralisation de l’utilisation de l’analyse CPDF sont moins en rapport avec la structure des bases de données ou avec la production du radiocarbone qu’avec le contexte et le type de matériaux utilisés (Berger et al., 2008 ; Berger, 2015).

10Une analyse statistique exploitant le panel des résultats géochronologiques et litho-stratigraphiques obtenus dans l’ensemble du bassin supérieur de la Loire a donc été conduite afin de caractériser à l’échelle micro-régionale les principales phases de l’évolution hydro-sédimentaire.

11Tous les résultats radiocarbone ont été calibrés en âges BP avec le logiciel Calib 7.01 pour standardiser les résultats. Nous avons choisi de travailler sur la base de la fourchette de calibration à 1  (68,2 %), notamment pour affiner le phasage des fluctuations dans les périodes les plus documentées du dernier millénaire. Une macro d’Excel a été utilisée pour construire la courbe de probabilité cumulée sur laquelle l’axe des abscisses représente l’âge radiocarbone calibré et l’axe des ordonnées la probabilité de l’événement par an (Manen & Sabatier, 2003). Le logiciel utilisé permet de cumuler des dates radiocarbone calibrées avec des événements dont la chronologie est estimée entre les centres des écarts-types de deux dates radiocarbone, ou même à l’aide d’une chronologie culturelle. Il pondère chaque date en fonction de la durée de sa fourchette de calibration et/ou de son attribution chrono-culturelle (la surface du rectangle représentant la date, restant identique). Cela accroît ainsi le poids des datations les plus précises et dilue celui des moins précises (Evin et al., 1995). Les principaux pics de la courbe discutés dans cet article sont supérieurs à 3. Les pics secondaires compris entre 1 et 2 et les pics mineurs inférieurs à 1 ne sont pas discutés car créés par moins de 3 dates. Chaque unité représentée sur l’axe des ordonnées (fig. 3, de 0 à 12) correspond donc théoriquement à un cumul de 4 à 8 dates, marqué par le regroupement des bâtonnets matérialisant le centre de chaque date calibrée.

12Les quelques plateaux radiocarbone qui jalonnent le dernier millénaire, notamment lors des variations de l’activité du soleil synchrones du Petit Âge de Glace (PAG), n’ont semble-t-il pas trop perturbé le résultat de l’analyse CPDF car les écarts-type du corpus de résultats SMA utilisés demeurent très resserrés. Pour les dates radiocarbone brutes inférieures à 250 BP, nous avons fait le choix de ne pas utiliser le dernier pic de probabilité de la calibration, qui correspond la plupart du temps aux premières décennies du xx^e siècle jusqu’à 1950, car les contextes chrono-stratigraphiques étudiés permettent de le rejeter (il s’agit de la datation de dépôts tous antérieurs à leur incision par le système fluvial, qui s’est amorcée à la fin du xix^e siècle).

3 – Résultats

13Nous présentons ici les résultats de l’application de la méthode CDPF aux séquences litho-stratigraphiques caractérisées pour les trois derniers millénaires (fig. 3). Seule cette période, et surtout les deux derniers millénaires, bénéficie en effet d’un cortège suffisant de datations réparties entre différents sites pour permettre une analyse statistiquement robuste d’où ressort un phasage de l’évolution à valeur micro-régionale. Les douze phases déduites de cette analyse sont caractérisées sous l’angle des dynamiques hydro-pédo-sédimentaires.

3.1 - Phase 1 : 1^er millénaire av. J.-C.

14Cette période est marquée majoritairement par des phases d’hydrologie active, notamment au cours du iv^e siècle av. J.-C. (Tène ancienne ?). Elle est cependant encore trop peu documentée pour en préciser les caractères.

3.2 - Phase 2 : de 100 av. J.-C. à 250 ap. J.-C.

15Des écoulements concentrés de haute énergie, culminant autour de 0 av./ap. J.-C., affectent les axes fluviaux et les versants. La connectivité amont-aval semble maximale, alors que les conditions de drainage se dégradent en fond de vallon (indices d’hydromorphie).

3.3 - Phase 3 : de 250 à 550 ap. J.-C.

16Suite à la crise érosive de la phase précédente, les dynamiques hydro-sédimentaires s’atténuent. Elles sont à l’origine de dépôts réguliers de crues d’énergie modérée. Des phases d’aggradation sablo-limoneuse rapide (sols cumuliques), chargées en débris ligneux et en macro-restes végétaux dans l’axe des chenaux alluviaux, témoignent d’un probable décapage des litières pédologiques en amont. La première partie de cette phase (fin iii^e-iv^e siècle) est moins détritique et de plus faible énergie, associée à des pédogenèses dans un contexte assez hydromorphe. Après cette période d’accalmie relative et à partir de la deuxième moitié du iv^e siècle, le détritisme et l’énergie des écoulements s’accroissent de nouveau.

3.4 - Phase 4 : de 550 à 770 ap. J.-C.

17Il s’agit d’une phase de stabilisation maximale sur les versants et dans les plaines alluviales avec colmatage des lits fluviaux et des dépressions par des formations organogènes authigènes (pédogenèse, turfigenèse). Quelques épisodes plus minérogènes (sables et limons) illustrent de courtes périodes d’instabilité fluviale. Le transit sédimentaire depuis l’amont est nettement réduit par rapport aux premiers siècles de ce millénaire (Haut-Empire romain) et les conditions de drainage se dégradent (surtout dans la deuxième partie de cette période).

3.5 - Phase 5 : de 770 à 870 ap. J.-C.

18Cette phase séculaire de dérèglement hydro-sédimentaire est identifiée simultanément dans plusieurs bassins versants. L’augmentation forte du détritisme s’accompagne malgré tout d’une poursuite des processus de turfigenèse. Les signatures torrentielles sont absentes et les aggradations sont nourries par des flux de matériaux fins chargés en matière organique et en débris de litières, à l’origine de sols cumuliques dans un contexte très hydromorphe.

3.6 - Phase 6 : de 870 à 1300 ap. J.-C.

19Cette période se caractérise par une très forte réduction des flux hydro-sédimentaires à l’échelle du haut bassin ligérien. Les processus de pédogenèse y prédominent (paléosols alluviaux ou formations tourbeuses). Les lits enregistrent une sédimentation de faible énergie associée à des dépôts fins souvent chargés en matière organique. Il est difficile de parler d’encaissement synchrone des lits, car les données stratigraphiques sont rares, mais l’hypothèse est plausible, notamment à partir des données recueillies dans le vallon de Champetienne (Defive et al., 2015) (figs. 1 & 2). Dans cette tendance à la stabilisation des lits fluviaux, deux courts épisodes d’aggradation sédimentaire surviennent, vers 975-1020 ap. J.-C. environ (épisode clairement associé alors à une baisse des indices pédogénétiques) et vers 1180-1250 ap. J.-C.

3.7 - Phase 7 : de 1300 à 1425 ap. J.-C.

20Cette période est marquée par un retour des processus d’aggradation dans les plaines alluviales avec, ponctuellement, des épisodes de plus haute énergie (dépôts plus torrentiels). Ce basculement, opéré durant le xiv^e siècle à l’échelle du haut bassin ligérien, est également marqué par une forte augmentation des flux de matières en suspension (MES), suggérant une importante phase d’érosion des sols.

3.8 - Phase 8 : de 1425 à 1580 ap. J.-C.

21Un nouveau basculement de la tendance morphogénique, brutal et homogène, survient à la fin du premier quart du xv^e siècle. La stabilisation des cours d’eau est suggérée par une diminution rapide des épisodes de crue et d’aggradation dans l’axe des chenaux et par l’accumulation de tourbe dans les points bas, alors que les processus pédogéniques s’impriment sur les alluvions antérieures dans les autres secteurs des petites plaines alluviales des têtes de bassin. Cette période de stabilité se termine dans les dernières décennies du xvi^e siècle par un retour progressif à des épisodes hydro-sédimentaires plus énergiques.

3.9 - Phase 9 : de 1580 à 1700 ap. J.-C.

22Cette phase est marquée par un retour des indices d’écoulements de très haute énergie dans les lits fluviaux (formations torrentielles). Les signatures pédogéniques marquent alors un creux prononcé sur la courbe CPDF, révélant la forte instabilité des lits fluviaux et la fréquence des apports sédimentaires grossiers ou sableux laminés.

3.10 - Phase 10 : de 1700 à 1800 ap. J.-C.

23Il s’agit d’un épisode séculaire de forte remontée des indices de pédo- et turfigenèse, avec diminution corrélative des épisodes de forte activité hydro-sédimentaire (moindre torrentialité). Les faciès plus fins (MES) sont alors assez bien représentés et témoignent de dépôts de crue plus fins et irréguliers associés à la turfigenèse dans les points bas et les parties distales des plaines alluviales. Le xviii^e siècle semble témoigner ainsi à l’échelle de la région d’étude d’une diminution de l’activité hydrologique et de l’érosion des sols.

3.11 - Phase 11 : de 1800 à 1900 ap. J.-C.

24Le retour et la prédominance des faciès grossiers, associés à des dynamiques torrentielles, s’opère à la transition xviii^e - xix^e siècle et durant tout le xix^e siècle. Les indicateurs de turfi- et pédogenèse disparaissent alors complètement, comme les dépôts d’aggradation fins. Ces formations gravelo-caillouteuses grossières coiffent une majorité des formations holocènes récentes, préalablement à l’incision subactuelle/actuelle. Elles témoignent d’une gradation positive d’énergie au cours de la première moitié de la période contemporaine, lors d’un maximum démographique et d’altération du couvert végétal en moyenne montagne. Les connectivités longitudinale et latérale semblent alors maximales dans les têtes de bassins versants ligériens (dépassant celles du Haut-Empire romain), favorisant les phénomènes de torrentialité et les impacts sur les aménagements humains de fond de vallée.

3.12 - Phase 12 : de 1900 ap. J.-C. à l’actuel

25Cette dernière phase correspond à une absence de dépôts datés sur la courbe de CPDF, corroborée par la tendance à l’incision dans l’ensemble des sous-bassins versants étudiés. La période précise d’inversion de la dynamique fluviale est encore sujette à discussion, mais l’âge de certains arbres des ripisylves perchées entre 1 et 3 m au-dessus des lits fluviaux actuels peut être estimé à plus d’un siècle.

4 -  Discussion

26Le premier millénaire av. J.-C. est encore trop peu documenté dans les archives fluviales du bassin supérieur de la Loire pour être sérieusement commenté. L’activité hydrologique qui s’y manifeste coïncide avec une période de péjoration climatique (Dansgaard et al., 1969 ; Schönwiese, 1995 ; Holzhauser et al., 2005), mais aussi avec une période de défrichements dont l’impact est enregistré dans les tourbières du secteur étudié (Couteaux, 1984).

27Comme dans la haute et moyenne vallée du Rhône (Bravard et al., 1992 ; Allée, 2003 ; Berger, 2015), l’activité hydro-sédimentaire des têtes de bassin de la Loire supérieure apparaît extrême entre 100 av. J.-C. et 250 ap. J.-C. Elle est alors associée dans ces micro-régions à une dynamique torrentielle généralisée, que confirment les sources historiques (Defive et al., 2015, annexe 15 p. 54). Notre lecture n’est pas encore suffisamment fine dans le haut bassin ligérien pour comprendre comment s’établit le lien entre cette histoire et le contexte climatique connu par ailleurs (250 av. J.-C. - 400 ap. J.-C. : RWP – Roman Warm Period – ou Optimum Climatique Romain, marquant essentiellement le Haut-Empire). Dans les Alpes du Nord (Arnaud et al., 2012), comme dans le bassin rhodanien moyen (Berger & Bravard, 2012 ; Notebaert & Berger, 2014), l’hypothèse d’un forçage anthropogénique majeur et sans équivalent holocène, des plaines aux massifs montagnards, a été discutée sur la base d’études systémiques, géochimiques à haute résolution et semi-quantitatives (budgets sédimentaires). Dans le haut bassin ligérien, les données historiques et archéologiques disponibles (Dendievel, 2012) ainsi que la palynologie (Couteaux, 1984 ; De Beaulieu et al., 1984) témoignent d’une intensification de la présence humaine et avec elle d’un impact croissant sur l’environnement végétal (importants défrichements liés à l’intensification du pastoralisme, extension de la culture des céréales jusque sur les plus hautes terres) et sur les dynamiques érosives (Rhoujjati, 1995 ; Defive et al., 2015). Certains sites témoignent d’une présence humaine en altitude plus ancienne encore, perceptible dans les diagrammes dès le iv^e siècle av. J.-C. avec des indices de défrichements (par exemple à La Narce sur la commune du Béage, Dendievel et al., 2014, 2015, 2016 ; fig. 1).

28La période de débits renforcés identifiée à la charnière Antiquité - Moyen Âge entre le iv^e et le milieu du vi^e siècle ap. J.-C. coïncide approximativement avec celle qui a été identifiée dans le bassin moyen du Rhône (Notebaert et al., 2014 ; Notebaert & Berger, 2014 ; Salvador & Berger, 2014 ; Berger, 2015), dans le Limousin (Allée, 2003) et dans la région lyonnaise (Bravard et al., 1997). Elle apparaît cependant légèrement décalée, car elle s’amorce un peu plus tôt dès le iv^e siècle et s’achève un peu plus tôt dans le vi^e siècle (début du vii^e siècle dans l’aire rhodanienne). Les données issues de l’étude de séquences tourbeuses du plateau du Béage (dépression de La Narce et tourbière de pente de Pialeloup), à l’extrémité sud du massif du Mézenc dans le haut bassin de la Loire (fig. 1) corroborent cette phase d’instabilité et suggèrent le rôle que l’homme a pu jouer dans l’accroissement de l’érosion. Sur ces sites, les indices paléoécologiques (macro-restes et palynologie) signalent une érosion accrue sur les versants, la présence d’épisodes de feu soutenus (défrichements) ainsi qu’une mise en culture de la zone depuis l’Antiquité jusqu’au vi^e siècle ap. J.-C. (Dendievel et al., 2014, 2016). Cette période d’augmentation de l’activité hydro-sédimentaire a aussi été mise en évidence dans de petits bassins versants plus en aval du bassin amont de la Loire (Limagne d’Allier : Ballut & Trément, 2006).

29Le haut Moyen Âge est marqué par l’instabilité du fonctionnement des hydrosystèmes élémentaires du haut bassin ligérien, alternant périodes d’exacerbation de l’érosion et périodes d’accalmie. La phase 4 (550-770 ap. J.-C.) de l’analyse CPDF correspond ainsi à une période de stabilisation prononcée des milieux. Cette tendance semble enregistrée également, mais plus précocement (juste avant 428-660 ap. J.-C. ; 1470 ± 60 BP), sur le plateau du Devès immédiatement à l’ouest de la zone étudiée (De Beaulieu et al., 1984) où est enregistrée une phase de recul assez net de la pression anthropique et de fermeture du milieu (très fort développement des taxons pionniers héliophiles comme le Pin, déterminant un faciès de reconquête de terres abandonnées ou moins intensément exploitées). La question se pose du rôle des facteurs historiques dans le contrôle de cette phase d’accalmie, au cours d’une période où sont identifiés dans les moyennes montagnes auvergnates quelques foyers d’occupation humaine dans une phase de baisse démographique régionale (Trément et al., 2014) qui ne semble pas avérée dans le cas du haut bassin ligérien (Dendievel, 2012).

30Au contraire de la phase 4, la phase 5 (770-870 ap. J.-C.) est marquée par un dérèglement à l’origine de pulsations détritiques tandis que se poursuit la constitution d’accumulations organiques. La relation entre ce regain séculaire de la torrentialité en contexte de moyenne montagne (fig. 3 : phase 5) et une courte phase bien marquée de progradation des glaciers alpins (Ivy-Ochs et al., 2009 ; Le Roy et al., 2015) reste en discussion, une période de rafraîchissement ayant pu abaisser la limite supérieure des forêts. Un pic d’activité hydro-sédimentaire est également observé autour du lac d’Anterne dans les Alpes du Nord à plus de 2 000 m d’altitude (Giguet-Covex et al., 2011). Ces tendances s’expriment alors que les sources historiques et archéologiques montrent la multiplication des sites d’occupation à l’échelle du haut bassin ligérien, le haut Moyen Âge ne connaissant pas ici de chute démographique (Dendievel, 2012).

31La phase 6 de l’analyse CPDF correspond au POM (Petit Optimum Médiéval), les phases 7 à 11 au PAG (Petit Âge de Glace), avec deux périodes de diminution de l’activité hydro-sédimentaire (phases 8 et 10) (fig. 3). Le POM se caractérise sur la plupart des courbes CPDF publiées à l’échelle de l’Europe moyenne par un creux marqué de l’activité hydro-sédimentaire centré sur le x^e siècle, de durée plus ou moins longue. Il est court en Angleterre (Büntgen et al., 2011 ; Macklin et al., 2010) et dans le bassin de la Loire (2 à 3 siècles ; Castanet, 2008). Il est plus long et plus marqué dans les hauts et moyens bassins du Rhône et dans le bassin de la Vistule (du viii^e au xii^e siècle) et caractérisé par un fort développement pédologique dans les plaines alluviales rhodaniennes (Berger, 2006, 2015). La tendance observée dans le haut bassin ligérien se rapproche fortement de celle du bassin rhodanien. Malgré la rareté encore prononcée des données archéologiques disponibles dans ce secteur, la question se pose du rôle de l’anthropisation dans la stabilisation des milieux durant cette période. Les recherches engagées sur le bassin versant de Champetienne (Fournier, 2014) et sur le vallon de Mazan (Lugan, 2014) démontrent une densité certaine des occupations humaines et des équipements agro-pastoraux et hydrauliques des versants et des fonds de vallée. En croisant les sources planimétriques anciennes (carte de Cassini, cadastre dit napoléonien), les indices toponymiques, l’analyse du parcellaire, les formes du paysage et quelques prospections de terrain, il est possible de mettre en évidence d’anciens systèmes mixtes alliant drainage, irrigation et exploitation de la force hydraulique, ainsi que des aménagements liés au pacage des troupeaux (enclos, délimitations parcellaires) et à la culture (terrasses fossiles). À Mazan (fig. 1), les structures mises en évidence peuvent être corrélées à l’occupation monastique qui intervient dès le xii^e siècle et perdure jusqu’à la Révolution française (Lugan, 2014 ; Bouvard, 2016). Le même constat a été établi à la Chartreuse de Bonnefoy près du Béage (fig. 1), où de nombreuses structures bâties, notamment hydrauliques (moulins, viviers, barrages, digues) subsistent encore à l’état de ruines ou de paléoreliefs. Le contrôle de l’eau dans les bassins versants apparaît ainsi essentiel, son impact sur le transit des flux-hydrosédimentaires restant à préciser.

32La courbe CPDF construite pour le haut bassin ligérien apporte une nouvelle contribution démontrant que le PAG représente un épisode climatique polyphasé, dont les manifestations hydro-géomorphologiques ont été fortement influencées par les forçages climatiques (paramètres pluviométriques et thermiques) et anthropiques (types de mises en valeur, impacts sur la végétation et les sols favorisant les connectivités à l’échelle des bassins versants, cycles d’emprise/déprise). Cette période est bien documentée dans la littérature par les recherches hydro-géomorphologiques car son occurrence comparativement récente a favorisé la surreprésentation de ses archives par rapport aux analogues plus anciens de dégradation hydro-climatique, notamment dans les fonds de vallées fluviales qui ont subi d’importantes modifications de leur lit au cours de derniers siècles très torrentiels (Bravard, 2010). Les archives du haut bassin ligérien confirment le très bon état de l’enregistrement hydro-géomorphologique pour les derniers siècles.

33Il est classiquement admis que le PAG correspond à la période pendant laquelle les glaciers avancent de façon globale, au début du xiv^e siècle (Grove, 2001). Mais si on le fait débuter au moment où l’instabilité climatique commence, il débute à la fin du xiii^e siècle (même vers 1280 pour Grove, 2001 ou Holzhauser, 1997 ; 1315 pour Le Roy Ladurie, 2004 et 1303 pour Le Roy Ladurie et al., 2011). Cette première avancée glaciaire importante culmine dans les Alpes vers 1350 ap. J.-C. (Zumbühl et Holzhauser, 1988 ; Holzhauser et al., 2005). En termes de bilan hydrique, le PAG marque dans le bassin supérieur de la Loire un accroissement sensible des apports hydriques, qui correspond aussi à une transgression lacustre marquée dans les Alpes du Nord et le Jura (Chapron et al., 2002 ; Magny, 2004 ; Debret et al., 2010 ; Magny et al., 2010).

34La première manifestation du PAG (PAG 1) est ainsi bien représentée dans les archives du haut bassin ligérien (fig. 3 : phase 7 de l’analyse CPDF), l’épisode de réchauffement et d’assèchement intra-PAG à travers la phase 8 et le second PAG (ou pléni-PAG) par les phases 9 à 11. La stabilité hydro-sédimentaire identifiée entre le milieu du xv^e siècle et la fin du xvi^e siècle dans le bassin ligérien (phase 7) correspond à une phase séculaire d’incision des lits fluviaux dans le Rhône moyen (Berger, 2015), mais aussi à une baisse des apports de crue du Rhône dans le lac du Bourget (Arnaud et al., 2008), de l’activité hydro-sédimentaire dans les principales rivières du sud de l’Angleterre (Macklin et al., 2010), et au développement d’une activité pédogénétique centrée sur 1500 ap. J.-C. dans les haut et moyen bassins du Rhône (Berger, 2015) ainsi qu’à l’échelle de l’Allemagne (Hoffmann et al., 2008a,b).

35La partition du PAG a été récemment discutée (Berger, 2015), dans la lignée des travaux menés sur les archives lacustres nord-alpines (le Bourget) et jurassiennes (lac de Saint-Point) (Magny et al., 2010). Au lac de Saint-Point, les bas niveaux lacustres à tourbe datés coïncident avec des phases de forte activité solaire (au xii^e siècle, vers 1630, 1760 et depuis la fin du xix^e siècle), tandis que les phases de haut niveau lacustre en anti-corrélation sont synchrones des phases de faible activité solaire (Magny et al., 2010). La mise en parallèle des données acquises sur trois marqueurs différents dans des environnements variés (fluctuations du glacier d’Aletsch, fluctuations lacustres à Saint-Point, flux détritiques du paléo-Rhône au Bourget) démontre à l’échelle des Alpes occidentales et du Jura un forçage climatique identique au cours du PAG, sous contrôle apparemment solaire (Magny et al., 2010).

36Une divergence ressort du cadre climatique présenté par Magny et al. (2010), qui n’a pas été discutée par les auteurs : un retrait glaciaire important intra-PAG, entre 1430 et 1580, n’apparaît pas en phase avec les indicateurs lacustres et détritiques discutés. Il correspond, par contre, aux variations enregistrées dans le domaine fluvial du Rhône moyen (Berger, 2015), de la Durance (Miramont & Guilbert, 1997), dans les hydrosystèmes de Russie occidentale (Berger, 2015) et dans les têtes de bassin ligériennes (ce travail). E. Le Roy Ladurie (2004) évoque un « beau xvi^e siècle » à l’échelle de l’Europe occidentale entre 1500 et 1560. Büntgen et al. (2011) révèlent, sur la base d’une imposante synthèse dendro-climatologique des Alpes centrales, une période plus sèche et plus chaude entre 1400 et 1575. Nous retrouvons enfin le même schéma tripartite dans la dynamique du glacier d’Aletsch, marquée par une régression glaciaire affirmée entre 1400 et 1600, entre deux périodes de poussée glaciaire (Holzhauser et al., 2005). La tripartition du PAG apparaît ainsi clairement à l’échelle de l’Europe occidentale, en considérant la dynamique des lacs, des glaciers d’altitude, celles du bassin moyen du Rhône (Berger, 2015), du Rhin (Hoffmann et al., 2008a,b), de la Durance (Miramont & Guilbert, 1997) et du haut bassin ligérien (Defive et al., 2015).

37Outre ces corrélations inter-régionales à l’échelle des piémonts alpins et de leurs avant-pays, la présente étude met en évidence un second court épisode de diminution de l’activité hydro-sédimentaire au cours de la période considérée comme la plus active du PAG dans les archives sédimentaires et glaciaires continentales. Cet épisode, marqué par une forte pression des populations montagnardes, survient au cours de la phase 10, c’est-à-dire au xviii^e siècle. Ce siècle enregistre par ailleurs plusieurs courtes phases de retrait glaciaire dans les Alpes occidentales entre 1680 et 1810 au cours d’une période d’avancée glaciaire prolongée (Nussbaumer et al., 2011). La dynamique d’érosion semble également se réduire plus ou moins fortement dans les bassins versants de plusieurs lacs alpins (Blanc, Anterne, Allos) entre 1660/1700 et 1780 (Wilhelm et al., 2012 ; Arnaud et al., 2016). L’ensemble de ces convergences pourrait bien signer une phase de moindre agressivité des conditions climatiques sur les environnements de moyenne et haute montagne de l’Europe occidentale.

38Si des liens évidents apparaissent ainsi à l’échelle du cycle POM-PAG entre fluctuations climatiques et variation des flux hydro-sédimentaires sur les versants et dans l’axe des talwegs du haut bassin ligérien, l’impact environnemental de l’anthropisation reste à mesurer localement. Il est probable que le schéma soit ici conforme à celui qui a par ailleurs été mis en évidence par Allée (2003) en Limousin et au Mont Lozère : le climat détermine un potentiel érosif, tandis que la répartition spatiale des activités humaines détermine les lieux où ce potentiel s’exprimera effectivement, ainsi que le degré d’intensité de la réponse érosive. Pour atteindre ce niveau de résolution dans l’analyse, les recherches demandent à être poursuivies dans le bassin supérieur de la Loire où seules les grandes tendances de l’histoire de l’occupation humaine sont connues et où la spatialisation des données demeure très incomplète. Retenons tout de même que le POM coïncide avec l’implantation sur ces hautes terres, surtout à partir du xii^e siècle, de grands domaines ecclésiastiques et avec eux d’estives de grands troupeaux ovins transhumant entre la vallée du Rhône et les hauts plateaux du Mézenc (voir, entre autres, Régné, 1923 ; Cornu, 1991 ; Brechon, 1998, 2000 ; Blanc, 2000 ; Brechon, 2001 ; Bouvard, 2009, 2011, 2013, 2016). La constitution de noyaux d’habitat permanent (villages, hameaux) dominants en-dessous de 1 200 m d’altitude débute sans doute dès avant le Moyen Âge, et se trouve pratiquement achevée dès le xvi^e siècle. Elle est accompagnée à partir du xiv^e siècle d’un essaimage en fermes isolées autour des hameaux et sur les plus hautes terres, qui va s’intensifier au cours des xvii^e et xviii^e siècle et jusqu’à l’apogée du xix^e siècle (Fel, 1962 ; Molinier, 1985 ; Léogier, 1995, 2005 ; Dendievel, 2012). À l’ouest du massif du Mézenc, le diagramme pollinique de Landos (De Beaulieu et al., 1984) témoigne bien de cette conquête progressive des hautes terres avec, à partir du milieu du xv^e siècle, un signal fort et omniprésent des indicateurs de mise en culture et de pastoralisme. Dans le massif du Mézenc, l’impact environnemental de cette conquête des hautes terres doit être regardé avec prudence dans la mesure où ce massif a connu une spécialisation précoce (amorcée dès la fin du bas Moyen Âge) dans l’élevage bovin pour la production de viande et de bœufs de trait (Brechon, 1998, 2000, 2001). Sur les plus hautes terres au-dessus de 1 200 m, cette orientation concurrence l’élevage ovin transhumant dès le xvii^e siècle puis le supplante par la suite. Ainsi, malgré un recul prononcé des surfaces forestières du fait des défrichements poursuivis au fil des siècles accompagnant le PAG et la présence de parcelles cultivées dans certains bassins versants, (Reumaux, 2002, 2003 ; Simandoux, 2007, 2008 ; Archives départementales de l’Ardèche, 2006), il n’est pas certain que la réponse érosive globale ait été ici aussi forte qu’ailleurs, notamment en raison de l’extension des herbages associés à cet élevage bovin pour la production de foin. D’après ce que nous connaissons de l’histoire du haut bassin de la Loire et du massif du Mézenc, c’est en fait au bas Moyen Âge que les labours semblent s’être le plus étendus en altitude, accroissant l’exposition des terres à l’érosion dans les premiers temps du PAG, comme le montre l’explosion des flux de MES responsables de rapides aggradations de matériaux fins dans les petites plaines alluviales de tête de bassin.

5 - Conclusion

39Les résultats obtenus dans le haut bassin de la Loire et qui documentent l’histoire hydro-sédimentaire des trois derniers millénaires s’appuient sur un nombre de datations suffisamment important (une fois éliminées les dates stratigraphiquement incohérentes liées à des remaniements de charbons) pour pouvoir être considérés comme fiables. Ils offrent cependant une lecture encore très inégale suivant les périodes, seuls les trois, et même essentiellement les deux, derniers millénaires donnant matière à reconstituer une séquence chronologique précise appuyée sur les données chrono-litho-stratigraphiques.

40Des évidences stratigraphiques permettent de pointer la crise érosive qui survient au début du second Âge du Fer, mais les datations sont encore trop peu nombreuses, de même que les sites recelant des dépôts de cet âge, pour permettre d’en préciser les termes. Les deux principales crises érosives postérieures se produisent sous l’effet d’un double forçage climatique et anthropique : d’une part au moment de l’Antiquité gallo-romaine avec un maximum il y a environ 2 000 ans, puis entre le xiv^e et la fin du xix^e siècle. La connectivité amont-aval entre versants et talwegs est alors maximale au sein des bassins versants. Après la période pluriséculaire de stabilité du POM, cette dernière crise érosive apparaît dans le bassin supérieur de la Loire conforme à la tripartition du PAG connue par ailleurs (fort hydro-dynamisme aux xiv^e et début du xv^e siècles, puis accalmie jusqu’à la fin du xvi^e siècle, puis retour à un très fort hydrodynamisme jusqu’à la fin du xix^e siècle). Une période supplémentaire de biostasie relative, inédite, s’y manifeste au xviii^e siècle. Si le rôle du climat est incontestable dans cette histoire des fluctuations des flux hydro-sédimentaires, la part des forçages anthropiques reste à préciser au travers d’un regard dialectique, l’homme et ses aménagements ayant pu participer au contrôle des dynamiques comme y répondre par des modes d’adaptation variables suivant les époques.