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Modélisation de la répartition géographique des tourbières à partir des données géologiques, topographiques et géomorphologiques : application au Massif central oriental (France)

Modelling the geographical distribution of mires from geological, topographical and geomorphological data, applied to the mountain range of the eastern Massif central (France)
Hervé Cubizolle, Bernard Etlicher et Jérôme Porteret
p. 165-180

Résumés

Cet article propose un modèle à la fois prédictif et explicatif de la répartition des tourbières. Il prend en compte quatre paramètres essentiels : la topographie, la tectonique, la pétrographie et les héritages géomorphologiques quaternaires. L’objectif est de démontrer l’importance des facteurs géologiques, topographiques et géomorphologiques dans la répartition des tourbières à l’échelle régionale. Le modèle a été élaboré à partir de bases de données disponibles pour la partie granitique du Massif central oriental, un ensemble de moyennes montagnes de l’est de la France. Les résultats de la modélisation ont ensuite été confrontés à l’ensemble des connaissances acquises sur les tourbières de cette région géographique au cours des dix dernières années. Il en ressort que le cadre morphostructural et la répartition des formations superficielles sont deux facteurs fondamentaux de la distribution des tourbières en domaine granitique. Ces milieux humides sont absents non seulement des grands escarpements de ligne de faille en forte pente et des vallées qui les franchissent, mais aussi des secteurs d’où les formations superficielles ont été éliminées par l’érosion. Le facteur climatique, souvent mis en avant dans les publications, ne joue qu’un rôle secondaire à l’échelle régionale du fait d’une certaine homogénéité des conditions climatiques tandis que certaines données géomorphologiques, les modelés de détail en particulier, et le facteur anthropique ne trouvent une pertinence qu’à l’échelle locale. Cette étude ouvre des perspectives pour une cartographie des tourbières aux échelles régionale et nationale, un travail qui n’est toujours pas réalisé en France.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 31 janvier 2012, accepté le 7 juillet 2012.

Texte intégral

Introduction

1L’objectif de cet article est de proposer un modèle explicatif de la répartition régionale des tourbières qui intègre les données de la géologie et de la géomorphologie. Cet outil vise à faciliter l’inventaire et la cartographie des zones tourbeuses à l’échelle régionale. La question de l’identification et de la cartographie des zones humides est en effet un enjeu majeur de la politique de gestion environnementale sur le territoire français. Plusieurs programmes lancés à l’issue du Grenelle de l’environnement exigent une cartographie des zones humides. C’est aussi une nécessité pour les Agences de bassin chargées d’assurer et de coordonner les financements pour les interventions visant à préserver les zones humides. Or, les méthodes permettant de cartographier efficacement ces milieux sont peu développées et, le plus souvent, seule la végétation, couplée ou pas avec la topographie, est utilisée comme critère discriminant. Pourtant, les zones humides sont des systèmes écologiques complexes que l’on ne peut réduire à leurs caractéristiques floristiques.

2Les techniques habituelles telles que les classifications, le calcul d’indices, de filtres, ou bien d’analyse en composantes principales (ACP) à partir de l’imagerie ne permettent pas toujours de mettre en évidence une zone humide. De nombreux travaux récents proposent des méthodes pour améliorer leur identification. Deux voies ont été explorées :

  • la première porte sur l’amélioration de l’information satellitale, rendue possible par l’utilisation de nouveaux capteurs (capteurs radars), par une amélioration de la résolution avec les capteurs HR (Korpela et al., 2009) et surtout, dans les années à venir, par la multiplication des passages pour saisir de manière diachronique la réponse de la végétation au cours de son cycle phénologique (Davranche et al., 2010). Dans cette logique, le projet de la vallée de la Dordogne utilise l’évolution du NDVI (Normalized Difference Vegetation Index) au cours de la saison, couplée à des données topographiques et la photo-interprétation à l’échelle du 1/10 000 (EPIDOR, 2008).

  • la seconde voie, qui est celle envisagée ici, donne une place essentielle à l’information annexe, de nature topographique, géologique, voire pédologique. Cette méthodologie suppose de disposer d’une base de données SIG du territoire à analyser et d’élaborer des règles de décision d’un système expert (Moore et al., 1991). Souvent appliquée à des milieux forestiers, comme dans les projets de cartographie de la végétation de l’Oregon (Cohen Warren et al., 2001), de la Californie (Grossmann et al., 2010) ou des milieux de haute latitude pour lesquels on ne dispose pas d’information de terrain suffisante et où la contrainte du milieu sur les communautés végétales est particulièrement sévère (Nilsen et al., 1999), elle n’a cependant que rarement fait l’objet d’applications spécifiques à la question des milieux humides (Aitkenhead et Aalders, 2011). Ce faisant, la démarche rejoint celle de la cartographie prédictive de végétation. Dans la plupart des travaux, qui portent sur des espaces mal connus (notamment dans l’Arctique), la base de données est avant tout constituée par les données topographiques issues du traitement plus ou moins sophistiqué du MNT (Dirnbek et al., 2003 ; Bazanov et al., 2009). En Irlande, une méthode analogue est utilisée pour cartographier les types de tourbières (Connolly et al., 2007). Certains travaux combinent les deux approches (Walker, 1999 ; Johansen, 2003).

3Dans les espaces fortement humanisés comme l’Europe, le besoin d’une meilleure connaissance des milieux humides s’impose pour des raisons de gestion conservatoire. Les travaux de cartographie sont cependant moins nombreux car la tentation a été grande d’utiliser des inventaires de terrain qui sont en fait incomplets et hétérogènes. Les principales tentatives sont le fait de gestionnaires, conduites à grande échelle sur des territoires réduits ou péri-urbains. L’expérimentation de notre modèle s’est appuyée sur des bases de données concernant uniquement les tourbières. Ces milieux humides se caractérisent par leur bilan hydrique nul ou positif et leur saturation quasi permanente en eau (Clymo, 1991). Les conditions anaérobies qui en découlent limitent sensiblement la décomposition de la matière organique qui s’accumule ainsi au fil des millénaires sous forme de tourbe. Les épaisseurs peuvent atteindre une dizaine de mètres. De tels écosystèmes ne peuvent apparaître et se développer que dans certaines conditions physiques permettant le maintien de bilans hydriques nuls ou positifs. C’est pourquoi les facteurs mis en avant pour expliquer la répartition géographique des tourbières sont nombreux mais très différents selon les auteurs, les régions géographiques et surtout les échelles spatiales retenues. Sont mis en avant la topographie (Graneiro et Price, 1999 ; Rhode et Seibert, 1999 ; Merot et al., 2003), la géomorphologie et l’hydrologie (Siegel, 1983 ; Succow et Lange, 1984 ; Beilman et al., 2001 ; Charman, 2002 ; Coronato et al., 2006 ; Dobrowolski et al., 2010), les activités humaines (Moore, 1993 ; Cubizolle et al., 2004b, 2012) mais surtout le climat, un facteur sur lequel ont insisté la plupart des auteurs (Moore et Bellamy, 1974 ; Damman, 1979 ; Gore, 1983 ; Damman, 1986 ; Glaser et Janssens, 1986 ; Halsey et al., 1997 ; Payette et Rochefort, 2001 ; Succow et Joosten, 2001 ; Charman, 2002). En revanche, le rôle des contextes morphostructural et pétrographique est rarement abordé sinon de façon très générale (Rodhe et Seibert, 1999) et il est parfois traité comme un facteur secondaire (Halsey et al., 1997).

4La connaissance géologique est pourtant indispensable à la modélisation de la répartition des formations superficielles dont la présence est déterminante pour le développement des histosols. Elles seules en effet sont susceptibles de permettre le maintien d’une nappe phréatique superficielle qui, lorsqu’elle parvient à se maintenir en surface la plus grande partie de l’année, offre des conditions anoxiques indispensables à l’accumulation de tourbe. Dans le domaine granitique de l’Europe occidentale océanique et montagnarde, où ce rôle incombe principalement aux formations arénacées produites par l’altération du substratum granitique au Cénozoïque et plus ou moins remaniées au cours des périodes glaciaires, ce sont plus spécialement les répartitions respectives des types d’altérite et des surfaces d’érosion (ou d’aplanissement) qui sont importantes. Or, cette donnée géologique est assez bien connue pour les régions de socle : non seulement dans les Ardennes (Demoulin, 1995), au Portugal (Benito-Calvo et Pérez-González, 2007), en Europe centrale (Migon, 1999), en Scandinavie (Lidmar-Bergström et al., 1997) et sur les continents américain (Bouchard et Jolicoeur, 2000) et australien (Twidale, 1993) mais aussi dans le Massif central avec les travaux d’A. Godard et al. (2001), J.D. Nieuwenhuis (1971), G. Pierre (1990), P. Migon (1997) et R. Simon-Coincon et al. (1997). Enfin, la difficulté à intégrer les données de la géomorphologie dans les modèles semble liée au fait que la cartographie géomorphologique est restée à l’état expérimental et que l’on ne dispose pas de cartographie sur des territoires étendus, sauf l’expérience menée par F. Joly (1990) avec l’aide de nombreux collègues de la communauté des géomorphologues français, expérience restée peu diffusée.

5A défaut, dans des régions bien connues par de nombreux travaux, il est possible de pallier ce manque par une modélisation qui sera donc tentée ici pour le Massif central. Le modèle doit intégrer les données géologiques au même titre que celles de nature topographique et géomorphologique. Il lui faut cependant, d’une part, prendre en compte un minimum de paramètres et, d’autre part, être susceptible d’aider à identifier les secteurs où la probabilité de trouver des milieux tourbeux est la plus forte. De ce fait, il répond aussi à une demande des gestionnaires qui souhaitent effectuer en priorité les travaux d’inventaire et de gestion de ces milieux. Dans cette perspective, nous avons sélectionné un secteur d’étude relativement homogène d’un point de vue climatique, ce qui a permis de relativiser le poids de ce facteur. Ainsi, ce modèle à la fois prédictif et explicatif prend en compte quatre paramètres essentiels : la topographie, la tectonique, la pétrographie et les héritages géomorphologiques quaternaires. La validation du modèle s’appuie sur les connaissances acquises ces dix dernières années sur les nombreuses tourbières des massifs montagneux granitiques du Massif central oriental, dans l’est de la France (Cubizolle et al., 2003 ; Cubizolle, 2005 ; Porteret, 2008 ; Cubizolle et al., 2012).

Le cadre physique de l’étude

6Le secteur géographique concerné par cette étude couvre environ 7 000 km² de moyennes montagnes granitiques dans la partie orientale du Massif central (fig. 1). Les massifs montagneux concernés sont, du nord au sud, les monts de la Madeleine, les Bois Noirs, les monts du Forez et le massif du Livradois. Les faciès pétrographiques dominants dans ces massifs du Paléozoïque sont les granites calco-alcalins, les granodiorites, les leucogranites à deux micas ainsi que les anatexites dans les zones métamorphiques. Des formations sédimentaires tertiaires, constituées pour l’essentiel d’argiles, de sables quartzo-feldspathiques et de grès arkosiques, sont bien représentées dans les fossés tectoniques intramontagnards. Les altitudes maximales sont situées dans les monts du Forez où le sommet de Pierre-sur-Haute atteint 1 634 m d’altitude. Les autres massifs affichent des altitudes sommitales nettement plus modestes : 1 287 m dans les Bois Noirs, 1 165 m dans les monts de la Madeleine et 1 218 m dans le massif du Livradois. La configuration géomorphologique présente les caractéristiques suivantes :

  • à petite échelle, les grandes unités topographiques sont raccordées les unes aux autres par des escarpements souvent alignés sur le réseau de faille du socle ;

  • à moyenne échelle, le morcellement du relief et la vigueur des dénivelés sont à mettre en relation avec la densité de la trame structurale qui est exploitée par le réseau hydrographique ;

  • enfin, on observe un étagement altitudinal des modelés et des formations superficielles glaciaires et périglaciaires héritées principalement des périodes glaciaires quaternaires (Etlicher, 1986, 2005). Toutefois, seules les parties sommitales (au dessus de 1 300-1 400 m) des monts du Forez ont été englacées.

7Le Massif central oriental, situé à moins de 500 km de l’océan Atlantique, est soumis à un climat tempéré océanique. À l’échelle du secteur étudié, les disparités sont principalement dues au caractère plus montagneux de la partie centrale des monts du Forez. Un gradient nord/sud apparaît aussi, surtout dans les précipitations. En effet, si les totaux annuels de précipitations peuvent s’abaisser à 600-700 mm dans les bassins intramontagnards, ils dépassent les 1 200 mm dès 800-900 m d’altitude au nord de la région alors qu’ils restent en dessous de 1 000 mm au sud. Ils augmentent partout avec l’altitude pour atteindre voire dépasser, certaines années, les 1 400-1 500 mm au-dessus de 1 500 m dans les monts du Forez et sur les sommets des Bois Noirs au dessus de 1 200 m d’altitude. Les températures varient moins du nord au sud ; elles s’établissent autour de 9 °C en moyenne annuelle entre 800 et 900 m d’altitude. En revanche, elles s’abaissent sensiblement avec l’altitude avec des minima compris entre 3 et 4 °C dans le secteur de Pierre-sur-Haute. Au-dessus de 900 m, le nombre de jours de gel augmente sensiblement tout comme la fréquence des épisodes neigeux et l’épaisseur et la durée du manteau nival. Quoi qu’il en soit, les conditions climatiques au dessus de 800-900 m d’altitude demeurent partout favorables au développement ou au maintien des tourbières (Lindsay et al., 1988 ; Cubizolle, 2005). On rencontre ainsi des types très divers (Cubizolle, 2005). Les tourbières ombrotrophes et bombées y sont très nombreuses, souvent associées à des tourbières minérotrophes basses dans le cadre de systèmes tourbeux pouvant couvrir plusieurs dizaines d’hectares (Cubizolle, 2005 ; Porteret, 2008). Toutes ces tourbières ont une origine minérogène, à l’exception de deux petites tourbières ombrogènes présentes sur certains interfluves entre 1 350 m et 1 400 m d’altitude dans la partie nord des monts du Forez (Cubizolle, 2005).

Fig. 1 – Localisation du secteur étudié dans le Massif central (France).
Fig. 1 – Studied area in the Massif central mountain range (France).

Fig. 1 – Localisation du secteur étudié dans le Massif central (France). Fig. 1 – Studied area in the Massif central mountain range (France).

1 : terrains granitiques ; 2 : terrains métamorphiques (gneiss, anatexites, micaschistes) ; 3 : terrains basaltiques ; 4 : terrains dévoniens et carbonifères ; 5 : terrains sédimentaires du Cénozoïque ; 6 : failles principales.
1: granitic rocks; 2: metamorphic rocks (gneiss, anatexites, micaschistes); 3: basaltic rocks; 4: Devonian and Carboniferous rocks; 5: sedimentary rocks from Cenozoïc; 6: main faults.

Méthodologie

8Les données géologiques régionales proviennent de recherches menées dans la région depuis une trentaine d’années (Clavaud et Ratsimba, 1972 ; Barbarin, 1983 ; Chafchafi, 1997). La connaissance des surface d’érosion, des formations superficielles et des modelés s’est appuyée, d’une part, sur les travaux réalisés dans le Massif central oriental par B. Etlicher (1986, 2005) et dans le Massif central occidental et central par B. Valadas (1984) et, d’autre part, sur les recherches couvrant l’ensemble du Massif central (Baulig, 1928 ; Pierre, 1990), voire de l’Europe hercynienne (Klein, 1990). Les données topographiques sont issues du MNT (modèle numérique de terrain) SRTM (Shuttle Radar Topography Mission). Elles ont fait l’objet de traitements expliqués plus loin. L’ensemble des données a été réuni dans une base de données numérique exploitée par un SIG avec les logiciels ARC GIS v. 9.2 d’ESRI© et IDRISI (CLARK LAB©).

9La validation du modèle s’appuie sur les études de terrain conduites sur 132 tourbières répertoriées par les gestionnaires et les scientifiques dans le Massif central oriental (Cubizolle, 2005). L’étude des tourbières sur le terrain et en laboratoire relèvent d’une méthodologie maintes fois présentées dans diverses publications internationales (Cubizolle et al., 2003, 2004a, 2007, 2012). Chacune des tourbières a tout d’abord été replacée dans les contextes topographiques et hydrogéomorphologiques de son bassin-versant. Puis on a procédé à un travail de restitution des stratigraphies à l’échelle des sites. Tous les profils et toposéquences ont été réalisés au moyen d’un tachéomètre Leica TC 403 L et positionnés au GPS Trimble GeoXT (fig. 2). Les restitutions stratigraphiques des tourbières ont nécessité une multitude de carottages au moyen d’un carottier manuel russe d’un diamètre de 55 mm et d’une longueur de 60 cm. L’appréciation de la nature du matériel s’est faite à la vue, au toucher et au goûter. Ce dernier procédé est le seul moyen d’estimer rapidement l’importance de l’enrichissement en particules minérales fines de la tourbe basale. La couleur a été déterminée sur le matériel humide immédiatement après le carottage grâce au code couleur Munsell. Les degrés d’humidité et de décomposition ont été estimés au moyen du test de Von Post adapté par Payette et Rochefort (2001). Un carottier sédimentaire à percussion Makita HM 1800 a été utilisé pour atteindre les formations superficielles sur lesquelles repose l’histosol.

10Les travaux sur le terrain ont été complétés par diverses manipulations en laboratoire, notamment celles qui permettent de mieux caractériser la tourbe : estimation du taux de fibres (Bascomb et al., 1977 ; Levesque et Dinel, 1977 ; Gobat et al., 1991) ; estimations de la teneur en eau et des taux de matière organique par la méthode de la perte au feu (Gobat et al., 2003 ; Heiri et al., 2001). Une partie de ces analyses a été réalisée par l’Ecole des Mines de Saint-Etienne (F. Gallice). Pour le matériel minéral et organo-minéral sur lequel repose la tourbe, les analyses au granulomètre laser ont été confiées à la plate-forme Environnement de l’UMR 5600 CNRS « Environnement, ville et société » de l’université Lyon 2 (V. Gaertner). Il faut noter par ailleurs qu’il n’y a guère d’accord dans la communauté scientifique sur la teneur minimum de matière organique à partir de laquelle on parle de tourbe. Dans la bibliographie, cette valeur varie entre 20 et 30 % pour O. Manneville (1999), 30 % pour H. Joosten et D. Clarke (2002), 50 % pour C.P. Immirzi et al. (1992), E. Lappalainen (1996), J.-M. Gobat et al. (2003) et l’AFES (2008), 70 % pour A. Korhola (1992, 1995) qui s’inspira des travaux plus anciens de M.-J. Andreyko et al. (1983) et G. Kaule (1976). Dans le Massif central oriental granitique, H. Cubizolle (2005) a placé le seuil minimal de matière organique requis à 30 %, un pourcentage en deçà duquel les pédologues classent ces horizons très organiques dans les anmoors (Duchaufour, 1983). Enfin, la typologie des tourbières utilisée – minérotrophe, ombrotrophe, basse, haute et subdivisions - n’est pas une typologie uniquement fondée sur les critères pédologiques (Charman, 2002 ; Cubizolle, 2005). Elle intègre également les variables hydrologiques, la structure verticale de l’accumulation de tourbe (Ingram, 1978) et la végétation.

Fig. 2 – Exemple d’un profil topo-stratigraphique réalisé dans la tourbière minérotrophe de Chantereine dans le sud des monts du Forez (Massif central oriental, France).
Fig. 2 – Example of topographic and stratigraphic cross-section of the minerotrophic fen of Chantereine in les monts du Forez mountain range (Massif central, France).

Fig. 2 – Exemple d’un profil topo-stratigraphique réalisé dans la tourbière minérotrophe de Chantereine dans le sud des monts du Forez (Massif central oriental, France). Fig. 2 – Example of topographic and stratigraphic cross-section of the minerotrophic fen of Chantereine in les monts du Forez mountain range (Massif central, France).

1 : arbres décidus (Betula pubescens et Salix Sp.) ; 2 : conifères (Abies alba et Picea abies) ; 3 : monzogranite à biotite ; 4 : arène granitique ; 5 : arène remaniée à blocs ; 6 : leptosol ; 7 : réductisol ; 8 : histosol ; 9 : alocrisol ; 10 : colluviosol ; 11 : colluvions ; 12 : alluvions ; 13 remblai.
1: deciduous trees; 2: coniferous trees; 3: biotite monzogranite; 4: gruss; 5: head; 6: leptosol; 7: gleysol; 8: histosol; 9: cambisol; 10: colluvic regosol; 11: colluviums; 12: alluvium; 13: embanking.

La construction du modèle

11Elle nécessite la collecte sur l’ensemble de la zone d’étude, des données géologiques et géomorphologiques régionales ainsi que l’analyse des données topographiques.

L’intégration des héritages géomorphologiques : les surfaces d’érosion

12La présence de surfaces planes est un facteur favorable à la stagnation de l’eau dans les sols. Plusieurs niveaux de surfaces sont connus sur le secteur d’étude et bien caractérisés mais toutes ces surfaces relativement planes n’offrent pas les mêmes conditions géologiques et géomorphologiques. Deux grands types se dégagent :

  • la surface sommitale qui a été élaborée pendant au moins 50 millions d’années, à la fin du Mésozoïque et au début du Cénozoïque (Baulig, 1928 ; Klein, 1990). Elle est généralement assez bien régularisée (fig. 3) et fréquemment dédoublée en deux niveaux qui sont la surface éo-tertiaire et la surface méso-tertiaire, décalés en altitude d’environ 50 m (Klein, 1990). Cette surface sommitale présente toutefois des reliefs résiduels de quelques dizaines de km² dégagés dans des roches particulièrement résistantes comme les granodiorites porphyroïdes du massif de Pierre-sur-Haute qui constituent les plus hauts sommets.

  • entre 600 et 900 m d’altitude, ce sont des aplanissements intermédiaires qui se sont développés le long des grandes vallées miocènes sous forme d’alvéoles, de couloirs et de pédiments sur les piedmonts des principaux massifs (Etlicher, 1983 ; Mandier, 1989 ; Klein, 1990 ; Le Griel, 1991). Ces aplanissements ont été élaborés dans des conditions hydroclimatiques permettant au réseau hydrographique d’avoir un important pouvoir d’érosion latéral.

13L’altitude de la surface sommitale a été acquise lors de deux phases de soulèvement au cours du Cénozoïque :

  • la première survient à l’Oligocène, entre -33,9 et -23 Ma avant le développement des aplanissements locaux miocènes ;

  • la seconde, plus vigoureuse puisqu’elle entraîna des décalages altitudinaux d’environ 400 m, est liée à une phase de compression de la seconde moitié du Cénozoïque. C’est elle qui est responsable de l’encaissement des vallées qui localement peut dépasser 200 m. Sur les surfaces sommitales, les couvertures d’arènes ont été largement conservées. L’abaissement de la topographie par l’altération est estimé en plusieurs points du Massif central depuis le début du Cénozoïque (-65 Ma) à une dizaine de mètres seulement (Freytet et Morel, 1987 ; Chafchafi, 1997). Sur les aplanissements intermédiaires en revanche, les couvertures sont toujours minces voire absentes pour deux raisons : l’efficacité de l’érosion résultant de l’installation du réseau hydrographique, d’une part, et la faiblesse de l’altération depuis cette période, d’autre part (Pierre, 1990).

Fig. 3 – La répartition des surfaces d’érosion et des altérites dans les monts du Forez.
Fig. 3 – Distribution of erosion surface and regolith in the monts du Forez mountain range.

Fig. 3 – La répartition des surfaces d’érosion et des altérites dans les monts du Forez. Fig. 3 – Distribution of erosion surface and regolith in the monts du Forez mountain range.

1 : sommet de la surface tertiaire ; 2 : relief résiduel ; 3 : épais manteau d’arène ; 4 : pédiment miocène ; 5 : absence de manteau d’arène ; 6 : bassin sédimentaire.
1: top of the Tertiary surface; 2: residual relief; 3: thick weathered mantel; 4: Miocene pediment; 5: no weathered mantel; 6: sedimentary basin.

D’après B. Etlicher, 1986.
From B. Etlicher, 1986.

Le facteur pétrographique

14Dans une région de socle cristallin, la résistance de la roche à l’altération est un autre facteur essentiel expliquant la présence ou l’absence de couvertures d’arènes. Or, la présence d’arènes est un facteur très important du démarrage de l’accumulation de tourbe puisque ces formations superficielles favorisent le maintien d’une nappe superficielle sub-affleurante, ce qui est une des conditions préalables à la mise en route de la turfigènèse, exceptions faites du développement des tourbières dans les régions au climat hyperocéanique ou lorsque l’eau est piégée dans une dépression fermée creusée dans un substratum imperméable. La composition minéralogique et la fracturation sont les deux paramètres principaux à prendre en considération pour pouvoir estimer la sensibilité des roches aux processus d’altération. L’échelle de résistance classique des roches granitoïdes de S.S. Goldich (1938) s’appuie cependant sur la composition minéralogique ou chimique de la roche. Aussi n’est-elle utilisable que pour un système d’érosion où l’altération chimique, l’hydrolyse en l’occurrence ici, est le processus dominant. Pour notre secteur d’étude, nous avons pris en compte ce paramètre en nous fondant sur les analyses chimiques et minéralogiques des divers faciès pétrologiques disponibles (Clavaud et Ratsimba, 1972 ; Barbarin, 1983). En revanche, faute d’une cartographie précise de la fracturation, ce second paramètre n’a pu être pris en compte.

Les modelés et les formations superficielles quaternaires

15L’étagement des modelés périglaciaires est un autre facteur à intégrer au modèle car beaucoup d’arènes du Cénozoïque ont été remobilisées lors des crises glaciaires du Quaternaire et étalées sur les versants. Dans le Massif central oriental, seuls les monts du Forez affichent des altitudes suffisantes pour avoir permis le développement d’un glacier de plateau dont l’épaisseur au Pléniglaciaire würmien est estimée à une trentaine de mètres (Etlicher, 1986). La limite des neiges permanente au cours de cette dernière période froide s’est ainsi abaissée jusqu’à 1 450-1 300 m d’altitude selon les secteurs (fig. 4). Au-dessus de cette altitude, l’activité glaciaire a plus ou moins remanié les arènes préexistantes qui ont constitué l’essentiel du matériel morainique abandonné à la fin de la glaciation sur la surface sommitale. Une partie de ces arènes a cependant été évacuée par les quelques vallées où les langues étaient actives et ce, jusqu’à 1 250 m d’altitude. En dessous de la limite des zones englacées, jusqu’à 800 m d’altitude environ, ce sont les processus périglaciaires qui ont pris le relais avec l’attaque des parois granitiques par la cryoclastie, la mise en place de cirques de névés, le fluage des arènes et la mise en place d’arènes remaniées à blocs. Enfin, au dessus de 1 500-1 550 m d’altitude, les quelques reliefs résiduels de type nunatak, comme le massif de Pierre-sur-Haute, qui émergeaient de la calotte ont également été concernés par les processus périglaciaires.

16Les modelés glaciaires sont théoriquement très favorables à l’accumulation de tourbe, les surcreusements combinés aux dépôts morainiques gênant considérablement l’évacuation des eaux vers l’aval et favorisant le maintien d’une nappe d’eau près de la surface (Vaïno, 1965 ; Coronato et al., 2006). Toutefois, dans les monts du Forez, la dynamique de la glace n’a pas été suffisamment vigoureuse pour engendrer des surcreusements très importants et des accumulations morainiques notables (Etlicher, 2005). Les modelés glaciaires n’y sont donc pas un facteur de la répartition des tourbières aussi déterminant que dans les Alpes ou même les Vosges (Cubizolle et al., 2003 ; Cubizolle, 2005). En revanche, l’étage glacio-nival, avec ses formes de marges glaciaires, ses moraines, ses cirques de névés et ses niches de nivation, offre davantage de sites potentiellement très favorables à l’accumulation de tourbe. Cet étage est situé à proximité de la ligne des neiges permanentes pendant les périodes glaciaires. La mobilisation périglaciaire des arènes a été particulièrement active en dessous de 1 400 m. Le fluage des formations superficielles sur les versants a accentué l’irrégularité de la topographie et offert des conditions favorables à l’hydromorphie.

17Plus précisément on distingue deux étages périglaciaires (fig. 4) :

  • l’étage périglaciaire supérieur se caractérise par des versants recouverts d’arènes remaniées à blocs, des blocs qui peuvent être saillants sur les versants lorsque des tors ou des corniches rocheuses les couronnaient et étaient démantelés par la cryoclastie. Les compactions périglaciaires y apparaissent sous forme de fragipan (Etlicher, 1986). Elles constituent des niveaux imperméables dans les formations superficielles qui freinent et ralentissent l’écoulement hypodermique des eaux. L’ensemble des dépôts est épais, particulièrement au bas des pentes où les concavités de versant ont pu donner lieu localement à la formation par aggradation et à la mise en place de terrasses de gélifluxion ;

  • l’étage périglaciaire inférieur est caractérisé par des arènes remaniées à blocs présentes uniquement dans les fonds de vallon mais qui, d’une part, peuvent avoir été partiellement évacuées par l’érosion fluviale et, d’autre part, sont souvent recouvertes de formations colluvio-alluviales. La gélifluxion est le processus actif le plus présent. En revanche, la disparition généralisée des arènes remaniées à blocs en dessous de 800 m d’altitude, associée à la disparition des phénomènes de compaction, est partout la règle.

Fig. 4 – L’étagement des modelés périglaciaires et glaciaires dans les monts du Forez (Massif central, France).
Fig. 4 – Altitudinal zonation of periglacial and glacial landforms and deposits in the monts du Forez (Massif central, France).

Fig. 4 – L’étagement des modelés périglaciaires et glaciaires dans les monts du Forez (Massif central, France).Fig. 4 – Altitudinal zonation of periglacial and glacial landforms and deposits in the monts du Forez (Massif central, France).

D’après B. Etlicher, 1986.
From B. Etlicher, 1986.

La topographie locale

18La topographie locale est également un facteur déterminant. Elle a été appréciée à partir du MNT du SRTM au pas de 90 m (http://www2.jpl.nasa.gov/​srtm). Les formes ont été extraites du MNT sur une fenêtre de 15 pixels en utilisant la classification des formes et les algorithmes de J. Wood (1996). Le traitement réalisé sous le logiciel Landserf a permis d’extraire six principales formes de relief. Les pixels de pits et sink étant très peu nombreux (quelques unités), ils ont été reclassés en ridge et concavités.

Résultats : présentation du modèle et cartographie des secteurs favorables aux tourbières

19Les modalités au sein des quatre facteurs (topographie locale, modelés et formations superficielles, géologie-substratum, géomorphologie), ont été hiérarchisées du niveau 1 au niveau 4, soit du moins au plus favorable au développement des tourbières (tab. 1). Lorsqu’il n’a pas été possible de classer préférentiellement deux modalités, la même valeur leur a été affectée. Ce classement a été défini selon les principes exposés ci-dessous. Pour le facteur « topographie locale », les quatre types de formes de relief identifiées par l’analyse du MNT ont été classés dans l’ordre croissant suivant : convexité et interfluve (ridge), replats (plane), talweg, concavités. Le classement du talweg en troisième rang s’explique par le fait que le drainage longitudinal de la vallée, accompagné d’une incision linéaire, est un facteur moins favorable à la stagnation de l’eau que les concavités de bas de versant. Pour le facteur « géologie » c’est la sensibilité des roches à l’altération qui a servi de fondement au classement, ce qui place les granites alcalins et les granites à deux micas tardifs en tête, suivis des gneiss et des migmatites souvent hétérogènes et bardés de filons résistants, puis les granites monzonitiques et, enfin, les granodiorites et diorites quartziques. Cette échelle est assez grossièrement inverse de l’échelle de résistance des roches (Etlicher, 1986). Concernant les « modelés et les formations superficielles », les étages définis ont été reclassés en quatre types reprenant l’analyse développée plus haut : étage glaciaire, étage nival et marges glaciaires, étage périglaciaire inférieur et étage périglaciaire supérieur. Ce paramètre inclut l’influence de l’altitude. Pour le facteur « géomorphologie », le reclassement a placé de manière croissante les replats inférieurs et les couloirs et vallées miocènes, puis tous les versants au-dessus des surfaces miocènes jusqu’à la surface éo-tertiaire exclus ainsi que les reliefs résiduels de cette surface sommitale et, enfin, la surface sommitale elle-même.

20La carte (fig. 5) résulte de la superposition et du reclassement de l’ensemble de ces facteurs dans une échelle de 1 à 4 en donnant un poids égal à chacun d’eux. Elle montre la probabilité, représentée par des codes de 1 à 4, d’observer des tourbières dans un territoire-test constitué par le Livradois, le Forez, les Bois Noirs et les monts de la Madeleine. Sur l’ensemble de la zone d’étude, les secteurs les plus favorables (classe 4) couvrent 0,2 % de la surface étudiée. En incluant les zones 3, on aboutit à 3,2 % de la surface étudiée. L’objectif qui était d’identifier les secteurs favorables est donc bien atteint, la sélectivité de la méthode étant tout à fait satisfaisante. À basse altitude, les secteurs plutôt favorables à l’accumulation de tourbe paraissent limités à des zones d’extension très réduite, résultant d’une combinaison de facteurs locaux favorables. Plus haut en altitude, les surfaces favorables sont sensiblement plus étendues mais elles ne couvrent jamais l’ensemble du terrain. Les secteurs les plus riches en tourbières sont situés près des crêtes et ils sont largement axés sur la zone sommitale des Hautes Chaumes du Forez, les fonds de vallée à haute altitude et certains bas de versant en altitude moyenne et haute. C’est là que se trouvent les indices de probabilité les plus élevés.

21Pour affiner la pertinence des résultats, une étude statistique a été menée sur un secteur limité autour des plus hauts sommets. Pour ce faire, on a intégré dans la base de données les deux inventaires disponibles :

  • l’inventaire des tourbières du CREN Rhône-Alpes réalisé entre 1997 et 1999 et consultable en ligne sur le site http://www.cren-rhonealpes.fr/​part2/​progs/​tourb.htm. 623 sites sont répertoriés dans cet inventaire qui couvre les hautes terres du Massif central oriental granitique (départements du Rhône, de la Loire et de l’Ardèche). L’approche floristique a été privilégiée puisque l’objectif était de détecter les habitats pouvant bénéficier de mesures de gestion et de protection des directives européennes ;

  • l’inventaire des tourbières des hautes terres des monts du Forez effectué par J. Porteret (2008). Contrairement au précédent, ce travail a privilégié une approche pédologique de la définition des tourbières (Cubizolle et Sacca, 2011), ce qui explique les différences observées entre les deux bases sur la partie commune.

22L’extension des deux inventaires ne se recouvre malheureusement pas complètement et une partie non négligeable de notre terrain d’étude n’est pas couverte par ces inventaires. Les résultats sont synthétisés dans le tab. 2. Malgré ces limites, on observe une assez bonne concordance globale entre le modèle que nous proposons et les données des inventaires : sur les 3 560 pixels identifiés en « tourbières » de l’inventaire de J. Porteret (2008), les deux tiers sont en code 4 (2123). Au contraire, les codes inférieurs 0 et 1 ne comportent aucune tourbière recensée. Les résultats sont légèrement moins satisfaisants pour l’inventaire CREN puisque 52 % des pixels inventoriés sont en code 4 et 12 pixels sont en classe 1. La différence d’approche utilisée pour cette étude, floristique et non pédologique, est vraisemblablement l’un des éléments fondamentaux d’explication de ce résultat moins concordant. En effet, beaucoup de zones humides, considérées comme des tourbières du point de vue de la végétation qu’elles supportent, ne comportent pas d’histosol et ne sont donc pas répertoriées comme tourbières par les tenants d’une approche pédologique (Cubizolle et Sacca, 2011). Toutefois, cette approche permet globalement de cerner les secteurs susceptibles de comporter des tourbières et, dans les régions qui n’ont pas fait l’objet d’inventaire systématique, fort étendues dans le Massif central français, de circonscrire les prospections futures. Elle devrait aussi, nous semble-t-il, avoir son intérêt pour d’autres massifs comparables.

Fig. 5 – La probabilité de présence de tourbières sur les parties sommitales des monts du Forez (Massif central, France).
Fig. 5 – An approach to estimate probability of mires presence on the top area of the monts du Forez (Massif central, France).

Fig. 5 – La probabilité de présence de tourbières sur les parties sommitales des monts du Forez (Massif central, France).Fig. 5 – An approach to estimate probability of mires presence on the top area of the monts du Forez (Massif central, France).

Tab. 1 – La hiérarchisation des modalités au sein des quatre facteurs retenus.
Tab. 1 – The prioritization of within the four used factors.

Tab. 1 – La hiérarchisation des modalités au sein des quatre facteurs retenus.Tab. 1 – The prioritization of within the four used factors.

Topographie locale, étagement altitudinal des modelés et des formations périglaciaires, lithologie, morphostructure.
Local topography, altitudinal zonation of landforms and surficial deposits, lithology, morphostructure.

Tab. 2 – La comparaison des résultats obtenus à partir de notre modèle avec les données provenant des inventaires sur le terrain.
Tab. 2 – The comparison of results from our model and data coming from fieldwork inventories.

Tourbières de J. Porteret

Mires from J. Porteret

Tourbières du CREN

Mires from CERN

Total

Code

0 = absence

1 = présence

0 = absence

1 = présence

Pas de données

No data

2 051 303

0

2 051 303

0

2 051 303

1

264 981

0

264 981

0

264 981

2

1 442 539

0

1 442 527

12

1 442 539

3

1 704 717

330

1 704 625

422

1 705 047

4

109 190

1 107

109 017

1 280

110 297

5

14 540

2 123

14 751

1 912

16 663

Discussion : la validation du modèle au moyen des données de terrain

23Il convient maintenant de comparer les résultats de la modélisation à la connaissance acquise sur le terrain des facteurs de la répartition des tourbières dans le Massif central oriental (Cubizolle, 2005 ; Porteret, 2008 ; Sacca, 2009). Cette confrontation confirme, d’une part, l’intérêt du modèle et amène, d’autre part, à discuter des facteurs climatiques et anthropiques mis en avant dans les approches géographiques naturalistes mais exclus du modèle.

À l’échelle régionale : la primauté du contexte géologique et le rôle relatif des conditions climatiques

24L’examen de la carte de localisation construite à partir des relevés de terrain (fig. 6) montre tout d’abord que les tourbières sont effectivement concentrées sur les niveaux topographiques en pente faible à modérée qui s’étendent immédiatement en dessous des plus hauts sommets, au-dessus de 900 m d’altitude dans les Bois Noirs, les monts de la Madeleine et le massif du Livradois, au dessus de 1 000 m dans les monts du Forez. Elles sont en revanche absentes des grands versants en pente forte dépourvus de replats structuraux et des fonds de vallée aux pentes douces comme l’illustre très bien l’exemple du massif des Bois Noirs (fig. 7). Dans ce massif, dix sites sur onze sont localisés au nord-est de la ligne de faîte, sur les surfaces sommitales, juste en dessous des plus hauts sommets et un peu plus bas, dans la partie amont des replats, en tête ou en fond de vallée. Dans les monts du Forez centraux, on note aussi la rareté des tourbières entre 1 000 et 1 300 m, une tranche altitudinale qui correspond aux grands versants associés à des escarpements de ligne de faille. Tout cela montre clairement l’importance du contexte morphostructural et réduit d’autant le rôle du facteur climatique. Ainsi, les tourbières sont rares ou absentes des versants occidentaux exposés aux vents pluvieux en provenance de l’ouest et recevant en moyenne 200 mm de plus que les versants orientaux.

25En revanche, dans tous les secteurs où les conditions morphostucturales ne s’opposent pas à l’accumulation de tourbe, l’importance du facteur climatique se fait de nouveau sentir. C’est particulièrement vrai lorsque l’on examine la localisation des tourbières ombrotrophes et bombées. En effet, elles sont plus nombreuses et surtout beaucoup plus vastes et plus épaisses au nord de notre terrain de recherche, dans les Bois Noirs et les monts de la Madeleine, à des altitudes comprises entre 900 et 1 155 m. Le caractère sensiblement plus océanique du climat, plus humide et plus frais dans ce secteur, explique le développement remarquable de l’ombrotrophie (Thébaud, 1990). En progressant vers le sud, les conditions climatiques changent, d’une part, à cause de l’effet de barrière du massif du Livradois qui gêne la pénétration vers l’ouest des perturbations atlantiques et, d’autre part, du plus grand développement en altitude des monts du Forez qui se traduit par une opposition très marquée entre le versant occidental humide et le versant oriental plus sec balayé par le vent de foehn. Il faut alors dépasser 1 400 m d’altitude pour trouver la même abondance de précipitations que dans les Bois Noirs et les monts de la Madeleine entre 1 000 m et 1 200 m. Ainsi, si des buttes ombrotrophes apparaissent dans les tourbières basses des monts du Forez central à partir de 1 100 m, les principales tourbières bombées se situent au-dessus de 1 200 m d’altitude.

Fig. 6 – La localisation des tourbières étudiées dans le Massif central oriental granitique.
Fig. 6 – Location of the studied mires in the granitic area of the eastern part of the Massif central.

Fig. 6 – La localisation des tourbières étudiées dans le Massif central oriental granitique.Fig. 6 – Location of the studied mires in the granitic area of the eastern part of the Massif central.

Fig. 7 – La répartition des tourbières dans le massif des Bois Noirs dans sa relation avec le contexte morphostructural.
Fig. 7 – The relationship between mires distribution and morphostructural context in the Bois Noirs mountain range.

Fig. 7 – La répartition des tourbières dans le massif des Bois Noirs dans sa relation avec le contexte morphostructural.Fig. 7 – The relationship between mires distribution and morphostructural context in the Bois Noirs mountain range.

26Au-dessus de 1 400 m d’altitude, le rôle du facteur climatique redevient sensible avec l’abaissement des températures et l’augmentation de la fréquence des vents forts qui entraînent un ralentissement significatif de la croissance de la végétation et, en conséquence, un ralentissement de l’accumulation de tourbe. Les tourbières ombrotrophes sont rares, de faible extension et d’une épaisseur moyenne avoisinant le mètre. D’une façon générale, les sphaignes se raréfient, cédant la place, sur les pentes alimentées par les sources, à une association de scirpe cespiteux (Trichophorum cespitosum) et de grassette commune (Pinguicula vulgaris ; Thébaud, 1990).

À l’échelle locale : le rôle combiné des facteurs géomorphologiques et anthropiques

27L’analyse à l’échelle locale moyenne montre la nette prédominance des localisations des tourbières en tête de réseau hydrographique et dans les fonds de vallée. L’importance de la topographie en creux dans la répartition des tourbières régionales est flagrante puisque plus de 80 % d’entre elles, ombrotrophes comme minérotrophes, se sont développées dans le fond des vallées où convergent les écoulements en provenance des versants, les eaux des sources qui jalonnent les ruptures de pente, les eaux de fonte des neiges et des congères tardives, les eaux de débordement des rus et des ruisseaux (Cubizolle, 2005, 2007). Cette importance de la topographie est soulignée par d’autres auteurs (Reffay, 1972 ; Graniero et Price, 1999).

28L’examen de la localisation à une échelle plus grande encore met d’abord en évidence le rôle de la déclivité : les tourbières du Massif central oriental ne se sont pas développées lorsque la pente excède 6 à 7 %. On constate ensuite la relation étroite qui existe entre la présence des tourbières et la répartition de certains modelés et formations superficielles. Ainsi, la morphologie glaciaire joue un rôle notable, quoique non exclusif, sur les hautes terres des monts du Forez où les cirques glaciaires, bien que peu creusés, et les fonds de vallée glaciaire sont clairement associés à la turfigenèse. En revanche, du fait de la modestie du « glaciaire » forézien et de sa faible efficacité morphogène, des modelés fréquemment associés à l’accumulation de tourbe dans les régions englacées de l’ouest du Massif central (Valadas, 1984) ou dans les Vosges (Flageollet, 2002) sont absents ou très rares ; ce sont principalement les bourrelets morainiques et les ombilics de vallée glaciaire.

29Certains modelés périglaciaires, omniprésents dans notre secteur d’étude sur les versants des nunataks et en dessous de 1 450 m, ont également permis une accumulation des eaux parfois suffisante pour initier la turfigenèse. De nombreux cirques de névé (fig. 8) et niches de nivation ont eu cette fonction dans tous les massifs du secteur d’étude.

30Enfin, la présence d’une zone en creux ne suffit pas à provoquer la naissance d’une tourbière. Un niveau sédimentaire capable de retenir l’eau est indispensable au maintien d’un bilan hydrique positif durant la plus grande partie de l’année. La nature du substrat géologique sur lequel s’est développée une tourbière est toutefois très difficile à préciser, les carottages sous la tourbe entraînant généralement la perturbation des structures sédimentaires. On a pu cependant montrer que la tourbe repose généralement sur l’une des formations superficielles suivantes : les moraines, les arènes remaniées à blocs et les arènes en place ou litées, qui sont des héritages du Pléniglaciaire würmien, les arènes de ruissellement, les colluvions, le matériel colluvio-alluvial et les alluvions qui résultent de l’érosion tardiglaciaire et holocène des versants et sont venus remplir les fonds de vallée (Cubizolle, 2005). En absence de ces formations, les tourbières sont très rares car le toit des granites étant généralement imperméable, l’eau s’écoule rapidement même sur des pentes faibles. Seule la présence de moraines et d’arènes riches en argiles et en limons assure le maintien d’une nappe phréatique et les conditions hydriques favorables à la turfigenèse. Par ailleurs, dans les niveaux comportant peu d’argiles, l’enrobage des sables et des graviers par les limons diminue sensiblement la perméabilité des terrains. Celle-ci est encore limitée par la présence d’un fragipan, un faciès dont l’induration est due à la glace de ségrégation. La fréquence maximale de ce faciès se situe au-dessus de 1 100 m d’altitude mais il est présent jusqu’à 800 m en exposition nord. Sa présence sous la tourbe est malheureusement difficile à prouver et il n’est pas certain que la compaction ait été aussi fréquente et efficace dans les fonds de vallée et les cirques glaciaires ou de névés que sur les versants (Etlicher, 1986, 2005). Les faciès colluviaux et alluviaux sont souvent davantage enrichis en limons et en argiles que le matériel arénacé d’origine. Les analyses granulométriques indiquent assez souvent entre 20 et 40 % d’argiles et de limons, les faciès foncièrement argileux étant rares (Etlicher, 1986). Ces proportions de sédiments fins peuvent engendrer une imperméabilité suffisante pour, toute chose étant égale par ailleurs, déclencher les processus turfigènes.

31Il n’en demeure pas moins qu’un certain nombre de tourbières sont présentes en dessous de 800 m d’altitude dans des secteurs a priori beaucoup moins favorables : précipitations plus faibles, températures donc évapotranspiration plus importantes, formations superficielles peu épaisses ou absentes. Ce sont alors des tourbières basses, minérotrophes, de très faibles superficies mais qui affichent des épaisseurs de tourbe pouvant atteindre 3,5 m (Cubizolle et al., 2004b, 2012). Certes, dans certains cas, les sources assurent un apport en eau compensatoire qui garantit des bilans hydriques nuls à positifs. Il n’en demeure pas moins que la plupart de ces tourbières de basses altitudes ne doivent leur existence qu’à des obstacles barrant les têtes de bassin-versant ou qu’à des bassins creusés dans les formations superficielles des fonds de vallon (Cubizolle et al., 2004b, 2012). Les barrages se présentent sous la forme de cordons rectilignes composés de terre ou de blocs et de constructions à parements en pierres supportant des chemins carrossables. Bien que l’origine et la fonction de ces aménagements ne soient pas toujours clairement définis du fait de l’indigence des expertises archéologiques, il est certain qu’ils ont constitué une gêne pour l’écoulement des eaux vers l’aval et ainsi permis le basculement des bilans hydriques de négatif à nul ou positif.

Fig. 8 – Vue générale de la tourbière de l’Oule installée dans un cirque de névé dans les monts du Forez (Massif central, France).
Fig. 8 – General view of l’Oule fen in a firn cirque in the monts du Forez mountain range (Massif central, France).

Fig. 8 – Vue générale de la tourbière de l’Oule installée dans un cirque de névé dans les monts du Forez (Massif central, France).Fig. 8 – General view of l’Oule fen in a firn cirque in the monts du Forez mountain range (Massif central, France).

Conclusion

32La répartition des tourbières résulte d’une combinaison de facteurs climatiques, morphostructuraux, géomorphologiques, hydrologiques et anthropiques, ce qui rend difficiles les cartographies automatiques détaillées à l’échelle locale et nécessite un travail de validation sur le terrain. En revanche, il est possible de construire un modèle opérationnel à l’échelle régionale qui permette de délimiter des zones susceptibles de comporter des tourbières. Le travail doit porter sur un secteur géographique relativement homogène d’un point de vue climatique et s’appuyer sur les données topographiques, géologiques et géomorphologiques. En effet, à cette échelle là, dans un contexte climatique globalement favorable à la turfigenèse, deux éléments apparaissent comme nettement discriminants en moyenne montagne granitique :

  • le contexte morphostructural qui détermine la forte dissymétrie des versants ;

  • l’absence d’arènes sur les plateaux en dessous de 800 m d’altitude, ce qui empêche le maintien d’une nappe phréatique affleurante même si un remblaiement colluvio-alluvial en fond de vallée peut localement jouer ce rôle.

33À une échelle plus grande, inaccessible au modèle proposé dans cet article, ce sont la topographie locale et la nature des formations superficielles qui jouent un rôle primordial dans l’établissement des bilans hydriques favorables à la turfigenèse.

34Dans tous les cas de figure, les facteurs climatiques et anthropiques, qui n’ont pas été intégrés dans l’exercice de modélisation, ne sont pas déterminants et ce, pour deux raisons :

  • bien que variables du fait de l’étirement en latitude du secteur étudié, d’une part, et de son caractère montagneux, d’autre part, les conditions climatiques ne constituent pas un obstacle à l’accumulation de tourbe dans le Massif central oriental, sauf dans les basins intramontagnards les moins humides à l’est. Mais, comme le démontre l’extrême modestie des surfaces de tourbières ombrogènes – deux sites de quelques centaines de m² seulement –, nulle part non plus ces conditions climatiques suffisent à elles seules à déclencher la turfigenèse ;

  • le rôle des sociétés humaines ne nous semble pas devoir être pris en compte dans un modèle de répartition régionale parce que la mise en place des tourbières liées aux activités humaines dépend avant tout du libre choix des sociétés et de leur stratégie de mise en valeur du territoire. C’est pourquoi on les trouve à toutes les altitudes, du nord au sud des massifs, sur n’importe quel versant (Cubizolle et al., 2004b ; Cubizolle, 2005). Par ailleurs, les superficies concernées sont très modestes.

35Finalement, ce modèle fondé sur des données aisément accessibles – topographie, géologie, géomorphologie – pourrait devenir un outil très utile au travail d’inventaire et à la gestion conservatoire des tourbières dans un pays, la France, qui, depuis la publication de l’Atlas des tourbières de 1949, certes incomplet mais couvrant une très large partie du territoire national, ne dispose toujours pas d’une carte de répartition nationale des tourbières, même si le document est disponible pour certaines régions. Il resterait à tester le modèle dans d’autres contextes montagneux et surtout géologiques.

Nous exprimons toute notre gratitude à la Zone atelier CNRS « Bassin de la Loire » (Ministère de la recherche et de l’enseignement supérieur), à l’Agence de l’eau Loire-Bretagne, aux collectivités territoriales et aux Parcs naturels régionaux pour leurs appuis financiers et logistiques. Notre reconnaissance va aussi aux deux relecteurs, dont les observations ont permis une amélioration sensible du texte et de certains croquis, et à Arnaud Duranel qui a relu et corrigé les parties du texte en anglais.

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Annexe

English abridged version

Identifying and mapping wetlands is a major scientific and political topic in France. For instance, the Grenelle de l’Environnement, an important round of consultations and negotiations aimed at improving environmental policies in France, initiated several projects that require wetland distribution maps to be available for their implementation. Such maps are also needed by the River Basin Agencies to streamline wetland conservation and restoration work. At present, few methods are available to map these habitats efficiently. Vegetation, sometimes associated to the topography, is generally the only variable used. Yet wetlands are complex ecosystems that cannot be reduced to their floristic characteristics only. The objective of this article is therefore to develop an explanatory model for the regional distribution of mires, taking into account other variables than vegetation, notably geology and geomorphology. It is validated using the extensive knowledge acquired on mires over the last ten years in the granitic mountain massifs of the eastern Massif central, in eastern France (Cubizolle et al., 2003; Cubizolle, 2005; Porteret, 2008; Cubizolle et al., 2012).

A number of recent works have developed methods for improving the identification of mires. Two main routes have been explored:

  • The first route is based on remote-sensing of mires from space, which is now possible using new captors such as radar captors, and by improvements in resolution brought in by HR captors (Korpela et al., 2009), and passage multiplication allowing to diachronically capture the vegetation response over its entire phenological cycle (Davranche et al., 2010).

  • The second route, as envisaged here, gives an essential role to the physical factors that potentially explain the distribution of mires: topography, geology, and even pedology where data are available. It was supposed to have available a territory database to analyse and a construction of decision rules of an expert system This method assumes that a GIS database covering the relevant area is available, and requires to develop an expert system with decision rules (Moore et al., 1991). It is often applied to forest environments, for instance to map the vegetation of Oregon (Cohen Warren et al., 2001), and in California (Grossmann et al., 2010), or in high-latitude environments where field data are scarce and where vegetation is mainly driven by the physical environment (Nilsen et al., 1999). However, the method has rarely been applied to wetlands specifically (Aitkenhead and Aalders, 2011).

The model that we propose integrates the geological data in the same way as that of a topographical or geomorpholocial nature. It was, however, taken into account a minimum of parameters and what’s more to be susceptible to help for identifying the areas where the probability of finding mire environments was stronger. In doing so, it will help managers to target potentially favourable areas for survey and conservation work. Within our study area, the climate is relatively homogenous, which means that this factor can be ignored. Thus the model, both predictive and explanatory at the same time, takes into account four essential parameters: the topography, the tectonics, the petrography, and the quaternary geomorphological heritages.

All factors were reclassified on a scale of 1 to 4, and combined with an equal weight. The resulting model estimates the probability, from 1 to 4, of observing mires in a test area covering the massifs of Livradois, Forez, Bois Noirs and monts de la Madeleine. The area classified as most favourable to mires (class 4) covers 0.2% of the study area. This proportion increases to 3.2% when probability class 3 is included. The objective, which was to identify the favourable areas, has therefore been reached, and the method of selection was satisfactory. At low altitude, areas favourable to peat accumulation seems very rare, resulting from a localised combination of favourable factors, notably anthropogenic (Cubizolle et al., 2004b, 2012). At a higher altitude, favourable areas are more frequent but they never cover all terrains. Areas with the highest probability indices are located just below the highest summits, in the hydrographical network heads and valley bottoms at high altitude but also on some valley slopes at medium to high altitude. To confirm these results, a statistical study was carried out on a limited area around the high summits. In this order, available regional mire inventories were incorporated into a database. Even though different methodologies had been used for the inventories, and they did not cover the whole of our study area, the agreement between the model and the inventory data was satisfying.

The model results were then compared for validation purposes with field data collected in the study areas since 1998 on the geomorphology, hydrology, pedology, ecology and palaeogeography of mires in the eastern Massif central (Cubizolle, 2005; Tourman, 2007; Porteret, 2008; Sacca, 2009). This approach confirmed the importance of morphostructural and geomorphological factors in explaining the distribution of mires at the regional scale in a granitic context. In return, the climatic and anthropic factors, which were not integrated in the modelling exercise, were not discriminated at this regional scale: firstly, because the climatic conditions did not constitute, except very locally, an obstacle to peat accumulation in the eastern Massif central; secondly because the location of anthropic mires depended above all on the agricultural development over the course of the last millennia.

Finally, this study shows that it is possible to construct an operational model at the regional scale which allows to map areas potentially favourable to the presence of mires. This type of work must be carried out on a relatively homogenous area from a climatic point of view, and must be supported by topographical, geological and geomorphological data. At a larger scale not accessible to our model, important factors may include the local topography and the nature of surficial formations, which play a primordial role in the establishment of hydrological conditions favourable to peat accumulation.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Localisation du secteur étudié dans le Massif central (France). Fig. 1 – Studied area in the Massif central mountain range (France).
Légende 1 : terrains granitiques ; 2 : terrains métamorphiques (gneiss, anatexites, micaschistes) ; 3 : terrains basaltiques ; 4 : terrains dévoniens et carbonifères ; 5 : terrains sédimentaires du Cénozoïque ; 6 : failles principales.1: granitic rocks; 2: metamorphic rocks (gneiss, anatexites, micaschistes); 3: basaltic rocks; 4: Devonian and Carboniferous rocks; 5: sedimentary rocks from Cenozoïc; 6: main faults.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-1.png
Fichier image/png, 536k
Titre Fig. 2 – Exemple d’un profil topo-stratigraphique réalisé dans la tourbière minérotrophe de Chantereine dans le sud des monts du Forez (Massif central oriental, France). Fig. 2 – Example of topographic and stratigraphic cross-section of the minerotrophic fen of Chantereine in les monts du Forez mountain range (Massif central, France).
Légende 1 : arbres décidus (Betula pubescens et Salix Sp.) ; 2 : conifères (Abies alba et Picea abies) ; 3 : monzogranite à biotite ; 4 : arène granitique ; 5 : arène remaniée à blocs ; 6 : leptosol ; 7 : réductisol ; 8 : histosol ; 9 : alocrisol ; 10 : colluviosol ; 11 : colluvions ; 12 : alluvions ; 13 remblai.1: deciduous trees; 2: coniferous trees; 3: biotite monzogranite; 4: gruss; 5: head; 6: leptosol; 7: gleysol; 8: histosol; 9: cambisol; 10: colluvic regosol; 11: colluviums; 12: alluvium; 13: embanking.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-2.png
Fichier image/png, 241k
Titre Fig. 3 – La répartition des surfaces d’érosion et des altérites dans les monts du Forez. Fig. 3 – Distribution of erosion surface and regolith in the monts du Forez mountain range.
Légende 1 : sommet de la surface tertiaire ; 2 : relief résiduel ; 3 : épais manteau d’arène ; 4 : pédiment miocène ; 5 : absence de manteau d’arène ; 6 : bassin sédimentaire.1: top of the Tertiary surface; 2: residual relief; 3: thick weathered mantel; 4: Miocene pediment; 5: no weathered mantel; 6: sedimentary basin.
Crédits D’après B. Etlicher, 1986.From B. Etlicher, 1986.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-3.png
Fichier image/png, 24k
Titre Fig. 4 – L’étagement des modelés périglaciaires et glaciaires dans les monts du Forez (Massif central, France).Fig. 4 – Altitudinal zonation of periglacial and glacial landforms and deposits in the monts du Forez (Massif central, France).
Crédits D’après B. Etlicher, 1986.From B. Etlicher, 1986.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-4.png
Fichier image/png, 86k
Titre Fig. 5 – La probabilité de présence de tourbières sur les parties sommitales des monts du Forez (Massif central, France).Fig. 5 – An approach to estimate probability of mires presence on the top area of the monts du Forez (Massif central, France).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-5.png
Fichier image/png, 4,4M
Titre Tab. 1 – La hiérarchisation des modalités au sein des quatre facteurs retenus.Tab. 1 – The prioritization of within the four used factors.
Légende Topographie locale, étagement altitudinal des modelés et des formations périglaciaires, lithologie, morphostructure.Local topography, altitudinal zonation of landforms and surficial deposits, lithology, morphostructure.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-6.png
Fichier image/png, 271k
Titre Fig. 6 – La localisation des tourbières étudiées dans le Massif central oriental granitique.Fig. 6 – Location of the studied mires in the granitic area of the eastern part of the Massif central.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-7.png
Fichier image/png, 297k
Titre Fig. 7 – La répartition des tourbières dans le massif des Bois Noirs dans sa relation avec le contexte morphostructural.Fig. 7 – The relationship between mires distribution and morphostructural context in the Bois Noirs mountain range.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-8.png
Fichier image/png, 118k
Titre Fig. 8 – Vue générale de la tourbière de l’Oule installée dans un cirque de névé dans les monts du Forez (Massif central, France).Fig. 8 – General view of l’Oule fen in a firn cirque in the monts du Forez mountain range (Massif central, France).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10220/img-9.png
Fichier image/png, 828k
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Pour citer cet article

Référence papier

Hervé Cubizolle, Bernard Etlicher et Jérôme Porteret, « Modélisation de la répartition géographique des tourbières à partir des données géologiques, topographiques et géomorphologiques : application au Massif central oriental (France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 19 - n° 2 | 2013, 165-180.

Référence électronique

Hervé Cubizolle, Bernard Etlicher et Jérôme Porteret, « Modélisation de la répartition géographique des tourbières à partir des données géologiques, topographiques et géomorphologiques : application au Massif central oriental (France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 19 - n° 2 | 2013, mis en ligne le 26 août 2015, consulté le 18 octobre 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/10220 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10220

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Auteurs

Hervé Cubizolle

Université de Lyon, EVS – ISTHME UMR 5600 CNRS – Université Jean Monnet – 6, rue Basse des Rives – 42023 Saint-Etienne Cedex 2 – France (herve.cubizolle@univ-st-etienne.fr).

Articles du même auteur

Bernard Etlicher

Université de Lyon, EVS – ISTHME UMR 5600 CNRS – Université Jean Monnet – 6, rue Basse des Rives – 42023 Saint-Etienne Cedex 2 – France.

Jérôme Porteret

Université de Lyon, EVS – ISTHME UMR 5600 CNRS – Université Jean Monnet – 6, rue Basse des Rives – 42023 Saint-Etienne Cedex 2 – France.

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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