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Validation d’une méthode de quantification des vitesses d’érosion sur marnes par dendrogéomorphologie (Draix, Alpes de Haute-Provence)

Validation of a dendrogeomorphological method for quantifying erosion rates on black marls (Draix, Alpes de Hautes-Provence)
Christophe Corona, Jérôme Lopez Saez, Georges Rovéra, Laurent Astrade, Markus Stoffel et Frédéric Berger
p. 83-94

Résumés

Les marnes noires du Jurassique couvrent de vastes surfaces dans les Alpes françaises du Sud. Partout où elles affleurent, elles sont sujettes à une érosion intense à l’origine de problèmes de sédimentation dans les cours d’eau et d’envasement dans les retenues hydro-électriques. Dans les badlands de Draix (Alpes de Haute-Provence), les vitesses d’érosion obtenues par différentes méthodes  de mesure atteignent 5 mm/a à 10 mm/a. Dans cette étude, les vitesses d’érosion quantifiées au moyen d’une approche dendrogéomorphologique sont validées par comparaison avec celles issues du suivi micrométrique d’un réseau de 47 tiges métalliques. Trente-neuf racines de Pinus sylvestris L. déchaussées ont été échantillonnées dans le bassin-versant du Moulin (8 ha) et l’impact de la dénudation sur les variations anatomiques des cernes annuels de croissance a été mesuré. L’année de déchaussement a pu être déterminée via l’étude de la diminution très rapide, de l’ordre de 60 %, de la surface du lumen des trachéides. Les vitesses d’érosion mesurées au moyen de la dendrogéomorphologie sont de l’ordre de 5 mm/a et montrent une corrélation significative [r²(d) = 0,39] mais non exclusive avec la pente locale. Elles concordent avec celles obtenues à partir de mesures micrométriques (5,7 mm/a en moyenne) et par cubages réalisés à l’exutoire du bassin-versant (4,7 mm/a). Dès lors, cette approche offre des perspectives particulièrement intéressantes pour quantifier et spatialiser rapidement les vitesses d’érosion moyennes sur plusieurs décennies, dans des bassins versants non instrumentés.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 31 mars 2009, accepté le 24 juin 2010

Texte intégral

Cette recherche a été supportée par les projets Interreg Espace Alpin « PARAmount » et Dendrogliss (Fondation Maif). Nous remercions Estelle Arbellay (Dendrolab) pour son aide dans la réalisation des lames minces. Nous tenons également à remercier les cinq relecteurs de leurs remarques constructives ayant permis l’amélioration de ce manuscrit et Oliver Janke pour la révision du texte en anglais.

Introduction

1Dans les Alpes françaises du Sud, les marnes noires jurassiques couvrent une surface très vaste. Partout où elles affleurent, ces « terres noires » sont sujettes à une érosion intense. Dans la région de la moyenne Durance (Embrunais, Gapençais, Laragnais, Préalpes de Digne), cette érosion entraîne fréquemment un modelé en « badlands » qui marque fortement le paysage (Brochot et Meunier, 1996 ; Balland et al., 2002). Elle est également à l’origine, plus à l’aval de l'envasement de retenues hydroélectriques ou d'irrigation (Alary, 1998 ; Brochot, 1999 ; Cohen et Rey, 2005 ; Mathys et Poesen, 2005). Au cours des 20 dernières années, les vitesses d’érosion dans ces badlands ont été évaluées par différentes méthodes : 1) bilan sédimentaire à l’exutoire de petits bassins versants torrentiels (Bufalo, 1989 ; Mathys et al., 1996 ; Richard et Mathys, 1999 ; Mathys et al., 2003) ou de placettes expérimentales (Oostwoud et al., 1998 ; Mathys et al., 2005), 2) profilométrie en fond de talweg, en mesurant les flux de sédiments (Descroix, 1998), 3) micrométrie grâce à des tiges métalliques implantées le long de transects à flanc de ravine (Chodzco et Lecompte, 1992 ; Lecompte et al., 1998 ; Rovéra et al., 1999) et, plus récemment par 4) comparaison de Modèles numériques de terrain (MNT) à très haute résolution (Raclot et al., 2005 ; Puech et al., 2009). Toutes ces études convergent sur une vitesse d’ablation, en terrain marneux dénudé, de 5 mm/a à 10 mm/a. Cet ordre de grandeur constitue un record pour des valeurs moyennes d’ablation dans les Alpes, tous processus et lithologies confondus (exceptés les mouvements de masse), dans les conditions morphogéniques actuelles (Delannoy et Rovéra, 1996). Malgré l’emprise de l’érosion, la végétation arborée est présente dans les badlands marneux des Alpes du Sud, soit de manière sporadique, soit avec une densité plus forte lorsque des reboisements ont été réalisés par le service de Restauration des terrains de montagne (RTM) à la fin du XIXe siècle ou durant le XXsiècle (Vallauri et al., 1997). Dans cette étude, la végétation est utilisée comme bio-indicateur. Les racines des arbres, déchaussées par l’érosion, sont utilisées de deux manières. D’une part, leur surface de référence est utilisée pour évaluer l’ampleur de l’ablation. D’autre part, leur durée d’exposition à l’air libre est déterminée à partir d’une approche dendrogéomorphologique (Alestalo, 1971 ; Stoffel et Bollschweiler, 2009 ; Stoffel et al., 2010) basée sur l’évolution anatomique des cernes de croissance annuels (Gärtner et al., 2001 ; Hitz et al., 2008 a et b). La robustesse des vitesses d’érosion obtenues a été testée par comparaison avec les données micrométriques disponibles depuis 2002, dans le bassin expérimental de Draix (Alpes de Haute-Provence).

Site d’étude

2Le bassin versant du Moulin (8 ha ; fig. 1A) est un des cinq bassins versants expérimentaux gérés par le Cemagref sur la commune de Draix (Alpes de Haute Provence ; latitude : 44°8’N ; longitude : 6°20’E). Situé à une quinzaine de kilomètres de Digne, étagé entre 800 m et 1000 m d’altitude, il est incisé de manière anaclinale dans les marnes noires du Bathonien et du Callovo-oxfordien dont le pendage est de 20-35°E (Haccard et al., 1989). Cet étage géologique est extrêmement sensible aux phénomènes d’érosion. Il en résulte une topographie en badlands caractérisée par une forte dissection et des versants en pente forte comprise, en moyenne, entre 20° et 25° dans la partie aval mais avoisinant les 35° à 40° dans la partie amont. Le bassin est sujet à un climat subméditerranéen de moyenne altitude. D’après les enregistrements de l’observatoire de recherche sur les processus hydrologiques et érosifs en montagne de Draix (ORE Draix), le cumul annuel de précipitations est de 880 mm (1984-2008) pour une moyenne de 200 jours sans pluie et seulement 5 jours avec des cumuls de précipitation supérieurs à 30 mm. Les maximums de précipitations ont lieu au printemps (avril-mai) et en automne (septembre-octobre). Les étés sont secs mais certains épisodes orageux, d’une forte intensité, peuvent survenir (Mathys et al., 1996). L’hiver connaît quelques chutes de neige (3 à 5 événements). Le manteau nival peut atteindre 10-15 cm. Il subit une fusion rapide en 2-3 jours sur les adrets. La température moyenne est de 9,8°C, avec des étés chauds (+28°C en moyenne en juillet) et des hivers plutôt doux (-1°C en janvier), malgré 115 cycles en moyenne de gel-dégel entre novembre et avril (1984-1999). La morphogenèse est commandée par l’incision des talwegs qui contrôle la raideur des flancs de ravine. L’érosion régressive se répercute jusqu’aux têtes du réseau hydrographique, entaillant le haut des versants, provoquant le rétrécissement des crêtes et leur abaissement progressif. Bien que l’érosion fluviatile soit dominante dans le système morphogénique, celle-ci est assistée par les processus nivéo-périglaciaires qui régularisent les profils longitudinaux par ablation pelliculaire (Rovéra et Robert, 2005). Ces processus de surface agissent d’autant plus facilement que les premiers décimètres du substrat correspondent soit à de la marne affleurante désagrégée (sur 5-10 cm), soit à un régolite (de 20-50 cm ; Maquaire et al., 2002) dont la genèse est assurée par les contrastes saisonniers d’hydratation-dessiccation et la gélidisjonction des strates les plus fines, en hiver (Rovéra et Robert, 2005). Au final, ces forçages climatiques agissent en relais tout au long de l’année. En hiver, la surface du régolite ou de la marne, lorsqu’elle affleure directement, est érodée par les actions complémentaires de la gélireptation, de la gélifluxion ou du raclage nival (Corona et al., 2002 ; Rovéra et Robert, 2005). Le restant de l’année, elle est fragilisée par le splash puis fortement déblayée par le ruissellement qui parvient à ciseler les versants et à inciser les talwegs dès que l’intensité pluvieuse atteint 8 mm/h (Mathys et al., 2005). En raison de l’érosion intense, la marne ou le régolite sont souvent dénudés. Pinus sylvestris L. et quelques Pinus nigra nigricans subspontanés contribuent seulement à un taux de recouvrement de 15 % de la surface totale du bassin-versant (fig. 1B). Ces arbres présentent pour la plupart un système racinaire partiellement dénudé par l’action continue de l’érosion.

Fig. 1 – Le bassin-versant du Moulin (photo D. Richard).
Fig. 1 – The Moulin basin (photo D. Richard).

Fig. 1 – Le bassin-versant du Moulin (photo D. Richard).Fig. 1 – The Moulin basin (photo D. Richard).

(A). Cartographie de la végétation du site d’étude, localisation des transects de tiges métalliques et des arbres échantillonnés.
(B). 1 : îlots subspontanés de Pinus sylvestris L. ; 2 : piquetage herbacé ; 3 : sol dénudé ; 4 : transects de tiges métalliques ; 5 : arbres échantillonnés ; 6 : talweg ; 7 : limite du bassin-versant.
(A). Vegetation map of the study site, location of the iron stake transects and sampled trees.
(B). 1: isolated patches of Pinus Sylvestris L.; 2: patches of herbaceous vegetation; 3: bare soil; 4: iron stakes; 5: sampled trees; 6: thalweg; 7: limit of the catchment.

Matériels et méthodes

3Afin de valider les vitesses d’érosion déduites de l’approche dendrogéomorphologique, ces dernières ont été comparées avec celles mesurées au moyen d’un réseau de tiges métalliques implantées dans le bassin-versant du Moulin (fig. 1B).

4L’approche dendrogéomorphologique. Le déchaussement des racines engendre une croissance excentrique, la formation de bois de réaction et souvent une scarification (présence de cicatrices). Dès les années 1960, ces indicateurs ont été utilisés pour mesurer des taux de dénudation dans différents contextes bioclimatiques (Eardley et Viavant, 1967 ; LaMarche, 1968 ; Dunne et al., 1978 ; Carrara et Carroll, 1979), calculer le recul de berges lacustres (Fantucci, 2007), estimer des vitesses d’incision liées au ravinement (Vandekerckhove et al., 2001), quantifier l’impact du piétinement animal (Morneau et Payette, 1998) ou de la fréquentation touristique (Bodoque et al., 2005 ; Pelfini et Santilli, 2006). Cependant, les travaux de H. Gärtner et al. (2001) et de H. Gärtner (2007) indiquent que ces indicateurs sont peu fiables en contexte d’ablation continue. La production de bois de réaction peut, par exemple, exister dans une racine encore entièrement souterraine. Ils démontrent que des modifications anatomiques importantes qui se produisent, suite à l’affleurement, au niveau des trachéides, constituent le seul indicateur robuste et fiable pour dater la mise à l’air libre. Ainsi, des modifications anatomiques identiques consécutives à la mise à l’air libre ont été observées sur plusieurs espèces de conifères (Bodoque et al., 2005 ; Malik, 2008 ; Rubiales et al., 2008) mais également de feuillus (Hitz et al., 2008 a et b).Le calcul d’une vitesse d’érosion (V) à partir des échantillons racinaires prélevés dans le bassin-versant du Moulin nécessite dès lors deux paramètres: l’année de l’affleurement (t0) et la hauteur érodée (Er ; Gärtner, 2007). Afin de déterminer précisément t0, des micro-sections d’une épaisseur de 15 μm ont été découpées parallèlement au diamètre vertical de chaque échantillon, au moyen d’un microtome. Le contenu des trachéides est dissous par immersion des micro-sections dans un bain d’eau de Javel (NaOCl) pendant 30 mn. Après rinçage à l’eau distillée, les structures restantes sont teintées en utilisant une solution de Safranine à 1 % et déshydratées par rinçage successif avec de l’alcool (à 50 %, 96 % et 100 %) et immersion dans du xylol. Enfin, les micro-sections sont noyées dans de la résine et montées sur des lames minces. Une description détaillée de ce protocole est fournie par F.H. Schweingruber (1996). Les lames minces sont photographiées sous un microscope (grossissement x 20). Dans chacun des compartiments du cerne de croissance, bois initial et bois final, la surface du lumen (cavité centrale de la cellule) de 15 trachéides (cellule allongée du xylème) ainsi que le nombre de cellules le long de trois files radiales (alignement de trachéides adjacentes) sont mesurées. Ces mesures anatomiques nécessaires à l’identification de t0 sont réalisées au moyen du logiciel Wincell Pro 2009a. La hauteur érodée (Er ; fig. 2A) correspond à la distance verticale entre la partie sommitale de la racine et la surface actuelle du sol (Ex), à laquelle on soustrait l’épaisseur de bois formée depuis la mise à l’air (R). Ex est mesurée directement sur le terrain au moyen d’une jauge micrométrique (fig. 2A). R est mesurée sur les clichés microscopiques de lames minces. La vitesse d’érosion moyenne est donc calculée en rapportant Er au nombre d’années écoulées depuis le déchaussement.Enfin, d’un point de vue spatial, la dendrogéomorphologie permetde disposer de nombreux points de mesure répartis dans tout le bassin versant. L’échantillonnage a ainsi été stratifié en fonction du modelé (interfluve, versant) et de la pente. Les talwegs n’ont pas été échantillonnés car l’étalonnage par rapport à la micrométrie est impossible (voir paragraphe suivant). Sur le plan temporel, elle permet aussi d’obtenir, en fonction de l’année de déchaussement, des vitesses d’érosion moyennes sur plusieurs années voire quelques décennies. Pour cette raison, seules les racines d’un diamètre supérieur à 20 mm ont été échantillonnées, à une distance d’au moins 50 cm du tronc, afin d’éviter les perturbations liées à la remontée de la base du tronc inhérente à la croissance de l’arbre (La Marche, 1968) et le stress mécanique exercé par la tige sur le réseau racinaire (Gärtner, 2007). Au total, 39 sections (7 sur interfluve et 32 sur versant) ont été prélevées au cours de l’automne 2009 sur des racines de Pinus sylvestris L. déchaussées. Leur diamètre moyen  est de 45 mm pour des pentes comprises entre 6° et 54° (tab. 1).

Tab. 1 – Caractéristiques des racines étudiées et vitesses d’érosion déduites des variations anatomiques de croissance.
Tab. 1 – Characteristics of studied roots and erosion rates determined from wood anatomical changes.

Tab. 1 – Caractéristiques des racines étudiées et vitesses d’érosion déduites des variations anatomiques de croissance.Tab. 1 – Characteristics of studied roots and erosion rates determined from wood anatomical changes.

5L’approche micrométrique. La technique micrométrique est basée sur le suivi annuel d’un réseau de tiges métalliques (fig. 1B and fig. 2B). 47 points de mesure ont été suivis annuellement entre février 2002 et mars 2008 (7 années de mesures) sur interfluves (10) et sur versants dénudés (37), pour des pentes variant de 6° (sur interfluves) à 45° (sur versants ; tab. 2). Cette répartition des tiges s’explique par l’extension spatiale réduite des interfluves. Pour des raisons de fiabilité technique, les talwegs et les versants en pente forte (> 45°) n’ont pas fait l’objet de mesures micrométriques. En effet, les tiges métalliques font obstacle au transit sédimentaire et aux écoulements brutaux chargés de terre fine, graviers et débris végétaux, qui finissent par les tordre et les déplacer. Le piquetage a été réalisé selon un pas métrique le long de transects de 5 m et 8 m de long, dans le sens de la pente, avec des tiges métalliques de 25 cm de long dépassant de la surface de 5 cm. L’évolution du tirant d’air est mesurée au moyen d’une jauge micrométrique au 1/50e, avec un artefact limité pour l’érosion pelliculaire, grâce à l’étroitesse des tiges (diamètre = 6 mm). L’érosion moyenne correspond, pour chaque tige, à l’évolution de ce tirant d’air durant les 7 années de suivi.

Tab. 2 – Caractéristiques du matériel micrométrique utilisé et vitesses d’érosion déduites des variations du tirant d’air depuis 2002.
Tab. 2 – Characteristics of the marking stakes network and erosion rates determined from monitoring since 2002.

N° du transect

N° tige

Modelé

Pente
(en °)

Vitesse d'érosion
(en mm/a)

A

1

Interfluve

13

6,1

A

2

Interfluve

15

5,9

A

3

Interfluve

16

6,1

A

4

Versant

31

6

A

5

Versant

41

7,9

A

6

Versant

41

4,5

A

7

Versant

37

4,2

A

8

Versant

28

3,1

B

9

Interfluve

15

5,2

B

10

Versant

26

6,4

B

11

Versant

33

4,9

B

12

Versant

33

4,5

B

13

Versant

30

4,7

C

14

Versant

21

3,3

C

15

Versant

24

4,9

C

16

Versant

22

6,4

C

17

Versant

27

6,6

C

18

Versant

31

10

C

19

Interfluve

7

2,1

C

20

Versant

26

4

D

21

Versant

32

3,5

D

22

Versant

35

11,5

D

23

Interfluve

15

3,6

D

24

Versant

22

9,7

D

25

Versant

19

4,6

D

26

Versant

18

6,7

D

27

Interfluve

14

4,9

D

28

Versant

19

7,8

E

29

Versant

22

4,8

E

30

Versant

19

3,9

E

31

Versant

36

6

E

32

Versant

23

2,8

E

33

Versant

21

5,2

F

34

Versant

26

6,3

F

35

Versant

33

9

F

36

Versant

40

8,9

F

37

Versant

42

7,9

F

38

Versant

43

10,9

F

39

Interfluve

10

2,7

F

40

Versant

24

6,5

G

41

Interfluve

16

2,6

G

42

Versant

30

6,1

G

43

Versant

45

6,3

G

44

Versant

43

6,6

G

45

Interfluve

6

1,9

G

46

Interfluve

11

3,5

Moyenne

26

5,7

6Comparaison des deux approches. Afin de comparer les mesures micrométriques et dendrogéomorphologiques, deux modèles de régression linéaire (VP) qui ajustent la vitesse d’érosion (V) en fonction de la pente (P) ont été établis. En effet, les mesures micrométriques réalisées en secteur dénudé depuis plusieurs années ont conduit à retenir la pente comme le principal facteur contrôlant l’intensité de l’érosion, en dehors des facteurs climatiques, des caractéristiques structurales à l’affleurement et du comportement mécanique de la marne (Garnier et Lecompte, 1996 ; Descroix et Mathys, 2003).

Fig. 2 – Coupe schématique d’une racine déchaussée montrant les paramètres nécessaires au calcul des vitesses d’érosion (A) et dispositif de suivi micrométrique (B).
Fig. 2 – Schematic view (cross section) of an exposed root showing the parameters needed to calculate the erosion rate (A) and stake measurement (B).

Fig. 2 – Coupe schématique d’une racine déchaussée montrant les paramètres nécessaires au calcul des vitesses d’érosion (A) et dispositif de suivi micrométrique (B).Fig. 2 – Schematic view (cross section) of an exposed root showing the parameters needed to calculate the erosion rate (A) and stake measurement (B).

Ex désigne la distance verticale entre la partie sommitale de la racine et la surface actuelle du sol. R correspond à la croissance de la racine depuis le déchaussement. Er représente la hauteur réellement érodée (Er = Ex - R). H indique la hauteur du tirant d’air. 1 : couverture détritique ; 2 : régolithe ; 3 : marne saine ; 4 : surface topographique à t0 reconstruite grâce aux variations anatomiques ; 5 : surface topographique actuelle.
Ex is the vertical distance between the upper part of the root and the present soil surface. R represents the growth of the root since the time of exposure. Er represents the height eroded soil layer since the time of exposure (Er = Ex - R). H represents the air draught (vertical distance between the upper part of the stake and the soil surface). 1: detrital layer; 2: regolith; 3: marl bedrock; 4: reconstructed soil surface at the time of exposure (t0); 5: current soil surface.

Résultats

7Vitesses d’érosion obtenues par mesures dendrogéomorphologiques. Les 39 racines de Pinus sylvestris L. échantillonnéesont un âge moyen de 38 ans (écart-type : 13 ans). 8 790 files radiales et la surface du lumen de 43 950 trachéides ont été mesurées sur l’ensemble des lames minces. La fig. 3A a été réalisée à partir de l’échantillon 101D représentatif des évolutions anatomiques observées suite au déchaussement (fig. 3A). L’échantillon a été prélevé à mi-versant d’un flanc de ravine décamétrique, sur une pente de 29°. D’un diamètre de 40 mm, il est déchaussé sur deux tiers de sa hauteur et présente une cicatrice sur sa partie supérieure (fig. 3B). Jusqu’en 1994, les cernes de croissance sont étroits (fig. 3C)et les files radiales courtes tant dans le bois initial  (1-2 cellules en moyenne) que dans le bois final (3-5 cellules ; fig. 3D). Le lumen des trachéides a une surface importante : 200 μm2 en moyenne pour le bois initial et 250 μm2 pour le bois final. L’épaisseur pariétale est équivalente dans les deux compartiments ce qui rend complexe la distinction des cernes (fig. 3C). Entre 1995 et 1998, la surface des trachéides du  bois initial ne montre pas de variation significative (fig. 3D). Dans le bois final, la surface du lumen diminue. La différenciation des cernes est facilitée par les augmentations du nombre de cellules par files radiales (5-10) et de l’épaisseur pariétale. Entre 1999 et 2000, la surface du lumen des trachéides du bois initial diminue de 60 %. L’année 1999 a ainsi été retenue comme année d’affleurement (t0) pour 101D. L’année t0 a été déterminée pour chacun des échantillons en utilisant ce critère. Les années de déchaussement s’échelonnent entre 1965 et 2000 (tab. 1) ce qui permet de calculer des vitesses d’érosion moyenne sur une à quatre décennies, pour une moyenne de 21 ans. Les hauteurs de déchaussement (Ex) mesurées sur le terrain sont comprises entre 34 mm et 266 mm ce qui correspond à des hauteurs érodées (Er) de 34 mm à 250 mm, après retrait de l’épaisseur de bois formée depuis la mise à l’air (R). Ces données ont permis de quantifier des vitesses d’érosion moyenne de 3 mm à 4,7 mm sur interfluves (moyenne : 3,8 mm/a ; écart-type : 0,6 mm) et de 2,1 mm à 8,4 mm sur versants (moyenne : 5,3 mm/a ; écart-type : 1,9 mm). L’érosion moyenne sur l’ensemble des échantillons s’élève à 5,1 mm/a.

Fig. 3 – Exemple de la section 101D : vue générale (A), détail de la section après ponçage de l’échantillon (B), lame mince (C), détermination de l’année de déchaussement (1999) à partir du comptage du nombre de cellules des files radiales et de la réduction de la surface de lumen des trachéides du bois initial et du bois final (D).
Fig. 3 – Example of the cross section 101D:  overview (A), detail of the section after sanding (B), microsection (C), determination of the year of exposure (1999) from ring width (number of cells) and decrease of lumen on the earlywood and latewood tracheids (D).

Fig. 3 – Exemple de la section 101D : vue générale (A), détail de la section après ponçage de l’échantillon (B), lame mince (C), détermination de l’année de déchaussement (1999) à partir du comptage du nombre de cellules des files radiales et de la réduction de la surface de lumen des trachéides du bois initial et du bois final (D). Fig. 3 – Example of the cross section 101D:  overview (A), detail of the section after sanding (B), microsection (C), determination of the year of exposure (1999) from ring width (number of cells) and decrease of lumen on the earlywood and latewood tracheids (D).

1 : surface moyenne de lumen (en μm2) ; 2 : nombre de cellules par file radiale ; 3 : année de la mise à l’air libre de la racine.
1: average cell lumen area (in µm²); 2: number of cells in radial files; 3: year of exposure.

8Vitesses d’érosion obtenues par mesures micrométriques. La vitesse d’ablation moyenne calculée pour l’ensemble des 47 tiges entre 2002 et 2009 est de 5,7 mm/a (tab. 2). Sur interfluves, l’érosion est comprise entre 2,6 mm/a et 5,1 mm/a (moyenne : 4,1 mm/a ; écart-type : 1,6 mm/a). Sur les versants, elle atteint en moyenne 6,2 mm/a mais dépasse localement 10 mm/a (écart-type : 2,2 mm/a). Cet écart type traduit les différences qui apparaissent le long des transects sur les flancs de ravine. Elles s’expliquent principalement par les variations de pente et secondairement par la configuration structurale de l’affleurement (Rovéra et al., 1999).

9Comparaison des deux approches. L’échantillon 7A, situé sur interfluve (pente : 6°), à proximité de deux tiges, permet une comparaison ponctuelle, à l’échelle du décimètre carré (fig 4). Les valeurs obtenues sont identiques aux valeurs mesurées au niveau de la tige métallique n° 50 (3,4 mm/a et 3,5 mm/a, respectivement) alors que la tige n° 51 sous-estime l’érosion (1,9 mm/a).La fig. 5A présente les vitesses d’érosion obtenues à partir des deux approches. Les vitesses d’érosion issues de l’analyse dendrogéomorphologique ne sont pas statistiquement différentes de celles obtenues au moyen de la micrométrie (Test de Student, p < 0.05). En revanche, les tests t nous permettent de conclure que les vitesses d’érosion moyennes sur interfluves et celles sur versants sont statistiquement différentes, quelle que soit la méthode utilisée. Les modèles de type linéaire (VP) établis par traitement statistique des données dendrogéomorphologiques  (VP(d) ; fig. 5B) et micrométriques  (VP(m) ; fig. 5C) sont les suivants :

VP(d) = 0,08 P1 + 2,6 (1)

VP(m)= 0,11 P2 + 2,8 (2)

avec V = vitesse d’érosion (en mm/a) et P = pente (en degrés). Les coefficients de détermination établis pour chacune des deux régressions simples (r²(d) = 0,39 et r²(m) = 0,30) sont significatifs à p < 0,05. Les erreurs quadratiques moyennes (RMSE) sont de 1.44 mm/a pour les racines et de 1,93 mm/a pour les tiges métalliques.  Pour des pentes comprises entre 0° et 40°, les vitesses obtenues à partir VP(d) et VP(m) sont situées respectivement dans les intervalles (2,6-5,8 mm/a) et (2,8-7,2 mm/a), ce qui correspond à la situation des crêtes étroites et des hauts de versant de ravines. Quelle que soit la pente, VP(d) sous-estime les vitesses d’érosion.

Fig. 4 – Comparaison des vitesses d’érosion obtenues sur interfluve à partir de l’échantillon 7A et des tiges n° 49 et n° 50.
Fig. 4 – Comparison of erosion rates on interfluve determined from the cross-section 7A and the marking stakes n° 49 and n°50.

Fig. 4 – Comparaison des vitesses d’érosion obtenues sur interfluve à partir de l’échantillon 7A et des tiges n° 49 et n° 50.Fig. 4 – Comparison of erosion rates on interfluve determined from the cross-section 7A and the marking stakes n° 49 and n°50.

Fig. 5 – Comparaison des vitesses d’érosion sur versants et interfluves (A), modèle de régression linéaire, vitesse d’érosion/pente [VP(d) ; B et VP(m) ; C], établis à partir des racines et des mesures micrométriques. Les hyperboles indiquent l’intervalle de confiance de la régression à 95 %.
Fig. 5 – Comparison of slope and interfluve erosIon rates (A), linear regression models, erosion rates/slope [VP(d) ; B et VP(m) ; C], resulting from anatomical changes in roots and from stake measurements. Hyperboles indicate the 95% confidence intervals of the linear regression models.

Fig. 5 – Comparaison des vitesses d’érosion sur versants et interfluves (A), modèle de régression linéaire, vitesse d’érosion/pente [VP(d) ; B et VP(m) ; C], établis à partir des racines et des mesures micrométriques. Les hyperboles indiquent l’intervalle de confiance de la régression à 95 %. Fig. 5 – Comparison of slope and interfluve erosIon rates (A), linear regression models, erosion rates/slope [VP(d) ; B et VP(m) ; C], resulting from anatomical changes in roots and from stake measurements. Hyperboles indicate the 95% confidence intervals of the linear regression models.

1 : mesures dendrogéomorphologiques (racines) ; 2 : mesures micrométriques (tiges).
1: dendrogeomorphological measurements (roots); 2: stake measurements.

Discussion

10Robustesse de la mesure dendrogéomorphologique. Les vitesses d’érosion issues de l’approche dendrogéomorphologique sont comparables à celles de l’approche micrométrique. Ce résultat confirme qu’une réduction brutale de la surface du lumen des trachéides du bois initial constitue un indicateur fiable pour dater la mise à l’air libre de la racine dans le cas de processus d’érosion pelliculaire. L’érosion moyenne (5,1 mm/a) concorde également avec les taux d’érosion rapportés à la surface dénudée (4,7 mm/a) obtenus à l’exutoire du bassin du Moulin par le Cemagref entre 1988 et 2000 (Mathys et al, 2003). Le modèle de régression linéaire VP(d) établi à partir des données racinaires témoigne d’une influence importante mais non exclusive de la pente sur la vitesse d’érosion.  La sous-estimation des vitesses d’érosion sur pentes fortes, de l’ordre de 20 % pour une pente de 40°, est probablement lié : 1) à l’obstruction temporaire du transit sédimentaire par la racine (Cohen et Rey, 2005) dépendant de son orientation par rapport à la pente et de son degré de déchaussement ; 2) à des hauteurs de déchaussement différente entre l’amont et l’aval de la racine ; 3) à des modifications anatomiques qui peuvent intervenir, dans le cas de processus d’érosion continus, dès 5 cm de profondeur alors que la racine est toujours enfouie (Gärtner, 2007) ; 4) à des vitesses moyennes calculées sur des périodes différentes, deux décennies en moyenne pour les racines, 7 années pour les tiges métalliques et 5) aux insuffisances de la micrométrie sur les pentes fortes (Rovéra et al., 1999).

11Détermination de l’année de mise à l’air libre. La fiabilité des vitesses d’érosion mesurées à l’aide des racines de Pinus sylvestris L. repose sur la détermination précise de l’année de déchaussement. Les travaux réalisés dans le bassin-versant du Moulin confirment les observations déjà publiées dans le cas de processus d’érosion continus (Gärtner et al., 2001 ; Gärtner, 2007 ; Hitz et al., 2008 a et b). Le bois racinaire enfoui présente une structure anatomique caractéristique. Le lumen des trachéides a une surface importante dans les deux compartiments du cerne. L’épaisseur pariétale dans le bois initial et le bois final est identique ce qui rend la distinction des cernes difficiles (Gärtner et al., 2001). Un état transitoire est ensuite observé lorsque la racine, exposée à un processus de dénudation continue, se trouve à quelques centimètres sous la surface du sol (Gärtner et al., 2001). Il se traduit par des variations anatomiques dans le bois final sans modification de la structure du bois initial. Enfin, la mise à l’air libre de la racine provoque une diminution importante (de l’ordre de 60 %) de la surface du lumen des trachéides du bois initial (Gärtner et al., 2001 ; Gärtner, 2007 ; Rubiales et al., 2008 ; Malik, 2008 ; Hitz et al., 2008 a et b). Ces changements anatomiques peuvent être interprétés comme la réponse du système vasculaire des conifères aux stress engendrés par les modifications des conditions environnementales. La diminution de l’épaisseur du régolite autour et au contact de la racine provoque une augmentation de l’amplitude des oscillations thermiques et hydriques. Par exemple, dans le bassin-versant du Bouinenc, voisin de celui du Moulin, G. Rovéra et Y. Robert (2005) ont mesuré, au cours de l’hiver 2000-2001, 23 cycles de gel-dégel à -10 cm de profondeur, 61 à -5 cm et 92 à -1 cm. Cette action combinée des stress hydrique et thermique, liés à la sécheresse, à des températures élevées ou aux cycles gel-dégel tardifs, fréquents dans le régolite (Rovéra et Robert 2005), rend le bois très vulnérable et affecte le processus de cytogenèse comme cela a pu être constaté dans les tiges aériennes (Antonova et Stasova, 1993, 1997). Les changements de la surface des trachéides ou de l’épaisseur pariétale dans les deux compartiments du cerne permettent aux bois initial et final d’être plus résistants vis-à-vis des phénomènes de cavitation qui se produisent dans le xylème (Rubiales et al., 2008) et à l’égard des dommages mécaniques. Ainsi, des trachéides plus étroites protègent des embolies et peuvent être considérées comme une adaptation aux nouvelles conditions environnementales favorisées par l’érosion (Pitterman et Sperry, 2003 ; Willson et Jackson, 2006).

12Stabilité de l’axe de référence. La mesure de l’érosion nécessite l’utilisation d’un axe de référence stable. Pinus sylvestris L. est capable de s’implanter directement dans le substrat grâce à un enracinement initial pivotant. Mais assez rapidement avec la croissance de l’arbre, dès les premières années et compte tenu de la compacité de la marne sous-jacente au régolite, à faible profondeur, les racines traçantes prennent le relais et se répartissent, de manière rayonnante, dans les premiers décimètres du régolite ou de la marne désagrégée (Mickovski et Ennos, 2002). Ces racines montrent une capacité à se développer sur leur longueur avec des dimensions supérieures à 10-15 m pour aller capter l’eau, de manière préférentielle, vers les fonds de talwegs ou sur les flancs ubacs qui gardent l’humidité plus longtemps que les crêtes ou les versants adrets. Elles sont souvent déchaussées mais se maintiennent au contact du substrat lorsqu’il y a mise à l’affleurement puis déchaussement partiel. Pour cette raison, elles fabriquent alors des cernes dissymétriques (bois de réaction). La forte capacité de maintien en surface du régolite des racines principales est également favorisée par l’émission de racines adventives qui s’insèrent dans les strates marneuses grâce au géotropisme de leur coiffe (Polacek et al., 2006). Les racines constituent ainsi un axe de référence fiable pour l’estimation de l’ablation.

Conclusion

13L’utilisation des modifications anatomiques des cellules du bois racinaire suite à un déchaussement est récente et a surtout été utilisée pour quantifier des mouvements rapides, d’ampleur décimétrique à pluri-métrique, de type ravinement (Malik, 2008) ou érosion torrentielle (Hitz et al., 2008 a et b). Pour la première fois, elles sont utilisées pour quantifier des vitesses de dénudation liées à des processus d’érosion pelliculaire et sont calibrées par comparaison à d’autres mesures ponctuelles, sur un même site. Les résultats obtenus démontrent la fiabilité de l’approche dendrogéomorphologique.La hauteur de déchaussement de 39 racines de Pinus sylvestris L., situées sur interfluves et sur versant de ravines en pente moyenne,a été mesurée dans le bassin-versant marneux du Moulin. L’étude microscopique des changements anatomiques a permis de déterminer avec précision la durée de déchaussement de ces racines, 21 ans en moyenne. Ces deux valeurs permettent d’obtenir des vitesses d’érosion comprises entre 3 mm/a et 4,7 mm/a sur interfluves et entre 2,1 mm/a et 8,4 mm/a sur versants, en étroite corrélation avec la pente. La vitesse d’érosion moyenne calculée pour l’ensemble des racines (5,1 mm/a) concorde avec celles obtenues à partir de mesures micrométriques (5,7 mm/a en moyenne) et par cubages réalisés à l’exutoire du bassin-versant  (4,7 mm/a). Dès lors, l’approche dendrogéomorphologique apparaît comme un outil robuste et fiable pour quantifier les vitesses minimales d’ablation sur marnes. Dans les bassins versants non instrumentés, elle pourra permettre une quantification de l’érosion moyenne sur plusieurs décennies. Compte tenu de l’abondance du matériel végétal dans certains badlands, l’approche pourra être utilisée pour la spatialisation des vitesses d’érosion. Outre les interfluves et les versants en pente moyenne, cette méthode offre également des perspectives pour la quantification de l’érosion dans les talwegs et sur les versants en pente forte où les méthodes micrométriques traditionnelles ne sont pas utilisables.

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Annexe

In the badlands of the Southern French Alps, marl erosion causes sedimentation in artificial storage lake and river systems. On the one hand, this leads to a considerable reduction of all functions of the storage lakes; on the other hand, it can have severe impact on the fluvial ecosystems (Brochot and Meunier, 1996; Alary, 1998; Brochot, 1999; Balland et al., 2002; Cohen and Rey, 2005; Mathys and Poesen, 2005). These problems are particularly acute in the Durance basin where the erosion rates in the catchment (5-10 mm/a) are the highest values worldwide (Delannoy and Rovéra, 1996). In the last 20 years, several investigation methods were used to estimate erosion rates including measurements of sediment yields using dams (Bufalo, 1989; Mathys et al., 1996; Richard and Mathys, 1999; Mathys et al., 2003) and runoff plots (Oostwoud et al., 1998; Mathys et al., 2005), estimations of the change of the surface level using profilometry (Descroix, 1998), the use of marking iron stakes (Chodzco and Lecompte, 1992; Lecompte et al., 1998; Rovéra et al., 1999) or the analysis of successive high-accuracy Digital Elevation Models (Raclot et al., 2005; Puech et al., 2009). In this study, the exposed roots of Pinus sylvestris L. are used to quantify erosion rates in marly badlands. The reliability of this dendrogeomorphological approach (Alestalo, 1971) is estimated by comparing the collected data with the denudation rates derived from a network of 47 marking iron stakes monitored since 2002 on the same site.

The fieldwork was carried out in the Moulin catchment (Draix, Southern French Alps; fig. 1) which is exposed to intense marly degradation related to freezing-thawing (Rovéra and Robert, 2005) and wetting-drying phenomenon. A total of 39 Pinus sylvestris L. displaying exposed roots were sampled at a minimum distance of about 50 cm from the stem to avoid stem-related disturbances of the wood anatomy. The erosion rates were determined by the ratio between the minimum depth of erosion measured from the uppermost surface of roots to the current soil surface and the temporal interval during which the roots have been exposed to the atmosphere (LaMarche, 1968; Eardley and Viavant, 1967; Dunne et al., 1978; Carrara and Carroll, 1979). In order to determine the year of exposure (t0), the root cross-sections were cut into micro sections using a sledge microtome and, after chemical treatments (Schweingruber, 1996), put to a slide for microscopic analysis. The number of cells and the cell lumen area in early- and latewood were measured for each growth-ring using Wincell software. The changes in the anatomical structure of the ring were analysed. The minimum erosion depth (Er) was obtained by subtracting the subsequent growth of the root after exposure (R) to the depth of erosion measured in the field (Er; fig. 2). The lumen area of 43950 tracheids was measured on the slides. The years of exposure to the atmosphere were determined by a peculiar reduction of about 60% of the lumen area of earlywood tracheids (fig. 3) as stated by H. Gärtner et al. (2001, 2007). The year of exposure varies between 1965 and 2000 enabling the computation of decennial erosion rates ranging between 3-4.7 mm/a on interfluves and 2.1-8.4 mm/a on slopes (tab. 1). These values are close to the erosion rates derived from the iron stake network between 2002 and 2009, say 2.6-5.1 mm/a on interfluves and 2.8-11.5 mm/a on slopes (fig. 4 and tab. 2). The mean annual denudation rates derived from both methods are proved to be statistically equal. Two linear regression models VP(d) and VP(m) (fig. 5) involving slopes and erosion rates are statistically significant at p < 0.05. They reveal a slight underestimation of erosion rates from the dendrogeomorphological approach especially on the steepest slopes.

The present study confirms the potential of anatomical analysis to determine the year of exposure (Gärtner et al., 2001; Gärtner, 2007; Hitz et al., 2008 a and b). The physiological interpretation of these anatomical changes could be related to the response of the coniferous vascular system to the stress that arises due to the reduced thickeness of the soil above the root. This hypothesis is supported by the findings of G.F. Antonova and V.V. Stasova (1993, 1997) who show that higher temperature and moisture oscillations affect the processes of cytogenesis. For example, changes on earlywood and latewood tracheid sizes and wall thickness allow wood to be more resistant to xylem cavitation and mechanical damage (Rubiales et al., 2008).

The use of the wood anatomical changes in the microscopic wood structure of the root to detect the year of exposure is a relatively new method in dendrogeomorphology. To date, they have been used to quantify sudden exposure related to gully formation (Malik, 2008) or debris flows (Hitz et al., 2008 a and b). For the first time, we used these indicators to quantify continuous erosion rates related. The comparison with other methods confirms the reliability of our results. Several causes may explain the underestimation of the erosion rates derived from the dendrogeomorphological analysis: (i) the root tends act to as a small ‘dam’, retaining sediments on one side and remaining bare on the other (Cohen and Rey, 2005); (ii) the anatomical changes can occur from a few centimetres beneath the soil surface since the root is still buried (Gärtner, 2007); (iii) the erosion rates are calculated over different periods, two decades on average for the roots, 7 years for the stakes; (iv) the stakes are often dislodged on the steepest slopes (Rovéra et al., 1999). Despite these slight inaccuracies, the present study confirms the usefulness and importance of the dendrogeomorphological approach regarding marly erosion. The measurement of ground lowering against datable exposed roots represents an advantageous method for an erosion estimate. This approach could be particularly appropriate for the establishment of records in catchments where instrumental data are scarce or absent.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Le bassin-versant du Moulin (photo D. Richard).Fig. 1 – The Moulin basin (photo D. Richard).
Légende (A). Cartographie de la végétation du site d’étude, localisation des transects de tiges métalliques et des arbres échantillonnés.(B). 1 : îlots subspontanés de Pinus sylvestris L. ; 2 : piquetage herbacé ; 3 : sol dénudé ; 4 : transects de tiges métalliques ; 5 : arbres échantillonnés ; 6 : talweg ; 7 : limite du bassin-versant.(A). Vegetation map of the study site, location of the iron stake transects and sampled trees.(B). 1: isolated patches of Pinus Sylvestris L.; 2: patches of herbaceous vegetation; 3: bare soil; 4: iron stakes; 5: sampled trees; 6: thalweg; 7: limit of the catchment.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9254/img-1.png
Fichier image/png, 96k
Titre Tab. 1 – Caractéristiques des racines étudiées et vitesses d’érosion déduites des variations anatomiques de croissance.Tab. 1 – Characteristics of studied roots and erosion rates determined from wood anatomical changes.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9254/img-2.png
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Titre Fig. 2 – Coupe schématique d’une racine déchaussée montrant les paramètres nécessaires au calcul des vitesses d’érosion (A) et dispositif de suivi micrométrique (B).Fig. 2 – Schematic view (cross section) of an exposed root showing the parameters needed to calculate the erosion rate (A) and stake measurement (B).
Légende Ex désigne la distance verticale entre la partie sommitale de la racine et la surface actuelle du sol. R correspond à la croissance de la racine depuis le déchaussement. Er représente la hauteur réellement érodée (Er = Ex - R). H indique la hauteur du tirant d’air. 1 : couverture détritique ; 2 : régolithe ; 3 : marne saine ; 4 : surface topographique à t0 reconstruite grâce aux variations anatomiques ; 5 : surface topographique actuelle.Ex is the vertical distance between the upper part of the root and the present soil surface. R represents the growth of the root since the time of exposure. Er represents the height eroded soil layer since the time of exposure (Er = Ex - R). H represents the air draught (vertical distance between the upper part of the stake and the soil surface). 1: detrital layer; 2: regolith; 3: marl bedrock; 4: reconstructed soil surface at the time of exposure (t0); 5: current soil surface.
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Titre Fig. 3 – Exemple de la section 101D : vue générale (A), détail de la section après ponçage de l’échantillon (B), lame mince (C), détermination de l’année de déchaussement (1999) à partir du comptage du nombre de cellules des files radiales et de la réduction de la surface de lumen des trachéides du bois initial et du bois final (D). Fig. 3 – Example of the cross section 101D:  overview (A), detail of the section after sanding (B), microsection (C), determination of the year of exposure (1999) from ring width (number of cells) and decrease of lumen on the earlywood and latewood tracheids (D).
Légende 1 : surface moyenne de lumen (en μm2) ; 2 : nombre de cellules par file radiale ; 3 : année de la mise à l’air libre de la racine. 1: average cell lumen area (in µm²); 2: number of cells in radial files; 3: year of exposure.
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Titre Fig. 4 – Comparaison des vitesses d’érosion obtenues sur interfluve à partir de l’échantillon 7A et des tiges n° 49 et n° 50.Fig. 4 – Comparison of erosion rates on interfluve determined from the cross-section 7A and the marking stakes n° 49 and n°50.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9254/img-5.png
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Titre Fig. 5 – Comparaison des vitesses d’érosion sur versants et interfluves (A), modèle de régression linéaire, vitesse d’érosion/pente [VP(d) ; B et VP(m) ; C], établis à partir des racines et des mesures micrométriques. Les hyperboles indiquent l’intervalle de confiance de la régression à 95 %. Fig. 5 – Comparison of slope and interfluve erosIon rates (A), linear regression models, erosion rates/slope [VP(d) ; B et VP(m) ; C], resulting from anatomical changes in roots and from stake measurements. Hyperboles indicate the 95% confidence intervals of the linear regression models.
Légende 1 : mesures dendrogéomorphologiques (racines) ; 2 : mesures micrométriques (tiges).1: dendrogeomorphological measurements (roots); 2: stake measurements.
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Pour citer cet article

Référence papier

Christophe Corona, Jérôme Lopez Saez, Georges Rovéra, Laurent Astrade, Markus Stoffel et Frédéric Berger, « Validation d’une méthode de quantification des vitesses d’érosion sur marnes par dendrogéomorphologie (Draix, Alpes de Haute-Provence) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 17 - n° 1 | 2011, 83-94.

Référence électronique

Christophe Corona, Jérôme Lopez Saez, Georges Rovéra, Laurent Astrade, Markus Stoffel et Frédéric Berger, « Validation d’une méthode de quantification des vitesses d’érosion sur marnes par dendrogéomorphologie (Draix, Alpes de Haute-Provence) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 17 - n° 1 | 2011, mis en ligne le 18 mai 2013, consulté le 27 mars 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/9254 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.9254

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Auteurs

Christophe Corona

Cemagref UR EMGR - 2, rue de la papeterie - BP 76 - F-38402 Saint-Martin d’Hères cedex - France (christophe.corona@cemagref.fr)

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Jérôme Lopez Saez

Cemagref UR EMGR - 2, rue de la papeterie - BP 76 - F-38402 Saint-Martin d’Hères cedex - France (jerome.lopez@cemagref.fr)

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Georges Rovéra

Institut de Géographie Alpine - Université Joseph-Fourier (Grenoble 1) - 14 bis, avenue Marie Reynoard - 38100 Grenoble (georges.rovera@ujf-grenoble.fr)

Laurent Astrade

Université de Savoie - CISM - Laboratoire EDYTEM - Bâtiment Belledonne - Campus de Technolac - 73370 Le Bourget-du-Lac (laurent.astrade@univ-savoie.fr)

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Markus Stoffel

Laboratoire de dendrogéomorphologie - Institut de Géologie - Université de Berne - Baltzerstrasse 1 +3 - CH-3012 Berne - Suisse (markus.stoffel@dendrolab.ch)

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Frédéric Berger

Cemagref UR EMGR - 2, rue de la papeterie - BP 76 - F-38402 Saint-Martin d’Hères cedex - France (frederic.berger@cemagref.fr)

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