- sur la Griaz, d'importantes chutes du profil en long ont été observées à la suite de certaines crues. Ainsi, lors des formidable coulées du 2 août 1895, le ravin des Arandellys fut fortement affouillé : la fondation du premier grand barrage de correction torrentielle établi en 1894 fut mise à nu ; elle surplombait de 2 mètres le fond du chenal. L'incision du talweg dépassait 9 mètres en de nombreuses sections (Archives R.T.M. 74 ; rapport Arlen, 8 août 1895). En septembre 1898 (Figure 4.16), des affouillements de plus de 8 mètres furent observés en l'espace de quelques heures (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bernard, 23 oct. 1898). Des phénomènes similaires ont été décrits sur les torrents japonais (Suwa et al., 1980);

- sur le torrent de Reninges, la crue affouillante du 20 juin 1893 causa de nombreux dégâts aux barrages de correction entraînant la ruine presque complète des travaux et mobilisant un volume considérable de matériaux (Figure 4.17).

2) Sur les cônes de déjection, les affouillements se font au détriment de matériaux ayant déjà subi un transport torrentiel; en effet les processus de versant n'influencent pas directement le cône, excepté les avalanches. Ici encore, le torrent de la Griaz nous livre de nombreux exemples de l'autocurage du chenal, les phénomènes les plus remarquables se produisant lors des crues d'intensité extrême (voir Figure 4.14 A):

- les laves de juillet et août 1895 augmentèrent considérablement la section du chenal torrentiel sur le cône, celui-ci atteignant selon les témoignages de l'époque une largeur moyenne de 12 mètres et 8 mètres de profondeur, sur une distance de près de 2 kilomètres (Archives R.T.M. 74 ; rapport Arlen, 8 août 1895). D'après les calculs du Forestier, 200 000 m³ de sédiments auraient transité dans l'Arve durant cet épisode. Cette estimation nous semble exagérée ; il n'en demeure pas moins que les quantités de matériaux empruntées au cône de déjection furent ce jour là particulièrement importantes. De tels phénomènes se reproduisirent en 1898 et 1905, grossissant fortement les charriages qui atteignirent le confluent ;

- l'action affouillante des crues fut probablement renforcée par les caractéristiques fonctionnelles particulières du torrent de la Griaz : en effet, si le ravin des Arandellys délivre des laves très denses, les eaux de crue de l'émissaire glaciaire de la Griaz sont beaucoup moins chargées en fines, ce qui favorise un écoulement plus fluide. La réunion des deux ravins entraîne un délayage des laves mises en mouvement dans les Arandellys (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bernard, 28 août 1900). Le Forestier attribua à ce phénomène la forte puissance affouillante des laves de la période 1895-1905 (Archives R.T.M. 74 ; rapports Bernard, 3 août 1898, 3 août 1905).

L'exemple de la Griaz illustre parfaitement le rôle trop souvent négligé du cône de déjection, dans l'alimentation sédimentaire des transports solides torrentiels. Pour que cette recharge soit efficace, il faut que, lors de son transit sur le cône, la lave conserve une forte énergie malgré la réduction de pente.

b) Les incisions dans les formations cohérentes.

L'incision des formations non détritiques est étroitement liée à leur résistance à l'érosion. Les secteurs les plus résistants forment des points durs du profil en long, en général associés à des ruptures de pente : c'est le cas des barres rocheuses calcaire que le torrent de Reninges franchit en cascades. Bien entendu, leur évolution est le plus souvent imperceptible à l'échelle de temps humaine.

Dans les matériaux plus tendres en place, tels les schistes, marnes ou les cargneules,
l'érosion peut clairement s'exprimer : la rupture brutale d'un des points durs peut entraîner d'importants réajustements du profil en long. L'exemple du torrent des Ruttets illustre le phénomène : pendant l'année 1937, les eaux entaillèrent un seuil de schiste dur avec forte pente locale, situé en aval de l'un des ouvrages de correction torrentielle et qui jouait le rôle de contre-barrage naturel. La rupture du seuil entraîna immédiatement la déstabilisation partielle du profil en long et l'incision des marnes, schistes tendres et matériaux d'éboulis composant le lit amont. La migration rapide du point d'entaille vers l'amont, traduisant un phénomène d'érosion régressive, eut pour conséquences un très net abaissement du profil et la mise à nu des fondations du barrage (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bouverot, janv. 1938).

En définitive, l'incision des formations cohérentes tendres, même si elle engendre parfois de brutales modifications du profil en long, demeure beaucoup moins spectaculaire que l'affouillement des matériaux détritiques stockés dans les talwegs.

### 3.3.3 : Les sapements de berge.

L'incision du talweg est accompagnée d'une intense attaque des berges. Les sapements devraient intéresser préférentiellement les concavités du lit, directement exposées au flux. En fait, l'extrême rugosité du lit due à la présence de gros blocs, la formation d'embâcles en arrière de troncs d'arbres favorisent les divagations de l'écoulement et l'attaque des berges en tout point du chenal.

Les sapements agissent au détriment de deux types d'accumulations : les sédiments abandonnés dans les levées latérales par des charriages antérieurs; les matériaux mobilisés sur les versants qui dominent le lit. Ces accumulations restreignent la section d'écoulement. Lors de la crue, le torrent rétablit la capacité de son chenal à écouler les flux hydriques et minéraux en affouillant latéralement les dépôts. Sur le Nant Bourdon, deux profils levés en 1984 par le Technicien Forestier du secteur et par nos soins en août 1986 illustrent le phénomène (Figure 4.18). Ils mettent en évidence un net recul du grand glissement de rive gauche. Les matériaux mobilisés par divers processus de versant (glissement, éboulement), s'accumulent en un épais bourrelet qui encombre partiellement le lit. Lors des crues, les eaux peu chargées issues de l'amont (comme en témoigne l'abondante végétation qui encombre le lit) sapent vigoureusement le pied du bourrelet, d'autant plus activement qu'il est situé dans une concavité.

Si l'activité des versants contrôle la fourniture sédimentaire aux talwegs, réciproquement les processus de façonnement des lits torrentiels et en particulier les sapements de berge, influent sur la dynamique des versants : 1) l'attaque de la base des glissements qui surplombent le chenal entretient leur déséquilibre par suppression de la butée de pied ; 2) les sapements affectent directement la stabilité des pentes de la vallée torrentielle. Ils provoquent le foirage des versants par dépassement de la limite d'équilibre des terres et entraîne leur écoulement dans le chenal. Sur les Nant Gibloux et Vernay, les sapements de berges, associés à l'intabilité du profil en long, sont responsables de la déstabilisation du bassin torrentiel. Jusqu'en 1944, ces deux torrents n'étaient pas actifs, comme en témoigne l'absence de crues accompagnées de forts transports solides :

- sur le Nant Gibloux, une pétition de 1936 émanant des riverains signale l'obstruction d'un pont. cette accumulation de matériaux est probablement le premier indice d'une recrudescence des transports solides dans le torrent. La forte crue de 1944 favorisa le recalibrage du chenal, se traduisant par l'incision des dépôts morainiques meubles qui constituaient le lit et une vigoureuse attaque des berges. Elle engendra la déstabilisation des versants par foirages et glissements de terrains ;
<figure><img src="image_129.png" /></figure>

**Figure 4.18** : Instabilité des pentes dans la partie supérieure du ravin du Nant-Bourdon et accumulation des sédiments dans le lit du torrent entre 1983 et 1986.
<figure><img src="image_130.png" /></figure>

**Figure 4.19** : Suivi cartographique de la section incisée du Nant-Bourdon
(1983, 1986).
- en 1944 sur le Nant Vernay, les transports solides ne furent pas très intenses. Il est néanmoins probable que la crue provoqua quelques premiers sapements; ils jouèrent un rôle décisif dans l'activation des processus de versant au cours de la décennie suivante. Les laves apparurent en 1958 et se succédèrent à un rythme rapide jusqu'en 1965, causant d'énormes dégâts dans la vallée.

### 3.3.4 : Les interactions entre les processus : l'exemple de la section déstabilisée du Nant Bourdon.

L'analyse morphodynamique de la section déstabilisée du Nant bourdon synthétise graphiquement les effets des transports solides sur la géomorphologie du chenal (Figure 4.19). Elle représente les 800 derniers mètres du cours du torrent, immédiatement en amont du cône de déjection ; c'est dans cette section que naissent les laves. L'état du torrent en 1983 est tiré d'un rapport de fin d'études de géotechnique de l'I.R.I.G.M. (Molbert et Montfort, 1983). On a effectué un suivi de l'évolution des versants trois ans plus tard, pendant l'été 1986 et cartographié les formes du chenal non étudiées en 1983. On retrouve les différents processus développés dans les paragraphes précédents :

- on observe de fréquents blocages de matériaux qui s'accumulent en bancs en arrière d'embâcles. Les obstacles sont constitués de blocs rocheux imbriqués ou de troncs d'arbres stoppés en travers du lit. Il en résulte une divagation des flux dans la zone des dépôts qui provoque des sapements de berge et l'accentuation des foirages (rive gauche, alt. 950 m ; rive droite, alt. 1000 m);

- les matériaux s'accumulent également en bordure du chenal. Cela apparaît très clairement au droit du grand glissement de rive gauche, situé en limite supérieure de la section cartographiée du torrent. Les matériaux transportés par le glissement alimentent le talweg et restreignent la section d'écoulement. On a également pu observer des levées de berge constituées par des matériaux accumulés lors de périodes d'intense activité torrentielle (alt. 1050 à 1000 m, en particulier);

- l'instabilité du profil en long apparaît indirectement lors de l'analyse de l'état des versants qui dominent le lit. Deux secteurs s'individualisent nettement : 1) jusqu'aux environs de la cote 900 mètres, l'incision a provoqué la déstabilisations des berges par sapement ; 2) plus à l'aval, un verrou composé de gros blocs rocheux imbriqués interdit l'incision du talweg. Il exerce un contrôle sur la stabilité du lit amont et les versants apparaissent être peu affectés par les sapements.

Comme la figure 4.19 permet de le visualiser, l'analyse morphodynamique de la section déstabilisée du Nant Bourdon met en évidence les interactions complexes entre les processus de versant et processus de façonnement du lit torrentiel.

### 3.4 : Synthèse : stabilité et instabilité du système torrentiel.

L'analyse des archives R.T.M. a permis de montrer que l'activité torrentielle varie d'un bassin à un autre et sur un même torrent évolue dans le temps. On tentera ici de mettre en évidence ces phénomènes et de déterminer quels sont les facteurs qui contrôlent l'activité torrentielle.
### 3.4.1 : Les variations d'activité des torrents de l'Arve,

L'analyse de l'activité des torrents de l'Arve permet de faire deux observations préliminaires : 1) on note d'importantes variations de l'activité de torrents voisins et notamment l'absence de concomitance des crues engendrant des transports solides majeurs ; 2) l'activité d'un bassin torrentiel donné varie dans le temps de manière très rapide.

1) Caine (1980) a mis en évidence l'existence d'un seuil extrinsèque intensité de la précipitation/durée contrôlant la production des laves torrentielles. Mais le facteur météorologique et en particulier l'occurrence des précipitations extrêmes n'est pas le seul paramètre qui provoque le déclenchement des transports solides torrentiels. L'absence de concomitance des crues dans des bassins voisins, leur grande proximité permettant pourtant de supposer des conditions météorologiques identiques (en particulier lors des orages, phénomènes très locaux) suggère que d'autres facteurs favorisent la naissance des transports solides. Cette impression est renforcée par le constat de la variabilité temporelle de l'activité des torrents qui, à si court terme, ne peut résulter d'une modification sensible de la climatologie.

2) La synthèse des données recueillies sur les torrents de l'Arve montre que l'intensité de la fourniture sédimentaire aux talwegs conditionne la fréquence et l'ampleur des transports solides, donc l'activité torrentielle. La succession rapide d'énormes laves sur le torrent de la Griaz pendant la décennie 1895-1905 en constitue l'exemple le plus remarquable : la fourniture sédimentaire surabondante, à la suite du fonctionnement du dérochoir des Rognes, a accru la fréquence et l'ampleur des transports solides, sans pour autant que les précipitations soient systématiquement exceptionnelles.

L'exemple de la Griaz montre que le degré de stabilité d'un bassin torrentiel est étroitement liée aux fluctuations du bilan sédimentaire dans les talwegs. Tricart (1977) caractérise les vallées alluviales par leur bilan de dissection qui peut être positif et négatif, lorsqu'il y a respectivement déstockage ou accumulation des sédiments dans la vallée : ce concept peut être appliqué à l'évolution des talwegs du système torrentiel. Lorsque le bilan sédimentaire est en faveur d'un excès d'accumulation des sédiments dans tout ou partie du lit d'un torrent, sa susceptibilité à produire des transports solides majeurs pour des précipitations d'intensité identique est plus forte que sur un torrent où l'accumulation est moindre. Dans le cas inverse, seule une influence externe au système torrentiel (précipitations extrêmes) provoquera le déclenchement des transports solides.

Heward (1978) applique aux torrents le concept de seuil de stabilité défini par Schumm (1973) (Figure 4.20) : il indique que la périodicité des transports solides de grande ampleur est fonction de l'occurrence de précipitations d'intensité suffisante pour provoquer la mise en mouvement des sédiments, mais également de la rapidité du remblaiement des talwegs. Le dépassement du seuil d'instabilité provoque la purge sédimentaire du système. L'étude expérimentale de Harvey (1977) met en évidence la discontinuité entre les phénomènes majeurs d'érosion, liés à des épisodes de pluie intense et les remaniements sédimentaires d'origine torrentielle modifiant de manière significative la géomorphologie du chenal : les premiers se produisent en moyenne 30 fois par an, tandis que les seconds ont une fréquence annuelle de 1,05 litre/hour et donc accumulation progressive des sédiments dans le chenal et récurage brutal, purge du lit torrentiel, lorsque le talweg a atteint un certain taux de remblaiement. Les observations quantitatives errectuees sur les torrents de l'Arve vont dans le même sens. Cela suggère l'existence d'un seuil intrinsèque lié à la quantité de matériaux sédimentés dans le chenal ; la détermination des taux de fourniture sédimentaire aux talwegs, section par section, permettrait l'estimation des fréquences de dépassement du seuil d'équilibre du système torrentiel. Les réajustements consécutifs au dépassement du seuil d'instabilité se manifestent par une période de forte activité morphodynamique, au cours de laquelle les matériaux ou tout au moins une partie d'entre-eux sont
expulsés vers l'aval.

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1 : Rupture de la stabilité lors d'une crue.

2 : Rupture de la stabilité par augmentation progressive de l'instabilité.

X1 et X2 : Volume de sédiments accumulé dans le système et libéré au moment du franchissement du seuil d'instabilité.

**Figure 4.20** : Représentation graphique du concept de seuil de stabilité du système torrentiel (d'après Schumm, 1973, modifié par Heward, 1978).

### 3.4.2 : Typologie fonctionnelle des torrents de l'Arve.

Les nombreux exemples de crues recensés sur les torrents de l'Arve et l'étude des causes de leur activité ont permis d'établir une classification des torrents de l'Arve fondée sur le type et l'intensité de la fourniture sédimentaire alimentant les talwegs :

1) sur la plupart des torrents de l'Arve, **le remblaiement des chenaux est relativement lent**. Le degré de stabilité évolue lentement et les transports solides majeurs sont rares. Dans ce cas, c'est **l'occurrence de précipitations exceptionnelles** qui est le principal facteur contrôlant la production des transports solides **torrentiels** : les deux crues du torrent d'Armancette en 1964 accumulèrent environ 200 000 m³ dans la vallée. Il n'y a plus eu de transports solides aussi importants depuis cette date. Ce constat suggère que l'énergique écoulement consécutif à un violent orage dans la nuit du 22-23 juillet provoqua l'accroissement brutal de l'instabilité jusqu'à atteindre la valeur seuil et déclencha le charriage. L'énorme transport solide qui se produisit lors de la deuxième coulée résulta très probablement d'un réajustement interne de la dynamique du torrent. Il est probable que la première lave abandonna un volume important de matériaux en équilibre instable dans le talweg, maintenant le système torrentiel ou, du moins, certaines sections du chenal en limite d'instabilité. L'orage du 17 septembre permit un nouveau franchissement du seuil d'instabilité, complétant la purge sédimentaire.
Un tel type de fonctionnement, caractérisé par des ruptures temporaires de l'équilibre du système torrentiel, suivis de répits de longue durée, est le plus fréquemment rencontré dans le bassin de l'Arve ( torrent de Reninges, des Ruttets, de la Rippaz, du Nant Rouge... ). L'expulsion des matériaux accumulés dans le lit favorise un retour à la stabilité, dont la durée sera fonction de la rapidité du remblaiement du talweg et de l'occurrence d'écoulements exceptionnels.

2) sur d'autres torrents, le remblaiement des talwegs est très rapide et fonction de processus de versant indépendants de l'évolution du lit torrentiel. Les transports solides de grande ampleur sont fréquents, sans être forcément liés à des précipitations exceptionnelles. Dans ce cas, c'est avant tout la dynamique de la fourniture sédimentaire aux talwegs qui exerce un contrôle prépondérant sur le degré d'équilibre du système torrentiel : pendant la période 1895-1905, sur le torrent de la Griaz, la forte fréquence d'apparition des laves montre que le système torrentiel se trouvait en permanence en limite d'instabilité. Toute précipitation intense favorisait le déclenchement d'une coulée. La particularité de la période de crise morphodynamique de la Griaz provient du fait que le processus qui fournissait la majeure partie des débris au torrent (le dérochoir des Arandellys) fonctionnait indépendamment de la dynamique du talweg. La période de forte activité du torrent a coincé avec l'époque du fonctionnement du dérochoir ; elle a diminué avec l'arrêt des chutes de pierre. Il y a dans cas réversibilité et possibilité d'un retour rapide vers un état plus stable ;

3) sur le troisième type de torrent étudié, le remblaiement des talwegs est également rapide, mais est entretenu par des processus de versant sous la dépendance de l'évolution du chenal : les Nant Gibloux, Vernay et Bourdon sont ou ont été de manière permanente proche de leur limite d'instabilité. Cette période a duré une quinzaine d'années sur les deux premiers torrents (1950-1965) ; elle est observée depuis 1983 sur le Nant Bourdon. Ici encore toute précipitation intense mais non exceptionnelle est ou était à l'origine d'une lave. La différence fondamentale avec le torrent de la Griaz provient du fait que la fourniture sédimentaire est étroitement liée aux processus torrentiels (incision du talweg, sapements de berge). Ils déstabilisent les versants qui dominent le chenal et accélèrent la recharge sédimentaire. L'évolution du chenal torrentiel contrôlant la production sédimentaire des pentes qui le dominent, il y a auto-entretien de l'instabilité torrentielle. On comprend dans ce cas que la retour vers la stabilité de tels torrents soit extrêmement difficile, en dehors de toute intervention anthropique visant à les corriger. Cette correction fut très rapidement engagée sur les Nant Gibloux et Vernay ; un projet est en cours d'élaboration sur le Nant Bourdon.

## 4) L'INFLUENCE DE L'HOMME SUR LA DYNAMIQUE DES SEDIMENTS TORRENTIELS.

L'homme intervient sur le système torrentiel dans le but de contrôler la dynamique des flux hydriques et sédimentaires. Il a procédé progressivement à l'aménagement des bassins torrentiels dans la montagne et a mis en oeuvre d'importants travaux de protection des cônes de déjections. On recensera les divers types de travaux de correction entrepris et tentera d'établir quels sont leurs impacts sur la dynamique des transports solides torrentiels.
TORRENT DE LA GRIAZ

<figure><img src="image_132.png" /></figure>

<figure><img src="image_133.png" /></figure>

**Figure 4.21** : Chronologie de l'aménagement forestier dans les bassins de réception de la Griaz (A) et de Reninges-Ruttets (B) (d'après les données du R.T.M. 74).
## 4.1: La protection active.

Elle vise à contrôler les processus de versant et processus torrentiels. Les liens de dépendance fonctionnelle qui les unissent rendent nécessaires des travaux portant simultanément sur les talwegs et les pentes qui les dominent.

### 4.1.1: La correction dans le bassin de réception.

Les interventions anthropiques sur les torrent de l'Arve ont pour double but de ralentir le remblaiement des lits torrentiels et de diminuer la vitesse de concentration des eaux. On agit ainsi conjointement sur deux des principaux facteurs de la torrentialité : les flux hydriques et minéraux. Dans les bassins de réception très dégradés, on cherche à empêcher le développement ou la progression des érosions superficielles par le reboisement. Les conditions écologiques difficiles des zones d'altitude, l'intensité des contraintes géomorphologiques rendent ces interventions aléatoires.

Les archives du Service R.T.M. ont permis de recenser les travaux de reboisement dans les séries domaniales de la Griaz et de Reninges. Les étapes des travaux de végétalisation des parcelles apparaissent sur la figure 4.21 : sur ces deux torrents, l'aménagement sylvicole a été très intensif, surtout entre 1895 et 1900 sur la Griaz et pendant la période 1900-1908 sur le torrent de Reninges. Les figures 4.22 et 4.23 recèlent deux types d'informations :

- à deux dates déterminées, 1895 et 1914, sont représentés les états d'avancement des travaux d'aménagement forestier, d'après d'anciens plans retrouvés dans les archives du R.T.M. L'examen des photographies de l'époque a permis de vérifier la validité des informations figurant sur ces documents : le terme "parcelle à reboiser" s'appliquait à des surfaces dépourvues de végétation ou seulement colonisées par une maigre pelouse, celui de "parcelle non reboisable" aux secteurs rocheux subverticaux ou soumis à des contraintes géomorphologiques excessives ;

- à ces cartes, on a opposé un état succinct de la végétation actuelle établi d'après les photographies aériennes infra-rouge fausses couleurs de l'I.G.N. (mission de 1984). Il témoigne du résultat des travaux forestiers après plus de 70 ans et permet de discuter leur efficacité.

1) Sur le torrent de la Griaz (Figure 4.22), le succès de la végétalisation est indéniable. L'épicéa et le mélèze ont été introduits par semis dans les pépinières d'altitude, puis transplantés après quelques années. On les trouve aujourd'hui sur la rive gauche du ravin des Arandellys et sur les flanc du ravin de la Griaz. Malgré des efforts de stabilisation importants (seuils, clayonnages), de nombreux ravins affluents sont encore dépourvus de toute couverture végétale. L'aulne blanc et le saule, prélevés dans le lit majeur de l'Arve, ont été plantés en bordure du torrent. Les pentes septentrionales froides et humides, déclarées "non reboisables", sont couvertes d'une dense couverture d'aulne vert ayant en partie colonisé l'ancien éboulement du Dérochoir des Rognes. Cette colonisation spontanée montre qu'il est nécessaire de relativiser l'influence de l'aménagement forestier sur la végétalisation de certaines pentes ; la diminution des contraintes géomorphologiques était la condition première pour que la végétation puisse s'installer. L'action anthropique a permis d'accélérer le processus naturel de reboisement.

2) La série domaniale de Reninges-Ruttets constitue l'exemple d'un échec de l'aménagement forestier (Figure 4.23). Malgré l'excellente exposition du bassin de réception, son altitude limite pour la colonisation forestière et des contraintes géomorphologiques drastiques (solifluxion dans les schistes; avalanches printanières) ont empêché le développement de la végétation. Des 672 000 plants (épicéas; pins à crochets) produits par les pépinières de la série, seuls subsistent quelques arbres regroupés dans des lambeaux de forêt, établis sur les croupes protégées des avalanches.
<figure><img src="image_134.png" /></figure>

N
0 300 600 m

<figure><img src="image_135.png" /></figure>

Figure 4.22 : Résultats du reboisement dans le bassin de réception de la Griaz, 70 ans après la fin des travaux : ils ont été un succès, comme en témoigne l'extension rapide de la couverture végétale sur les surfaces non aménagées.
<figure><img src="image_136.png" /></figure>

**Figure 4.23** : Resultats du reboisement dans le bassin de réception de Reninges-Ruttets, 70 ans après la fin des travaux : ils furent un échec, à cause de contraintes géomorphologiques drastiques.
<figure><img src="image_137.png" /></figure>

**Figure 4.24** : Vues diachroniques du "Dérochoir des Arandellys", torrent de la Griaz : A) en 1895, lorsque la chute de blocs était fonctionnelle (Collection R.T.M. 74) ; B) en 1986, après la végétalisation des pentes (photographie de l'auteur).
<figure><img src="image_138.png" /></figure>
<figure><img src="image_139.png" /></figure>

**Figure 4.25** : Vues diachroniques du bassin de réception du torrent de Reninges-Ruttets. La végétation plantée au début du siècle n'a pas pu se développer ; quelques arbres subsistent sur les interfluves : A) 1892 (Collection R.T.M. 74) ; B) 1986 (photographie de l'auteur).
<figure><img src="image_140.png" /></figure>
Pendant la décennie 1970, des terrasses de reboisement ont été édifiées en rive droite du torrent aux environ de la cote 1500 mètres, sur des terrains nouvellement intégrés à la Série Domaniale. L'analyse des photographies aériennes du secteur montre que la végétation semble s'y être vigoureusement implantée.

Deux séries de photos diachroniques prises à la fin du 19ème siècle et en 1986 permettent de comparer le couvert végétal des deux bassins précédemment étudiés (Figure 4.24 et 4.25). Il apparaît clairement que les interventions anthropiques ne pouvaient donner un résultat que dans la mesure où les contraintes géomorphologiques et écologiques ne s'opposaient pas irrémédiablement à l'installation de la végétation. Dans les secteurs moins élevés ou moins exposés, les plantations se sont aujourd'hui bien développées : c'est le cas du peuplement de pin sylvestre de la série domaniale de la Rippaz.

### 4.1.2 : La correction dans le chenal d'écoulement.

Dans les sections encaissées, les travaux de correction ont des buts multiples : stabiliser les glissements dominant le talweg, retenir les matériaux détritiques dans la montagne par la prévention des affouillements et l'édification d'aires de stockage, dissiper l'énergie des crues en augmentant artificiellement les pertes de charge (Poncet, 1981).

1) Dans les bassins torrentiels de l'Arve, les interventions sur les versants qui dominent le chenal d'écoulement ont consisté essentiellement à traiter les zones d'infiltration par la mise en place d'un réseau de drainage. Sur le torrent de Reninges, 1047 mètres de drains furent installés dans les glissements de la partie supérieure du bassin (Rapport Pacalin, 1978). Sur la plupart des torrents aménagés de la vallée de l'Arve, les secteurs instables ont été traités selon cette méthode.

2) Dans le talweg, on a édifié des barrages de correction (Figure 4.26). Ils agissent simultanément sur la stabilité des versants et les paramètres hydrauliques de la torrentialité : 1) ils contrôlent le profil en long, empêchant la déstabilisation des versants ou l'entretien des glissements par les affouillements ; 2) ils diminuent les pentes locales, dissipent une partie de l'énergie des crues par une succession de chutes ; ils favorisent un blocage de la charge sédimentaire et une diminution de la puissance affouillante des laves, entraînant parfois leur blocage.

Les barrages ont été parfois partiellement, voire complètement détruits, lors de violentes crues affouillantes (voir Figure 4.16 et 4.17). Leur rupture est d'autant plus redoutable qu'ils stockent un volume considérable de matériaux : sur le torrent de la Griaz, ils étaient estimés à 100 000 m³ en 1973 (Archives R.T.M. 74 ; rapport Cogoluenhes, 1er fev. 1973). La figure 4.27 superpose un succession de profils en long. Ils permettent d'observer la progression de l'accumulation provoquée par la construction des barrages dans la partie supérieure du ravin des Arandellys. Le danger potentiel que représente cette masse de débris en équilibre n'avait pas échappé aux riverains qui en 1898 s'inquiétaient de l'incidence des ruptures d'ouvrages sur la puissance des laves (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bernard, 17 août 1898). Aujourd'hui, l'ampleur de l'accumulation en arrière des barrages rend impératif leur maintien en état. Leur efficacité est amoindrie par l'engravement et ils sont souvent totalement masqués par les sédiments : ils perdent alors leur fonction de dissipateur énergétique, les pentes redevenant voisines de celles antérieures à la correction. De plus, la libre divagation des eaux sur les accumulations peut entraîner leur contournement ; ils cessent alors de contrôler les affouillements, compromettant la stabilité de tout le système de correction. Des curages du talweg sont nécessaires dans les secteurs accessibles sans trop de difficultés.
<figure><img src="image_141.png" /><figcaption>**Figure 4.26** : Barrage de correction torrentielle construit dans le lit pour empêcher l'incision du chenal lors des laves (Collection R.T.M. 74).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_142.png" /><figcaption>**Figure 4.27.** Accumulation sédimentaire après la construction des barrages dans la section aménagée du torrent de la Griaz : en 1973, le volume des dépôts était d'environ 100 000 m³ ; actuellement, plusieurs barrages sont enfouis sous les sédiments (d'après les données du R.T.M. 74).</figcaption></figure>
<table><caption>**Tableau 4.5 :** Travaux de correction effectués dans les bassins torrentiels étudiés (d'après les données du R.T.M 74).</caption><thead><tr><th>Torrent</th><th>Travaux biologiques</th><th>Aménagement du chenal</th><th>Aménagement du cône</th></tr></thead><tbody><tr><td>Armancette</td><td>-</td><td>1 barrage de sédimentation; (1973).</td><td>-</td></tr><tr><td>N<sup>1</sup> Bourdon</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Creusaz</td><td>-</td><td>-</td><td>Endiguement partiel.</td></tr><tr><td>N<sup>1</sup> Gibloux</td><td>Reboisement: 3 ha;<br>Clayonnages et fascinages.</td><td>28 barrages (H = 3.2 m)<br>(1951-1958).</td><td>-</td></tr><tr><td>Griaz</td><td>Reboisement: 64 ha;<br>(1895-1928).<br>Murs paravalanches:<br>1102 m; (1906-1914).<br>Banquettes: 103 m; (1908).<br>Clayonnages: 1205 m;<br>(1900-1926).<br>Fascinages: 930 m;<br>(1899-1901).</td><td>25 barrages de sédimentation<br>(1894-1912).<br>8 seuils (1897).<br>Drainage: 3135 m;<br>(1895-1897).</td><td>Endiguement partiel.</td></tr><tr><td>Reninges</td><td>Reboisement: 35 ha;<br>(1895-1914).<br>Murs paravalanches:<br>869 m; (1895-1914).<br>Banquettes: 3610 m;<br>(1895-1914 et 1976).<br>Clayonnages: 166 m;<br>(1904-1905).</td><td>19 barrages de sédimentation<br>(1890-1900).<br>10 seuils; (1901-1902).<br>Drainage: 1047 m;<br>(1894-1895).</td><td>4 barrages (1927-41).<br>2 seuils (1941-72).<br>bassin de sédimentation<br>de 25 000 m<sup>3</sup> (1968).</td></tr><tr><td>Rippaz</td><td>Reboisement: 7 ha;<br>(1936-1960).</td><td>27 barrages de sédimentation<br>(1936-1951).<br>Drainage: 695 m; (1952).</td><td>Canal d'écoulement<br>rectiligne barré de 29<br>(1942-1948).</td></tr><tr><td>N<sup>1</sup> Rouge</td><td>-</td><td>Contre-barrage; (1983).<br>Barrage de sédimentation;<br>(projet).</td><td>Digues et seuils en<br>enrochements; (1983).</td></tr><tr><td>N<sup>1</sup> Vernay</td><td>-</td><td>26 barrages seuils;<br>(1968-74)</td><td>-</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_143.png" /><figcaption>**Figure 4.28** : Canal et seuils sur le cône de déjection du torrent de la Rippaz : il fut construit entre 1945 et 1947, afin de protéger le cône des débordements torrentiels (photographie de l'auteur).</figcaption></figure>
## 4.2: La protection passive.

Elle a été développée sur les cônes de déjection. On ne tente plus de de restreindre les charriages, mais plus simplement d'empêcher le torrent de divaguer sur le cône en fixant le chenal.

### 4.2.1 : L'aménagement des cônes de déjection.

Sur les torrents de l'Arve, de multiples aménagements ont été réalisés. Les populations installées sur les cônes ont depuis longtemps entrepris des travaux de protection. Ils se sont développés et diversifiés depuis quelques décennies et sont complémentaires des actions entreprises par les Forestiers dans la montagne.

1) Les **endiguements** constituent le moyen traditionnel de protection du cône contre les crues torrentielles. Sur le torrent de la Sallanches, l'étude des archives montre qu'ils existent au moins depuis le 17ème siècle (voir Figure 4.15). Cette précité de l'endigement s'explique par le fait que, dans la plaine alluviale de l'Arve, les cônes constituaient la zone préférentielle d'installation des populations, à l'abri des inondations de la rivière. Les moyens mis en oeuvre étaient dérisoires par rapport à la puissance des crues qu'il s'agissait de combattre. Les digues, très artisanales et construites à l'aide de troncs d'arbres et de blocs pris dans le lit cedaient régulièrement, obligeant les populations à d'incessantes réparations ou reconstructions. Ces travaux étaient organisés en corvées, chaque foyer devant fournir un certain nombre de journées de travail pour la réalisation de l'aménagement.

Au milieu du 19ème siècle, des syndicats de riverains firent leur apparition. Ils avaient pour but de bâtir un programme de protection des cônes et de réunir le financement nécessaire à sa réalisation, par l'obtention de subventions et la levée d'un impôt. Sur le torrent de la Creusaz, un syndicat fut créé dès 1852. Il regroupait les propriétaires de la commune, définissant la contribution financière de chacun au prorata de sa surface cadastrale. Cet argent était utilisé pour l'achat de matériel, les travaux étant exécutés par corvées.

2) La **canalisation du chenal** a été entreprise à plusieurs reprises sur les torrents de l'Arve :
1) elle fut progressivement réalisée sur la Sallanches, dès le 19ème siècle. Il s'agissait d'édifier des quais en pierre, afin de préserver la ville des débordements (Mougin, 1914) ;
2) de 1940 à 1946, sur le torrent de la Rippaz, on a construit un canal rectiligne en pierre taillée de 690 mètres de longueur barré de 28 seuils, établissant un nouveau lit torrentiel (Figure 4.28).
Sa fonction est double : il empêche les débordements lors des phases d'intense transport solide ; il est destiné également à faciliter le transit des sédiments jusque dans le lit de l'Arve. Les coulées qui se sont produites depuis sa construction ont démontré l'efficacité des travaux : l'engravement du canal de déjection est demeuré faible, excepté en amont de sa confluence avec l'Arve, par colmatage régressif (Sogreah, 1982). Un tel phénomène s'est produit lors de l'été 1985 : aucun débordement n'a été observé malgré le transit d'une lave d'un volume supérieur à 5000 m³. Les sédiments se sont accumulés dans la partie distale du canal, l'amont ayant laissé transiter les sédiments.

3) Un **bassin d'accumulation** a été construit en 1968 sur le torrent de Reninges. Il est destiné à empêcher l'obstruction du lit de l'Arve, comme cela se produisit lors de la lave exceptionnelle de 1960. D'une capacité de 25 000 m³, il a été conçu pour évacuer les eaux courantes, les crues fortement chargées en sédiments étant stockées dans le bassin par déversement latéral. Il a fonctionné à de nombreuses reprises depuis sa construction, bloquant notamment une lave de 7500 m³ en 1975. On l'a curé à 11 reprises depuis sa création, afin de maintenir la capacité de l'ouvrage à stocker les transports solides.
### 4.2.2 : Les curages du chenal.

Les opérations de curage sont complémentaires de l'aménagement des cônes de déjection. On a mis en évidence précédemment que si certaines crues exceptionnelles favorisent un autocurage du chenal, les autres sont partiellement, voire totalement stoppées par la brusque diminution de pente, provoquant l'exhaussement du lit et augmentant les risques de débordement.

1) Les opérations de curage sont contemporaines de l'édification des premières digues. En effet, l'exhaussement du chenal endigué réduisait considérablement l'efficacité des protections latérales. Il était alors nécessaire de surélever continuellement les digues, le lit se trouvant progressivement suspendu au dessus du cône. Pour combattre cet exhaussement, les riverains furent obligés d'effectuer des curages réguliers du lit. Ces travaux n'ont eu pendant longtemps qu'un impact mineur sur la géomorphologie torrentielle, l'absence de moyens mécaniques jusqu'à une date récente ne permettant pas d'extraire des quantités importantes de matériaux. Leur but était avant tout de supprimer les accumulations locales qui affaiblissaient le système de protection. Tout au plus quelques dizaines de m³ étaient prélevés chaque année, ce volume étant négligeable en comparaison des apports annuels des torrents.

2) Depuis 1950, la mécanisation des prélèvements a rendu les curages beaucoup plus efficaces. De nombreuses interventions ont eu lieu dans les lits torrentiels, afin d'assurer le déblaiement des matériaux accumulés lors des épisodes d'intense transport solide et d'éviter tout risque de débordement ultérieur: 1) ainsi après la crue de 1960, le chenal du torrent de Reninges fut curé sur plus de 100 mètres, permettant l'extraction de 2100 m³ de sédiments ; 2) une opération similaire eu lieu en 1955 sur le Nant Gibloux à la suite de la succession de laves de la décennie précédente ; 3) sur le Nant Vernay, un recalibrage du lit sur le cône fut réalisé en 1965, en complément de l'édification d'une cascade de barrages-seuils dans le chenal d'écoulement. Elle concerna un volume de 920 m³ de dépôts. Ces quelques exemples montrent que jusqu'à une date récente, les opérations de curage sont demeurées peu fréquentes et ne concernèrent jamais des volumes importants de matériaux ; elles furent uniquement destinées à la protection du cône.

3) Depuis 1980, les curages se sont fortement développés. On recense ci-dessous quelques informations sur les volumes prélevés dans les chenaux de divers torrents; ce sont les seuls dont on ait retrouvé la trace : 1) sur l'Arveyron à Argentière, près de 14 000 m³ ont été prélevés entre 1981 et 1982, lors d'opérations d'endigement ; 2) sur le Nant Rouge, le reprofilage et le recalibrage du lit entraînèrent le prélèvement de près de 8 500 m³ de matériaux en 1983, avant la construction de seuils et de digues en enrochement. En 1985, 1800 m³ furent à nouveau extraits ; 3) sur le torrent d'Armancette, le rétablissement de l'écoulement dans le chenal engravé lors de la crue de 1964 a eu lieu récemment : 11 000 m³ ont été extraits en 1983, puis 7 500 m³ lors de la deuxième tranche des travaux en 1985-1986.

L'interdiction récente d'extraire les alluvions du lit de l'Arve a revalorisé les sédiments torrentiels qui jusqu'alors ne présentaient qu'un intérêt économique réduit. Les cônes torrentiels de la haute vallée de l'Arve sont aujourd'hui des gisements alluvionnaires recherchés. Ils sont l'objet "d'opérations blanches", le produit tiré de la vente des matériaux finançant les interventions des entrepreneurs locaux. Le Service R.T.M. est chargé d'élaborer les projets de curage et en particulier de définir les cotes auxquelles les lits doivent être recalibrés. Actuellement, deux torrents sont soumis à de telles extractions : 1) sur la Creusaz, environ 60 000 m³ ont été extraits en 1982 et 1983. En 1985, après la rupture d'une poche intraglaciaire, 45 000 m³ se sont accumulés dans le chenal. Une partie des apports (environ 20 000 m³) a été extraite cette même année. Devant l'intensité des prélèvements, le chenal qui jusqu'alors était suspendu au dessus du cône s'est notablement abaissé et tout risque de débordement semble écarté ; 2) sur le torrent de la Griaz, les curages ont intéressé un volume de plus de 100 000 m³ de matériaux depuis 1981. L'incision s'est développée bien au delà des zones
de prélèvement, par érosion régressive.

Ces deux exemples mettent en évidence le développement récent d'un nouveau type de curage. Il a pour double but la protection contre les crues et la récupération des matériaux alluvionnaires pour l'Industrie du granulat ; il a favorisé un accroissement sans précédent des volumes extraits sur les cônes de déjection torrentiels.

### 4.3 : Les conséquences de l'aménagement des bassins torrentiels sur la fourniture sédimentaire à l'Arve.

L'étude des travaux de correction torrentielle met en évidence leur développement simultané dans la montagne, dans le but de diminuer l'activité torrentielle et sur le cône de déjection, pour la protection contre les débordements torrentiels.

1) En dépit de très grosses difficultés, les interventions dans la montagne ont globalement favorisé une diminution de l'activité torrentielle :

- les travaux de végétalisation du bassin de réception lorsqu'ils sont un succès ralentissent l'évolution des versants, neutralisant en partie les processus géomorphologiques. Ils protègent les pentes et diminuent le décapage de surface ; ils limitent le ruissellement en favorisant la rétention partielle des eaux météoriques dans les sols. Il en résulte très probablement une diminution quantitative des apports aux talwegs et la modification de leur composition granulométrique, les classes de taille les plus grossières n'étant pas susceptibles d'être mobilisées ;

- la correction des talwegs a également favorisé une diminution des transits sédimentaires : elle a stabilisé le profil en long et limité les affouillements lors des crues ; elle a aussi contribué à stabiliser les versants dont l'évolution était conditionnée par l'activité des processus torrentiels (affouillements longitudinaux et latéraux), d'où une baisse de la fourniture sédimentaire aux talwegs. Les ouvrages de correction (barrages, seuils) agissent comme pièges à sédiments, bloquant dans la montagne des volumes considérables de débris.

2) L'impact des travaux effectués sur le cône sur la recharge sédimentaire de l'Arve est beaucoup plus difficile à mettre en évidence, chaque torrent étant un cas particulier. Ainsi, il est évident qu'un bassin de sédimentation, tel celui de Reninges, piège la plus grande partie des matériaux transitant lors des crues; par contre, il semble que le canal de la Rippaz favorise un meilleur transit des sédiments jusqu'à l'Arve et limite le stockage détritique sur le cône en empêchant les débordements.

Les curages modifient la dynamique des transports solides sur le cône de déjection. Sans étude complémentaire, il est difficile dire quelle va être la réponse de cette section du torrent aux prélèvements : des rééquilibrages de profil en long, accompagnés d'importants remaniements sédimentaires sont prévisibles dans un premier temps ; à plus long terme, l'évolution du chenal et des transports solides dans cette section dépendra des volumes extraits, de la dynamique des apports alimentant le cône, mais également de l'évolution du niveau de base qu'impose l'axe fluvial principal. Néanmoins, il apparaît que l'on supprime une source considérable de matériaux susceptibles d'alimenter l'Arve : on a longuement insisté dans cette étude sur le processus de recharge des laves sur les cônes de déjection par autocurage du chenal, après son remblaiement progressif par des charriages d'ampleur moindre ; or, les curages artificiels favorisent le maintien d'un chenal parfaitement bien calibré, ce qui supprime les possibilités de recharge sédimentaire.
En définitive, il est probable que, depuis le début du siècle, les apports sédimentaires des torrents de l'Arve ont diminué, sous l'influence d'une baisse d'activité torrentielle; les interventions anthropiques en tout point du système torrentiel sont en partie responsables de cette baisse d'activité. Il est impossible actuellement de chiffrer la diminution des apports solides. De plus, il est probable que la baisse de la recharge sédimentaire affecte beaucoup plus les classes de taille grossières que les fines :

- les éléments grossiers sont moins susceptibles d'être mis en mouvement sur les versants et de gagner les talwegs qu'auparavant; ils sont plus difficilement pris en charge lors de transports solides majeurs moins fréquents; ils sont souvent prélevés lors des curages du chenal sur le cône de déjection;

- par contre, les fines transitent beaucoup plus facilement et sont moins facilement piégées. Il est probable qu'elles constituent la plus grande partie des apports sédimentaires torrentiels actuels alimentant l'Arve.

## 5) CONCLUSION.

L'étude des torrents de l'Arve a permis une meilleure connaissance de la dynamique des sédiments dans le bassin versant de l'Arve. Elle était nécessaire avant toute tentative de quantification des paramètres contrôlant la torrentialité. On exposera rapidement les principaux résultats acquis lors de cette étude.

1) A l'échelle du bassin versant de l'Arve, les zones d'activité torrentielle occupent une surface réduite. Elles sont cantonnées dans les têtes de bassin de l'Arve et de ses affluents, secteurs où le relief est le plus énergique. Cette condition est nécessaire mais non suffisante, puisque deux massifs au relief escarpé, les massifs cristallin des Aiguilles Rouges et calcaire du Genevois, n'ont qu'une activité torrentielle modérée.

2) La sélection de quelques bassins versants représentatifs de la gamme des torrents de l'Arve a permis d'approfondir l'étude des facteurs contrôlant la torrentialité. Les résultats acquis peuvent être généralisés à l'ensemble du bassin de l'Arve. Il apparaît que :

- les pentes des torrents de l'Arve ou de certaines de leurs sections sont très raides, l'énergie gravitaire étant à l'origine de la puissance des phénomènes torrentiels;

- les terrains dans lesquels sont implantés les bassins sont susceptibles de délivrer des débris en abondance et de toute granulométrie, à un rythme extrêmement rapide. Ce n'est pas le cas dans les massifs des Aiguilles Rouges et du Genevois, où les formations géologiques sont beaucoup moins affouillables, ce qui explique en partie la faible activité torrentielle de ces secteurs;

- la végétation qui joue un rôle considérable en fixant les sols et réduisant le ruissellement est généralement absente de vastes surfaces, dans la plupart des bassins torrentiels. Néanmoins, sur certains torrents, il apparaît que les zones de forte production sédimentaire, ne coincident pas toujours avec celles où la végétation est absente, en raison de la raideur des pentes ; projetées horizontalement, elles occupent une surface très réduite. Cette observations met en évidence les limites de l'analyse planimétrique à échelle réduite, telle qu'on a pu la pratiquer.

3) L'utilisation des archives du Service R.T.M a permis d'effectuer une étude détaillée de la dynamique des sédiments dans le système torrentiel. Elle met en évidence l'existence de deux périodes caractéristiques du fonctionnement torrentiel:
- une phase généralement longue d'accumulation sédimentaire dans les talwegs qui sont remblayés par les apports détritiques et s'exhaussent. Les apports proviennent principalement des versants. Ils se produisent sous l'influence de multiples processus géomorphologiques plus ou moins influencés par l'évolution du réseau de drainage. Il est apparu que les glissements de terrain sont très probablement le processus majeur de recharge latérale des torrents de l'Arve. Les remaniements d'origine torrentielle sont un processus peu efficace pendant cette période; ils assurent une redistribution spatiale réduite des matériaux à l'intérieur du système torrentiel, leur compétence limitée ne leur permettant pas de transporter les éléments les plus grossiers.

- la période d'accumulation est entrecoupée de phases extrêmement brèves d'expulsion généralisée des matériaux, lors des crues de forte ampleur. Les transports solides majeurs se produisent sous la forme d'écoulements plus ou moins visqueux selon le torrent considéré et l'intensité de la crue, mais toujours fortement chargés. Les volumes remaniés sont souvent énormes et la puissance considérable de ce type de processus de transport entraîne une modification profonde de la géomorphologie torrentielle : le profil en long, dans la plupart des cas, s'abaisse profondément par incision. Les effets des transports solides torrentiels sont accentués par des blocages temporaires des flux hydriques et minéraux en arrière d'embâcles; au moment de leur rupture, ils engendrent des phénomènes de chasse d'eau qui favorisent le curage du lit. L'incision du talweg et les divagations des flux qui sapent les berges du torrent peuvent entraîner la déstabilisation des versants dominant le lit et accentuer la fourniture sédimentaire aux talwegs. Les sédiments mis en mouvement envahissent le cône, où ils sont stockés à plus ou moins long terme et seule une petite partie d'entre-eux rejoindra la rivière.

4) Sur les torrents de l'Arve étudiés, tous connus pour avoir délivrés des transports solides majeurs au cours des cent dernières années, il apparaît que l'activité torrentielle est susceptible de varier très rapidement dans le temps. L'occurrence des transports solides est liée à la fréquence de dépassement d'un seuil d'instabilité qui entraîne la purge du système torrentiel. A un instant donné, le degré de stabilité du système dépend de l'état de remblaiement des talwegs; chaque précipitation intense provoque un accroissement rapide et temporaire de l'instabilité du torrent. En l'absence de remaniement sédimentaire torrentiel, le degré de stabilité décroît progressivement jusqu'à atteindre sa valeur limite.

La crue accompagnée intenses transports solides purge le système torrentiel et provoque le retour vers une meilleure stabilité. Le degré de stabilité évoluera d'autant plus vite que les taux de remblaiement des talwegs seront plus forts : c'est ce qui s'est produit de manière fréquente sur les torrents de l'Arve, où on a pu observer un accroissement brutal de leur activité à diverses reprises depuis un siècle; une fourniture sédimentaire surabondante entraînait leur instabilité permanente et chaque précipitation intense, mais non exceptionnelle, engendrait des transports solides.

Actuellement, la majorité des torrents de l'Arve a une activité modérée, les apports sédimentaires aux talwegs étant peu abondants et le degré de stabilité du système évolue lentement. Les transports solides majeurs sont liés à l'occurrence de précipitations exceptionnelles qui sont par définition rares et qui provoquent un important accroissement de l'instabilité torrentielle. Le degré de stabilité variable d'un torrent à un autre, à un instant donné, explique l'absence de concomitance des crues, sur des bassins voisins et aux caractéristiques à priori identiques; ils ne réagissent pas de la même manière à des précipitations d'intensité semblable. Ce constat montre qu'il est impossible de généraliser à l'ensemble des bassins de l'Arve d'éventuelles observations quantitatives effectuées sur un seul d'entre-eux. Le Nant Bourdon est actuellement le seul torrent qui soit en pleine phase d'instabilité et on observe une recrudescence très nette des transports solides.
5) Depuis un siècle, les interventions anthropiques sur le système torrentiel ont eu pour double conséquence de diminuer le apports sédimentaires alimentant les cônes de déjection et de modifier la composition granulométrique des sédiments injectés dans l'Arve :

- les interventions anthropiques dans la montagne bloquent la charge dans le lit torrentiel ou empêchent le transit des matériaux sur les versants. Ce déficit d'apports concerne avant tout les sédiments les plus grossiers qui ne peuvent être repris en charge par les épisodes hydro-météorologiques courants. Il est probable également qu'une meilleure végétalisation des bassins torrentiels aménagés a favorisé une baisse de la fourniture en fines, mais probablement dans des proportions moindres que pour les matériaux grossiers ;

- la protection contre les crues sur le cône a également fortement artificialisé la réinjection sédimentaire dans l'Arve. Ici encore, il est probable que les sédiments grossiers sont prélevés "à la source", lors des opérations de curage et ne gagneront jamais la rivière. Ces prélèvements affectent également les sédiments fins qui constituent la matrice des laves torrentielles. Néanmoins, cela ne signifie pas forcément une baisse des apports les plus fins à l'Arve, les sédiments prélevés par curage étant très souvent lavés artificiellement après extraction.

En définitive, on observe que les torrents de l'Arve, comme la rivière dont ils sont tributaires, constituent des systèmes fortement perturbés par les interventions anthropiques. Elles ont fortement modifié la dynamique des sédiments assurant la recharge de l'axe de drainage principal.
# Chapitre 5 :

## LA DYNAMIQUE FLUVIALE
DES ZONES DE CONFLUENCE.

### 1) INTRODUCTION.

D'après le concept d'équilibre dynamique des chenaux alluviaux, les paramètres de la géométrie du chenal résultent d'une adaptation de la dynamique fluviale aux flux hydriques et aux transports solides. De plus, le rapport charge en suspension sur charge grossière intervient également dans l'ajustement de la géométrie du chenal (Schumm, 1977). La géomorphologie des points nodaux que sont les confluences est un cas particulier, dans la mesure où elle est contrôlée simultanément par les flux hydriques et minéraux provenant de l'amont du tributaire, mais également par les changements qui pourraient affecter l'axe fluvial principal. C'est peut-être en raison de cette grande complexité des facteurs controlant la dynamique fluviale que peu d'études ont été réalisées jusqu'à aujourd'hui sur les zones de confluence : Best (1986) propose une modélisation des processus géomorphologiques à la confluence de petits cours d'eau ; il insiste sur leur grande complexité marquée par un modèle tri-dimensionnel de l'écoulement et du transport sédimentaire. Dans un récent article, Bravard (1987b) propose "une revue diversifiée de la problématique des confluences de l'espace rhodanien" de l'Holocène à nos jours.

L'objectif de cette étude est de mettre en évidence l'évolution des réinjections sédimentaires alimentant l'Arve, par l'intermédiaire des cours d'eau tributaires. Dans les chapitres précédents, on a pu voir que le modèle géomorphologique de la rivière était un indicateur de l'activité de la dynamique fluviale et de l'intensité des transports solides. Dans le cadre de cette étude, il n'était pas envisageable d'étudier la dynamique fluviale de chacun des affluents de l'Arve. On a donc choisi d'analyser uniquement l'évolution de la géomorphologie des **zones de confluence** qui sera considérée comme **indicatrice de l'intensité des réinjections sédimentaires**. Seules les confluences des deux principaux affluents, le Borne et le Giffre seront étudiées :

1) dans un premier temps, on s'intéressera à la dynamique fluviale du Borne sur son cône alluvial, pendant la première moitié du 18ème siècle. A cette époque, il n'était pas encore chenalisé, l'endigement longitudinal ayant été développé après 1765 ;

2) ensuite, on mettra en évidence les changements ayant affecté le Giffre pendant les 250 dernières années et tentera de déterminer les causes et leur signification vis à vis de la dynamique des transports solides. De plus, quelques premier indices de l'activité fluviale du Giffre sur son cône pendant le Moyen-Age ont été réunis et seront présentés.

### 2) LA DYNAMIQUE FLUVIALE SUR LES CONES ALLUVIAUX DU BORNE ET DU GIFFRE.

#### 2.1 : La recrudescence de l'activité fluviale sur le cône du Borne au 18ème siècle.

Le Borne conflue avec l'Arve immédiatement à l'aval de Bonneville. La rivière draîne le massif calcaire du Genevois et une partie de la chaîne des Aravis. Son cours aval est profondément encaissé dans un étroit cañon qui contrôle les sections d'écoulement. A son débouché dans la vallée de l'Arve, il a édifié un puissant cône de déjection qui obstrue partiellement la vallée et a rejeté l'Arve en
rive droite, contre le verrou molassique sur lequel est édifié le vieux Bonneville. En aval de la ville, une partie du cône a été attaqué et érodé par les divagations de l'Arve : au droit du hameau de Toisinges, un bras mort témoigne de la présence d'un ancien chenal de la rivière. L'analyse de la Mappe Sarde montre que la sinuosité n'était déjà plus fonctionnelle en 1730 et vraisemblablement depuis un longue date (voir Figure 2.10). Aujourd'hui, le bras mort n'est toujours pas remblayé : cela témoigne de la subsistance d'une forte alimentation phréatique par les eaux infiltrées du Borne qui assurent le curage du bras mort, mais également du fait qu'il a été très tôt isolé des flux minéraux transportés par la rivière.

Le principal intérêt de l'étude du cône alluvial du Borne est que l'on dispose de trois levés cartographiques établis pendant la première moitié du 18ème siècle ; ils mettent en évidence d'importants changements de la dynamique fluviale : 1) la Mappe Sarde présente le tracé de l'affluent en 1731 ; 2) un plan d'endiguement établi par l'architecte Cheneval en 1765 positionne les cours du Borne en 1738 et 1751.

Un croquis diachronique permet de visualiser les changements intervenus sur le cours d'eau pendant cette période (Figure 5.1). Il apparaît que la rivière tressait au début du 18ème siècle ; son tracé en plan fortement instable était sans cesse modifié par d'incessantes avulsions :

1) en 1731, le chenal principal de l'affluent était relativement rectiligne sur l'ensemble de son parcours. Dans la partie supérieure du cône, une large zone de sédimentation était établie en rive droite du chenal d'étiage. Elle témoigne à la fois de la forte activité de la dynamique fluviale à cette époque et d'une tendance à l'avulsion du chenal. Cette zone de sédimentation s'était développée sur les terrains cultifs de la commune de Pontchy ; elle cessait brutalement au droit du village ou deux langues graveleuses apparaissant sur la Mappe Sarde indiquent le passage d'écoulements de crue. Sur la partie aval du cône, la zone de sédimentation n'existait pas, comme en témoigne la largeur beaucoup plus réduite de la bande active ;

2) en 1738, à la suite d'une série de trois fortes crues (1733, 1737 et 1738), la tendance à l'avulsion apparaissait s'être renforcée et plusieurs chenaux du Borne s'était ouverts en amont de Bonneville. Il est possible qu'une partie de l'écoulement ait continué de s'écouler selon l'ancien tracé de la rivière ; la superposition de deux états sur une même carte masque une partie de l'ancien tracé de la rivière et ne permet pas d'en être certain ;

3) à la suite de nouvelles crues, le Borne avait encore changé de cours en 1751. La rivière avait quitté son lit de 1738 et s'était jetée sur les terrains cultivés de la bordure gauche du cône. Ses chenaux envahirent les hameaux de Cohendier, Blansin et Bornette ; l'un d'entre-eux atteignit même le hameau de Toisinge. La zone d'épandage des galets s'était fortement élargie par rapport à 1731 sur toutes les sections du chenal ; elle s'était particulièrement développée à proximité de la confluence. Il est probable que des travaux de correction effectués dans la partie amont du cône alluvial, afin de combattre l'avulsion du lit vers la droite et l'établissement d'un confluent du Borne et de l'Arve en amont de Bonneville, ait favorisé ce nouveau changement de tracé ;

4) entre 1765 et 1780, des travaux de chenalisation du Borne furent rapidement exécutés, afin de combattre les divagations du cours d'eau. Ils diminuèrent considérablement les ravages causés par les débordements de la rivière, en dépit de quelques ruptures locales des protections lors des plus grandes crues. Cependant, une lacune de l'endiguement subsistera longtemps, dans la zone du confluent en aval de Bonneville ; elle ne sera pas complée avant le milieu du 19ème siècle, époque à laquelle d'importants travaux seront exécutés, afin d'éloigner le confluent de Bonneville.

L'étude de la série rapprochée des cartes anciennes suggère une recrudescence de la dynamique fluviale du Borne sur son cône alluvial, au cours de la première moitié du 18ème siècle. La rivière était plus instable qu'auparavant, comme le laisse penser la fréquence des avulsions. La submersion des terrains jusqu'alors voués à l'agriculture en est un premier indice. De nombreux
<figure><img src="image_144.png" /><figcaption>Figure 5.1 : Recrudescence d'activité de la dynamique fluviale sur le cône du Borne au 18ème siècle : A) 1730 : Mappe Sarde ; B) 1738 et 1751 : carte de Cheneval, 1766 (A.D.H.S. IV C 526).</figcaption></figure>
chemins étaient ruinés par les débordements et c'est le plus souvent sur leur tracé que s'établissaient les chenaux d'inondation ; les hameaux pourtant implantés à l'écart du Borne étaient inondés et engravés par les crues. L'accentuation des épandages graveleux et la création de zones de sédimentation stockant la charge grossière tend à démontrer une accentuation des transports solides. Il en est probablement résulté une augmentation des apports sédimentaires alimentant l'Arve : l'analyse du confluent Borne-Arve en 1751 montre d'importantes accumulations graveleuses qui obstruaient partiellement le lit ; en rive droite, une série d'épis combattait le recul de la berge sapée latéralement et dirigeait le flux principal de l'Arve sur l'accumulation graveleuse, afin de favoriser le remaniement et l'exportation des matériaux vers l'aval. Bravard (1986) a montré que l'obstruction partielle du lit du Rhône par les graviers de l'Ain résultait de l'effet de crues répétées de l'affluent : de manière similaire, le considérable remblaiement du lit de l'Arve dans la zone de confluence témoigne de l'ampleur des transports solides se produisant lors des crues de l'affluent.

Bien qu'aucune étude spécifique n'ait été effectuée, de multiples indices montrent qu'aux 18ème et 19ème siècles plusieurs cours d'eau affluents de l'Arve étaient beaucoup plus actifs qu'au 20ème siècle :

1) le Bronze, qui conflue avec l'Arve en amont de Bonneville, était extrêmement redouté de ses riverains pour ces débordements et intenses transports solides ; sa mauvaise réputation semble pleinement justifiée, lorsque l'on observe la fréquence des inondations recensées par Mougin (1914). Actuellement, le Bronze est peu actif et ne cause plus aucun dommage sur son cône ;

2) le petit cours d'eau torrentiel du Foron de La Roche conflue avec l'Arve dans le bassin de Contamine sur Arve. En 1730, plusieurs sections de son cours aval présentaient un modèle fluvial à méandres libres fortement actifs ; ils sont actuellement complètement stabilisés et végétalisés. La figure 5.2 montre les changements morphodynamiques ayant affecté la partie moyenne de son cours, aux abords de La Roche : elle met clairement en évidence une phase de déséquilibre de la dynamique fluviale à la fin du 19ème siècle, que traduisent d'intenses remaniements sédimentaires ; actuellement le lit de 1893 est une basse terrasse complètement végétalisée, dominant en moyenne de 1,5 à 2 mètres un lit mineur étroit et encaissé.

Ces deux exemples posent le problème de l'évolution de la charge alluviale fournie par les affluents de l'Arve depuis la fin du 19ème siècle ; la faiblesse de leur activité actuelle serait l'indice d'une diminution des transports solides et par conséquent des apports sédimentaires à l'Arve. Il est encore trop tôt pour généraliser ces observations à l'ensemble des affluents de l'Arve ; cependant, elles ouvrent de nouvelles pistes de recherche.

## 2.2: La dynamique fluviale du Giffre sur son cône alluvial.

### 2.2.1 : Morphologie du cône alluvial du Giffre.

La figure 5.3 présente la morphologie du cône alluvial du Giffre. Au sortir d'une longue section encaissée, la rivière a édifié un puissant cône alluvial qui barre une grande partie de la vallée. Sur les dix derniers kilomètres de son cours, le Giffre voit sa pente moyenne passer de 0,0500 à 0,0070, puis à moins de 0,0050 au débouché de la rivière sur le cône. Trois niveaux principaux ont été mis en évidence :

1) **le cône ancien**, édifié lors de périodes de forte activité morphogénique obstrue en partie la vallée de l'Arve. Son importante extension spatiale montre qu'il a constitué un obstacle majeur à l'écoulement des eaux de l'Arve :
    1) au droit de la confluence actuelle, il a favorisé le démantèlement du petit cône de Vougy, en repoussant l'Arve sur sa rive gauche ;
    2) quelques centaines de mètres en amont de l'actuelle confluence, on peut observer la présence d'un ancien
<figure><img src="image_145.png" /></figure>

<figure><img src="image_146.png" /><figcaption>**Figure 5.2** : Changement de l'activité du Foron de La Roche à proximité du viaduc SNCF entre 1893 et 1987 (photographie : R.T.M 74 (1893) ; de l'auteur (1987).</figcaption></figure>
confluent d'âge pour l'instant inconnu, les apports du Giffre ayant repoussé l'Arve contre le flanc septentrional de sa vallée ; le changement du cours du Giffre a permis le retour de l'Arve au milieu de sa vallée, la rivière ayant partiellement érodé le cône alluvial ;

2) la **plaine de remaniement historique** est emboîtée d'environ trois mètres dans le cône ancien. Son extension est la plus forte au débouché du Giffre dans le bassin de Cluses, où elle atteint une largeur de 800 mètres. Puis celle-ci diminue brutalement au droit du hameau d'Anterne, où elle n'est plus que de 250 mètres. De nombreuses traces d'anciens écoulements sont visibles dans la topographie ; l'âge des anciens tracés de la rivière a été fourni par les cartes anciennes (Figure 5.3) ;

3) le **chenal contemporain du Giffre** est incisé d'environ 3 à 5 mètres dans la plaine de remaniement historique. Cet abaissement du lit a favorisé une forte réduction de la fréquence de submersion de l'ancienne plaine alluviale, perchée au dessus du chenal.

### 2.2.2 : Les changements du modèle fluvial du Giffre sur son cône alluvial.

La figure 5.4 propose une série de six états de la rivière. Ils mettent en évidence la dynamique fluviale du Giffre au cours des 250 dernières années. Le tracé du Giffre en 1730 a été reconstitué à partir de la Mappe Sarde, celui de 1871 est tiré du tableau d'assemblage au 1/10 000 du premier cadastre français, commune de Marignier. A partir de 1935, une demi-douzaine de missions photographiques de l'I.G.N. permettent de suivre de manière approfondie les changements de la dynamique fluviale.

#### a) Le Giffre tressé.

Entre 1730 et 1936, le Giffre présente un modèle géomorphologique tressé. La bande active est large, les fréquents déplacements en plan des chenaux favorisant d'intenses remaniements sédimentaires. Cette bande active, elle-même, se déplace latéralement dans la plaine d'inondation : ainsi, entre 1730 et 1871, elle a migré d'une centaine de mètres vers l'Ouest. Le lit majeur ne subissant qu'une inondation passive est colonisé par la végétation alluviale. Le cône ancien, hors d'atteinte des eaux abrite les terrains cultifs et les prairies, mais également les habitations du village de Marignier. Le village, édifié autour de son pont, est situé en tête du cône de déjection, dernier point fixe du cours d'eau avant le confluent. En aval, sur un lambeau de cône ancien, le hameau d'Anterne est une véritable presqu'île, seule terre émergeant au milieu des zones humides. Malgré l'endiguement général de l'Arve qui se développe au cours du 19ème siècle, aucune digue ne sera construite pendant toute cette période le long du cours d'eau, excepté aux abords du pont. Les ingénieurs de l'époque, en préservant le vaste champ d'inondation du Giffre, souhaitaient limiter les réinjections de sédiments grossiers dans l'Arve. Les problèmes d'engravement de la section endiguée de l'Arve aux abords de Bonneville étaient à l'origine de cette prise de conscience de la nécessité de préserver des aires de sédimentation graveleuse.

Entre 1871 et 1935, l'influence de l'homme sur la dynamique fluviale s'accroît. En 1890, la construction du chemin de fer, a nécessité l'établissement d'un ouvrage de franchissement du Giffre et la fixation de son cours, en aval de l'ancien pont. Les digues longitudinales ont été prolongées d'environ 1400 mètres sur la rive gauche, mettant hors d'atteinte des eaux une large partie de la plaine alluviale. En 1935, le cours d'eau conserve un modèle tressé. Il semble que le tracé des chenaux soit à mettre en relation avec les conditions locales d'écoulement : 1) en amont du point de contraction de la plaine de remaniement, les chenaux sont très rectilignes et séparés par des bancs de galets alignés suivant l'axe principal d'écoulement. Leur divagation est restreinte par la présence en rive gauche de la digue longitudinale ; en rive droite, la rivière, en contact avec le cône
<figure><img src="image_147.png" /><figcaption>Figure 5.3 : Morphologie du cône alluvial du Giffre.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_148.png" /><figcaption>Figure 5.4 : Evolution du style fluvial du confluent du Giffre entre 1730 et 1980.</figcaption></figure>
ancien, attaque vigoureusement le niveau supérieur et développe une importante anse de corrosion ; 2) à l'aval, en dehors des périodes de crue, le chenal principal décrit des sinuosités. On observe un important déplacement du confluent vers l'Ouest, d'environ 150 à 200 mètres depuis 1871.

L'analyse de l'évolution du tracé du Giffre sur une période de deux siècles montre que le modèle géomorphologique de la rivière n'a pas subi de profonde altération. Le tressage a subsisté en dépit de quelques interventions anthropiques limitées, visant au contrôle de la dynamique fluviale. Comme sur l'Arve, c'est pendant les 35 dernières années que les changements vont se précipiter.

b) 1950-1980, le changement du style fluvial.

A partir de 1950, le Giffre va progressivement perdre son style tressé au profit d'un chenal unique : 1) en 1952, le modèle s'est fortement simplifié. Le confluent poursuit sa migration vers l'Ouest, ce qui provoque d'importantes pertes de terres sur la rive droite de la rivière. Sur la rive gauche, les anciens chenaux occupés en 1935 se couvrent de végétation ; 2) en 1970, la tendance à la chenalisation se confirme ; la largeur de la bande active s'est considérablement réduite. D'importants sapements minent la plaine de remaniement, provoquant le recul rapide des berges. Celle-ci semble de moins en moins fréquemment inondée ; c'est à cette date que s'y installent les premiers établissements industriels ; 3) En 1980, les érosion se poursuivent. Elles tendent à rectifier le cours du Giffre et lui permettre d'établir une nouveau lit, dans le prolongement de la digue longitudinale de rive gauche, repoussant d'autant le confluent vers l'Ouest.

L'analyse de l'évolution du profil en long (Figure 5.5 A) donne les raisons de la chenalisation du cours du Giffre : la comparaison des profils en long de 1913 et 1983 montre que le chenal s'est fortement incisé ; la modification du style géomorphologique après 1950 suggère que c'est à partir de cette date qu'a débuté l'incision. Elle atteint en moyenne 3 mètres et dépasse localement 5 mètres en 1983 ; un profil levé en 1974, non présenté ici, montre que c'est surtout au cours des dix dernières années que s'est produit l'enfoncement. L'incision du Giffre en aval de Marignier a une double origine :

<figure><img src="image_149.png" /></figure>

**Figure 5.5** : A) Evolution du profil en long du Giffre sur les 7 derniers kilomètres de son cours ; B) Chute du lit de l'Arve au pont d'Anterne (Sources : D.D.A. 74 ; B) Sogreah, 1983).
1) il est à relier avec l'importante chute de la ligne d'eau de l'Arve, enregistrée au pont d'Anterne, quelques centaines de mètres en amont du confluent (Figure 5.5 B). Elle dépassait déjà 1 mètre en 1970 et le lit s'est rapidement abaissé pendant la décennie suivante. L'incision de l'Arve a déstabilisé le profil en long du Giffre et s'est propagée vers l'amont par érosion régressive. L'analyse du profil en long de 1983 met en évidence plusieurs points d'entaille, démontrant que le lit n'est pas encore stabilisé. La chute de la ligne d'eau a entraîné de graves dégâts aux digues et menacé de destruction le pont mixte de Marignier. En amont du pont, plusieurs seuils artificiels et barrages ont constitué des points durs du profil en long et empêché la propagation de l'érosion ; certains d'entre-eux ont été détruits récemment ;

2) en amont des seuils et barrages, le lit du Giffre s'est également abaissé, mais dans une moindre mesure. Le contrôle de l'érosion régressive exercé par les aménagements exclut que l'incision soit consécutive à l'abaissement du niveau de base au confluent. Elle résulte d'un déficit d'apports charriés en provenance de la moyenne vallée du Giffre. Il a été compensé par une reprise en charge lors des crues, des matériaux stockés dans le chenal, ce qui a provoqué l'incision.

Comme sur l'Arve, l'incision du Giffre sur son cône résulte d'un double contrôle amont et aval de la dynamique fluviale.

### c) Morphologie de la zone de confluence en 1985.

Une analyse détaillée du lit du Giffre a été effectuée en novembre 1985. On a cartographié les formes sur le terrain, en utilisant la photographie aérienne de l'I.G.N. au 1/15.000 datée de 1984 comme fond de carte (Figure 5.6).

A l'étiage, la rivière est réduite à un chenal unique, très étroit. Après avoir décrit quelques légères sinuosités au débouché des digues, le Giffre s'écoule en de longs biefs rectilignes avant de confluer avec l'Arve. Lors de la montée des eaux, on assiste à la mise en eau progressive des chenaux secondaires séparés du lit d'étiage par un léger escarpement. Le Giffre retrouve alors pour quelques heures une physionomie qui n'est pas sans rappeler celle de 1935. En crue, la totalité de la plaine alluviale est noyée. Le flux circule suivant l'axe principal de la vallée, comme le montrent les nombreuses traces d'écoulement à la surface des bancs de galet. En l'espace de quelques heures, les écoulements de crue peuvent creuser de profondes anses de corrosion dans les berges graveleuses escarpées et instables. L'importante incision du Giffre dans ses alluvions a isolé plusieurs niveaux de terrasse qui dominent le lit mineur. Leur fréquence de submersion a été fortement réduite.

Dans le lit d'étiage, l'examen de la position des seuils montre qu'ils sont très irrégulièrement répartis. Leur position influence les pentes locales du cours d'eau : 1) immédiatement en amont de la confluence, où deux seuils n'étaient séparés, en 1985, que de quelques dizaines de mètres, la pente moyenne dépasse 0,010 ; 2) en tête du secteur d'étude, une série de trois seuils est concentrée sur une distance de 200 mètres ; la pente est ici très forte. Dans cette section, le paysage fluvial a été complètement modifié par les crues de la rivière; cela atteste de la grande instabilité de ce tronçon ; 3) dans le long bief rectiligne, la pente du cours d'eau entre deux seuils est inférieure à 0,001. Sa faiblesse est liée à la nature des matériaux composant le lit : les formations limono-organiques holocènes remblayant le bassin de Cluses ont été mises à jour par l'incision du Giffre, après déblaiement du niveau graveleux qui les surmontait. La faible pente d'équilibre des lits limoneux a accru l'ampleur de l'incision du Giffre.

### d) Quelques données paléogéomorphologiques complémentaires.

L'incision du chenal du Giffre a découvert des témoins de la dynamique fluviale ancienne du
<figure><img src="image_150.png" /></figure>

**Figure 5.6** : Cartographie morphodynamique de la zone de confluence du Giffre en novembre 1985.
Giffre sur son cône. Un énorme tronc de chêne, dépassant un mètre de diamètre et douze pieux ont été découverts à la surface des formations fines (voir la Figure 5.6 pour localisation):

1) la présence des dépôts limono-organiques sous les galets du Giffre prouve que la phase de forte torrentialité de l'affluent et de construction du cône holocène est postérieure au Boréal;

<table><caption>**Tableau 5.1 : Caractéristiques des pieux prélevés au confluent du Giffre**
(Source: C.N.R.A.S).</caption><thead><tr><td>Référence du piquet</td><td>Essence végétale</td><td>Longueur du piquet (m)</td></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>Hêtre</td><td>0,41</td></tr><tr><td>2</td><td>Chêne</td><td>1,04</td></tr><tr><td>3</td><td>Chêne</td><td>0,98</td></tr><tr><td>4</td><td>Chêne</td><td>0,98</td></tr><tr><td>5</td><td>Chêne</td><td>0,84</td></tr><tr><td>6</td><td>Chêne</td><td>0,75</td></tr><tr><td>7</td><td>Chêne</td><td>0,68</td></tr><tr><td>8</td><td>Hêtre</td><td>0,52</td></tr><tr><td>11</td><td>Chêne</td><td>0,78</td></tr><tr><td>13</td><td>Chêne</td><td>0,41</td></tr><tr><td>14</td><td>Chêne</td><td>0,42</td></tr><tr><td>15</td><td>Frêne</td><td>0,37</td></tr></tbody></table>

2) le tronc de chêne, couché en travers du lit du Giffre a été daté par le Laboratoire Romand de Dendrochronologie: la séquence échantillonnée est comprise entre -1206 et -1027; la date d'abattage de l'arbre se situerait aux environs de -1030. Sur le Main et le Danube, Becker (1980) observe que les périodes de forte activité de la dynamique fluviale se traduisent par une augmentation de la fréquence des troncs de chêne enfouis dans les sédiments: sur le Giffre, il n'est bien entendu pas possible, à la suite d'une observation unique, de tirer des conclusions de même nature;

3) les piquets plantés dans les formations fines ont été prélevés par les archéologues du Centre National de Recherches Archéologiques Subaquatiques d'Annecy. Deux sites d'implantation ont été relevés, sur les deux rives de la rivière. Les caractéristiques principales des pieux ont été reportées dans le tableau 5.1. Le diamètre des piquets ne sera connu qu'après leur retour de l'analyse dendrochronologique; cependant, il apparaît déjà que la presque totalité des bois sont refundus au 1/4. D'après les archéologues du C.N.R.A.S., "la répartition planimétrique n'est pas significative d'un aménagement particulier (...); en raison du caractère fragmentaire des vestiges, il est impossible de proposer une interprétation typologique et/ou architecturale de ces piquets" (C.N.R.A.S., in litteris).

La datation absolue des pieux montre qu'ils s'échelonnent entre 1223 et 1273; la présence de l'aubier sur le pieu n° 14 permet d'estimer la date d'abattage des bois en automne/hiver 1285-86 ou 1288-89 (deux positions sont possibles pour cet aubier non intégré à la référence dendrochronologique). Il est important de signaler "que les piquets de la rive droite et de la rive gauche ont conservé des extrêmité distales intactes, témoins d'une enfoncement dans des sédiments fins non-secs" (C.N.R.A.S., in litteris). Les bois ont donc été plantés directement à la surface des formations fines et non pas à travers plusieurs mètres de matériaux graveleux, ce qui aurait écrasé leur pointe (voir Figure 5.7). Cette observation est fondamentale pour l'interprétation
<figure><img src="image_151.png" /></figure>

**Figure 5.7** : Piquets du Moyen-Age plantés dans les formations fines holocènes. Noter la pointe parfaitement conservée ce qui témoigne que les piquets ont été plantés directement dans les limons et pas dans des galets (photographies : 1) C.N.R.A.S. ; 2) de l'auteur.
géomorphologique : dans l'hypothèse où les pieux auraient eu une fonction de protection contre les érosions, ce qui semble le plus probable, ils témoigneraient d'un Giffre, au Moyen-Age, profondément incisé dans son cône de déjection holocène, d'une hauteur d'environ trois mètres par rapport à la plaine de remaniement du 19ème siècle. La grande proximité du confluent Giffre-Arve et le contrôle réciproque des processus géomorphologiques des deux cours d'eau l'un sur l'autre permet de considérer comme probable l'incision de l'Arve dans le bassin de Cluses, à cette même époque.

## 3) LES CAUSES DES CHANGEMENTS DE LA DYNAMIQUE FLUVIALE SUR LES CONES ALLUVIAUX DU BORNE ET DU GIFFRE.

### 3.1 : Les causes des changements anciens.

Au cours de l'Holocène, la géomorphologie fluviale s'est constamment adaptée à la dynamique des flux hydriques et minéraux :

1) aux environs de l'An Mil, un modèle fluvial incisé sur le cône du Giffre et sur l'Arve dans le bassin de Cluses pourrait être la réponse du système fluvial à une "balance hydrique" probablement négative et à une fourniture sédimentaire des versants moins abondante qu'aujourd'hui, en raison de leur meilleure protection. Un rapport charge en suspension/charge grossière supérieur à l'actuel pourrait aussi avoir influé notablement sur le modèle géomorphologique, en favorisant une bonne cohésion des berges et leur meilleure résistance aux processus érosifs. Le Roy Ladurie (1967) notait le caractère calme du climat au début du second millénaire. La récente synthèse des paléoenvironnements des Alpes du Nord à l'Holocène (Vivian, 1986) a mis l'accent sur une phase de climat régulier, doux et relativement sec entre 900 et 1250 ; cette période était, semble-t'il, extrêmement favorable à la maturation des plantes vivrières et à l'utilisation par l'homme de la couverture forestière, plus étendue en altitude qu'aujourd'hui ;

2) dans l'état actuel de nos connaissances, il n'est pas possible de dater la rupture morphodynamique conduisant à une reprise de l'aggradation sur le Giffre et à la construction de la plaine de remaniement historique. Rappelons simplement, comme on l'a signalé dans un précédent chapitre, que Bouchayer (1925) indiquait qu'un accroissement de l'activité morphodynamique du Drac, marqué par l'apparition d'un style fluvial tressé, se serait produit vers la fin du 14ème siècle ; cependant, rien ne permet d'affirmer qu'il y ait eu concomitance de date avec ce qui s'est produit dans la vallée de l'Arve. Il n'est pas non plus possible de déterminer les causes exactes de ce changement : cependant, le début du second millénaire marque une période de fort développement démographique et de défrichement qui pourrait avoir influé notablement sur la stabilité des versants et la dynamique des écoulements superficiels, modifiant de manière indirecte les paramètres contrôlant la dynamique fluviale (Sclaffert, 1959 ; Jorda, 1980) ; de plus, le changement pourrait être indicateur des premières manifestations d'une dégradation climatique qui atteindra son intensité maximale lors du Petit Age Glaciaire (1600-1850) ;

3) l'analyse cartographique du Borne sur son cône alluvial met en évidence le changement de la dynamique fluviale dans la première moitié du 18ème siècle, tandis qu'à cette même époque, il se produit sur la moyenne vallée de l'Arve dans le bassin de Cluses. Les changements sur l'affluent non-englacé sont probablement à la fois anthropiques et naturels :

- au 18ème siècle, la couverture végétale montagnarde, qui protége les pentes contre les érosions et limite le ruissellement, est décrite comme très dégradée par de longs siècles de surexploitation (Mougin, 1914, 1919) ; il en est probablement résulté une fourniture sédimentaire plus forte et des écoulements plus énergiques ;
– il semble que la forte activité du Borne sur son cône soit la conséquence d'une série de crues de grande ampleur, qui sont une manifestation de la dégradation climatique du Petit Age Glaciaire : la crue de 1733 fut particulièrement dévastatrice, puisqu'elle emporta, sabla, ou inonda plus de 1100 ha de terrain sur l'ensemble du cours de l'Arve (Mougin, 1914) ; Bravard (1981) a cartographié les importants dégâts qu'elle a causé sur le Haut-Rhône en Chautagne. Tricart (1959), Burkham (1972), Kondolf et Curry (1986) ont tous mis en évidence le rôle d'une crue ou d'une série de crues sur la géomorphologie fluviale : elles sont responsables d'érosions et de remaniements sédimentaires considérables pouvant favoriser des changements de modèle et la destruction presque complète de la plaine d'inondation. Comme on l'a déjà signalé, Koutaniemi (1987a) a montré que les formes fluviales témoignaient d'une augmentation de l'ampleur des crues du Petit Age Glaciaire, sur les cours d'eau finlandais.

La mise en évidence d'un accroissement de l'instabilité du Borne sur son cône au 18ème siècle montre que des bassins versants dépourvus de toute influence glaciaire sont également touchés par la crise morphoclimatique, ce qui tendrait à démontrer que la recrudescence des apports hydriques et minéraux ne concernerait pas seulement les cours d'eau drainant la haute-montagne. L'analyse des cartes anciennes du Giffre, dès 1730, ne permet pas de repérer un changement dû à la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire : il est peut-être plus ancien, auquel cas cela atteste l'absence de concomitance d'un bassin à l'autre de la réponse du cours d'eau à un processus à priori identique. Signalons que Grove (1972) a montré qu'il n'y avait pas concomitance entre la recrudescence des crues des torrents glaciaires et celle des avalanches en Norvège, lors du Petit Age Glaciaire. Il l'explique par un décalage de plusieurs années entre la date des premières poussées glaciaires et celle de la recrudescence des précipitations neigeuses sur les reliefs. Ce pourrait être un facteur expliquant partiellement l'absence de concordance entre des bassins englacés et non englacés.

Neboit (1983) discute le rôle de l'homme comme facteur de l'activité morphogénique : c'est lorsque l'action de l'homme se surimposerait à des facteurs d'origine naturelle que son influence serait la plus sensible. L'auteur insiste sur la possible participation du facteur anthropique au franchissement d'un seuil géomorphologique, provoquant une recrudescence de l'activité morphologique sur les versants et influençant la dynamique des rivières ; son influence de doit pas être nécessairement forte, si le système est dans un état voisin du point de rupture. Mougin (1914), comme beaucoup de ses collègues forestiers a longuement insisté sur les dégradations anthropiques de la couverture végétale, provoquant la diminution de la stabilité des pentes et le déclenchement des processus torrentiels. Il apparaît certain que les déboisements intensifs des 18ème et 19ème siècles, effectués sur des versants dont la stabilité était fortement perturbée par la dégradation climatique, pourraient avoir accentués ses effets et favorisés une recrudescence des apports sédimentaires et la modification des flux hydriques alimentant l'axe de drainage principal.

## 3.2 : Les causes des changements récents.

Depuis la fin du 19ème siècle, l'homme apparaît être le principal facteur extrinsèque contrôlant la dynamique fluviale. Ses interventions se font de manière directe sur la géomorphologie des lits fluviaux et les changements drastiques récents démontrent son emprise toujours plus forte sur l'environnement fluvial. On recensera rapidement les causes des changements de la dynamique fluviale sur les cônes du Giffre et du Borne ; on verra qu'elles sont semblables à celles largement développées dans le chapitre concernant la plaine alluviale de l'Arve :

1) la modification des facteurs naturels existe probablement ; ils agissent de manière indirecte sur la dynamique fluviale et sont complètement masqués par les perturbations anthropiques directes beaucoup plus intenses. Ainsi, pendant la période 1944-1973, Bozonnet
(1981) a montré une augmentation des précipitations hivernales et de printemps par rapport à la période 1890-1910 ; Martin *et al.* (1981) ont fait des observations identiques, à l'échelle de l'Europe occidentale. Il est fort possible que ces fluctuations climatiques mineures aient influé très légèrement sur le régime de la rivière. De même, l'effet de la récession glaciaire du début du siècle sur le régime du haut-Rhône valaisan a été mis en évidence par Kasser (1969) : la diminution d'environ 170 km² des surfaces glaciaires dans les Alpes suisses auraient créé un déficit hydrique estival de 600 millions de m³ entre 1916 et 1968. De telles fluctuations, même si actuellement elles demeurent de faible amplitude, pourraient influer sur le bilan hydrique des bassin fluviaux et l'activité fluviale. Pour la période présente, l'effet des fluctuations naturelles demeure incomparablement plus faible que celui des facteurs anthropiques locaux du changement ;

2) dès le 18ème siècle, la chenalisation du Borne a provoqué le basculement du profil en long et d'intenses remaniements sédimentaires sur le cône : dans sa partie amont, le chenal était incisé d'environ 1,40 mètre vers 1850 ; au confluent, le chenal s'exhaussait régulièrement, d'autant plus que l'endiguement avait été longtemps déficiant dans cette section de la rivière et que l'effet de confluence empêchait une reprise en charge efficace des matériaux apportés par la rivière. Sur le cône du Giffre, l'endiguement longitudinal édifié à la fin du 19ème siècle fut responsable de la migration du confluent vers l'Ouest ; il favorisa un réalignement progressif de l'axe fluvial dans le prolongement des digues. La tendance au déplacement latéral du confluent a été ralentie depuis quelques années par l'enfoncement du cours d'eau dans ses alluvions ; elle subsiste néanmoins sous la forme d'importants affouillements en rive droite. L'endiguement du Giffre sur son cône a également favorisé l'épandage de la charge graveleuse en amont du rétrécissement de la plaine de remaniement historique ; il s'ensuivit d'importants sapements, affectant le cône ancien sur la rive droite de la rivière, et provoquant l'élargissement de la zone de piégeage sédimentaire ;

3) la chute de la ligne d'eau du Giffre postérieure à 1950 et la concentration des écoulements qui en est résulté sont la conséquence d'importants prélèvements effectués par raclage des bancs au confluent, mais également d'extraction sur l'Arve, surtout en aval mais aussi en amont de la confluence Giffre-Arve. Ces dernières ont créé des souilles profondes alimentées par les matériaux constituant le lit amont beaucoup plus que par les apports solides naturels, déjà prélevés à plusieurs reprises. L'important déficit d'apport graveux amont, mis en évidence par l'étude de l'évolution des profils en long du Bas-Giffre, provient principalement de la modification profonde de la dynamique des charriages, à la suite de la multiplication des zones de prélèvement dans le lit mineur du Giffre. Jusqu'à ces dernières années, les volumes prélevés, de l'ordre de 100 000 à 200 000 m³/an (Ceric, 1984) ont largement excédé la charge naturelle de la rivière.

4) le développement de l'hydro-électricité dans la vallée du Giffre a également eu une importance non négligeable sur le transit des flux. Dès 1898, une première centrale était construite pour exploiter la dénivellation de 70 mètres des gorges de la rivière et assurer l'alimentation en énergie des usines du Giffre. Entre 1925 et 1931, l'ouvrage fut remanié dans le but d'accroître la production d'électricité ; un débit maximum de 18 m³/s était prélevé, turbiné et restitué quelques centaines de mètres en aval. A cette époque, le confluent n'était pas touché par un changement de la fourniture hydrique. On a exposé précédemment les effets de l'aménagement de la chute de Pressy (1957) sur la dynamique fluviale de l'Arve dans le bassin de Cluses ; sur le Bas-Giffre, même si le rôle de cet ouvrage apparaît, à priori, faible lors des épisodes hydrologiques extrêmes, il a eu des effets considérables sur le régime de la rivière et probablement sur la dynamique des transports solides, en substituant aux écoulements naturels un débit réservé de 180 l/s pendant une grande partie de l'année. Les changements hydrologiques se sont encore renforcés après la construction de l'aménagement d'Emosson en 1972, qui capte les eaux de fonte glaciaire des petits glaciers du Prazon et du Ruan dans le massif du Haut-Giffre ;

5) les modifications du mode de gestion de la montagne peuvent avoir contribué indirectement au changement des flux hydriques et sédimentaires alimentant les affluents de l'Arve ; la diminution de l'activité fluviale sur le Bronze et le Foron de La Roche, cours d'eau peu
perturbés par les interventions antropiques directes pourrait témoigner de ce phénomène : 1) la pression exercée actuellement sur les boisements montagnards n'est plus aussi forte que pendant les 18ème et 19ème siècles ; 2) dans le bassin du Giffre, de nombreux affluents torrentiels ont été aménagés par le Service R.T.M. Leur dynamique, tout comme celle des torrents de l'Arve, est influencée par cette gestion ; 3) l'occupation des versants et les pratiques culturales en montagne ont changé depuis quelques décennies ; les stations de ski ont radicalement transformé le paysage montagnard et probablement la dynamique des eaux de surface, voire même des sédiments.

## 4) CONCLUSION.

L'étude des deux principaux affluents de l'Arve sur leurs cônes alluviaux a permis de compléter l'analyse des flux entrant dans le sous-système "plaine alluviale", débutée avec l'étude des torrents de l'Arve. Elle a également fourni de manière indirecte des informations nouvelles sur la dynamique ancienne de l'Arve dans sa plaine alluviale :

dans le lit du Giffre, la découverte de piquets du Moyen-Age, coupés pendant les hivers 1285-86 ou 1288-89, en position stratigraphique basse, est un sérieux indice d'un chenal fortement incisé par rapport à la plaine alluviale du 19ème et de la première moitié du 20ème siècle. Il reste à trouver d'autres indicateurs géomorphologiques permettant de confirmer cette analyse ;

- la démonstration de l'influence de la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire sur la recrudescence d'activité de la dynamique fluviale de l'Arve et probablement de plusieurs de ses affluents est renforcée par l'étude du Borne sur son cône au cours du 18ème siècle. On a observé une nette recrudescence de l'instabilité latérale de cette rivière, se traduisant par une tendance à l'avulsion et au balayage du cône par les eaux de débordement. Une période de crues de grande ampleur semble être à l'origine de cette instabilité ;

- comme sur l'Arve dans sa plaine alluviale, l'accroissement de la pression de l'homme sur les cônes de déjection du Borne et du Giffre est responsable de profonds changements géomorphologiques. L'endiguement longitudinal, puis, plus récemment, les extractions de gravier et les aménagements hydroélectriques ont favorisé des changements multiples, mais dont le plus spectaculaire demeure la profonde incision du chenal. L'étude du cône alluvial du Giffre confirme qu'en temps que point nodal, la dynamique des confluents s'adapte au double contrôle exercé par les changements du niveau de base de l'axe fluvial principal et par la fourniture hydrique et sédimentaire délivrée par le tributaire.

A ce stade de l'étude, les résultats auxquels on est parvenu appellent deux réflexions :

1) il a été démontré que la formation de la plaine alluviale de l'Arve n'était pas le résultat d'un processus unique de construction progressive ; elle est la conséquence d'une succession de phases d'aggradation et d'incision. Certaines des fluctuations du plancher alluvial ont pu être repérées, comme par exemple la phase probable d'incision de l'Arve au Moyen Age mise en évidence sur le cône du Giffre, ou l'aggradation lors du Petit Age Glaciaire dans les bassins de Sallanches et de Cluses et qui serait due à une recrudescence des apports des torrents glaciaires, mais également des affluents non englacés tel le Borne. L'absence d'information sur une éventuelle recrudescence de l'activité des torrents non-englacés ne permet pas de démontrer leur rôle sur l'accroissement des apports sédimentaires alimentant l'Arve ; cependant, l'étude de la dynamique des sédiments dans le système torrentiel, des causes et mécanismes du déclenchement des transports solides, montre qu'il est raisonnable de supposer que certains d'entre-eux aient connu une phase de plus forte activité morphodynamique ;
2) depuis 1850, il semble que les apports solides des cours d'eau et torrents affluents de l'Arve aient diminué. L'origine de cette diminution est probablement naturelle et anthropique : après l'amélioration climatique qui a sùivi le Petit Age Glaciaire, il s'ensuivit, semble-t'il, une phase de plus grande stabilité morphodynamique sur les versants, progressivement acquise pendant la première moitié du 20ème siècle ; elle a probablement favorisé le développement de la couverture végétale, la diminution des érosions et des changements de la dynamique des écoulements de surface. La baisse de la pression anthropique sur les versants (défrichements, surexploitation forestière...) a grandement facilité la réhabilitation du couvert forestier montagnard, même lorsque l'homme n'effectuait aucun travaux de correction ; cependant, les espaces les plus dégradés, tels les bassins de réception de certains torrents, ont été restaurés par l'homme. La tendance à la diminution de la charge qui a été démontrée sur les torrents de l'Arve semble également vraie pour certains cours d'eau de piémont : l'exemple du Foron de la Roche atteste que les changements sur un petit affluent local de l'Arve ont été très spectaculaires depuis la fin du 19ème siècle. La validité de cette interprétation devra être confirmée par l'étude d'autres cours d'eau affluents.

A titre de comparaison, Church (1983), qui a analysé l'évolution de la dynamique fluviale de la Bella Coola (Colombie Britannique) depuis 1893, arrive aux conclusions suivantes : il observe la baisse progressive de l'activité fluviale, au cours du 20ème siècle. En l'absence de toute intervention anthropique, il attribue le changement à une diminution de l'entrée des sédiments dans le système par l'intermédiaire de ses affluents ; elle résulterait de la stabilisation et végétalisation progressive des moraines néoglaciaires. Sur l'Arve, la détermination des causes du changement récent est beaucoup plus complexe dans la mesure où l'homme est partie intégrante du système fluvial montagnard et influe indirectement sur sa dynamique. Cela pose la question de la part respective du facteur anthropique et du facteur naturel sur la diminution de la recharge sédimentaire de l'axe fluvial principal depuis 1850 et plus généralement sur les variations de l'activité fluviale depuis le Moyen-Age. L'intensité des interventions anthropiques a varié suivant le type de cours d'eau : 1) sur les émissaires glaciaires, elles étaient négligeables jusqu'aux récents prélèvements hydriques sous-glaciaires ; 2) sur les torrents de montagne, il est probable qu'elles différaient d'un torrent à un autre, en fonction de son altitude moyenne, de ses pentes, de son exposition, de son accessibilité etc... ; 3) sur les affluents de piémont, où l'on peut supposer que la densité de la population était la plus forte, la pression de l'homme était vraisemblablement considérable. Ces remarques montrent que l'influence du facteur anthropique sur l'activité fluviale doit être étudiée et discutée en fonction du type de cours d'eau considéré.
# TROISIEME PARTIE :

## LES FLUX SEDIMENTAIRES SORTANT DU SOUS-SYSTEME "PLAINE ALLUVIALE".

Chapitre 6 : Etude des flux minéraux de l'Arve à Genève......... 273

Chapitre 7 : Etude de la sédimentation dans la retenue de Verbois........................................................................ 295
THE NEW YORK TIMES
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BY A. M. CHAPMAN
AND A. M. CHAPMAN, ASSISTANTS

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# Chapitre 6 :

## ETUDE DES FLUX MINERAUX DE L'ARVE A GENEVE.

### 1) INTRODUCTION.

Les précédents chapitres de cette étude ont mis en évidence l'évolution complexe de la dynamique fluviale dans la plaine alluviale de l'Arve. Les facteurs responsables des profonds changements récents ont été analysés aussi bien sur le cours d'eau intra-montagnard que sur les principaux affluents et torrents de l'Arve qui lui fournissent leurs écoulements et leur charge. Il est apparu que l'ampleur de l'incision contemporaine devait être attribuée, pour sa plus grande part, aux perturbations anthropiques directes affectant les différentes sections de la plaine alluviale. Cependant, l'étude des processus fluviaux sur les tributaires de l'Arve a montré que les apports sédimentaires amont avaient également subi une profonde altération, en l'espace de moins d'un siècle ; actuellement, la faible recharge sédimentaire parvenant à l'axe fluvial empêche toute régénération de la rivière dans sa plaine alluviale, à court et même à moyen terme, les apports montagnards étant verrouillés dans les têtes de bassin.

L'objectif de ce chapitre est de démontrer que les flux qui quittent le sous-système "plaine alluviale" sont également profondément modifiés par les changements géomorphologiques contemporains affectant la rivière. Plusieurs études expérimentales de la charge sédimentaire de l'Arve à Genève ont été entreprises à la fin du 19ème siècle et dans les premières décennies du 20ème siècle (Baëff, 1891 ; Lugeon, 1912 ; Boissier, 1916 ; Collet, 1916...). Elles permettent l'étude de la dynamique saisonnière de la charge dissoute, de la charge en suspension et dans une moindre mesure des charriages. Dans un premier temps, on procédera à une nouvelle analyse des données recueillies au début du siècle concernant les transits de la charge dissoute et de la matière en suspension. On présentera et discutera ensuite les données recueillies sur les charriages de l'Arve à Genève et montrera que les estimations de l'époque étaient effectuées sur un cours d'eau déjà fortement pertubé par les interventions directes de l'Homme. Le manque de données concernant les transits sédimentaires actuels n'a pas permis la démonstration rigoureuse des changements affectant la matière en suspension et les charriages, depuis le début du 20ème siècle. Cependant un faisceau de présomptions, permet d'affirmer que la charge alluviale de l'Arve a été fortement modifiée par la nouvelle dynamique fluviale : on présentera et discutera les informations recueillies. Une dernière paragraphe démontrera que le changement observé en moins d'un siècle n'a rien d'unique ; il s'est également produit à de multiples reprises sous des conditions que l'on peut qualifier de naturelles, la charge alluviale des cours d'eau étant suceptible de varier fortement dans le temps : les multiples variations holocènes du niveau du lac Léman apparaissent être un bon indicateur de l'activité des charriages de l'Arve à Genève.

### 2) LA CHARGE DISSOUTE ET LES TRANSPORTS DE MATIERE EN SUSPENSION AU DEBUT DU SIECLE.

En 1891, Baëff publiait les résultats d'une recherche de géologie expérimentale, sur la charge en suspension de l'Arve en amont de sa confluence avec le Rhône. Cette étude arrivait après celle de Spring et Prost (1884), réalisée sur les eaux de la Meuse. Le contexte hydrologique et
géomorphologique était donc très différent de celui de la publication précédente, l'Arve étant une rivière montagnarde fortement énergique, transportant une abondante charge sédimentaire.

Un suivi journalier de la rivière fut organisé par Baëff pendant toute l'année 1890, excepté le mois d'octobre, où les analyses ne purent être effectuées par suite d'une panne de son laboratoire. Peu en amont de la Jonction, confluent de l'Arve et du Rhône, il mit en place une procédure détaillée d'échantillonnage lui permettant de mesurer les niveaux de la rivière, sa vitesse superficielle, la température de l'eau, la température de l'air, la charge en suspension, la matière dissoute et l'opacité de l'eau ; en outre, une analyse du dosage en chlore des eaux de l'Arve fut effectuée périodiquement, tous les cinq jours.

On présentera successivement les principaux résultats acquis lors de l'étude de Baëff en 1890, sur les transports de la charge dissoute et de la matière en suspension. On a procédé à un nouveau traitement statistique des données, permettant de réactualiser l'étude et de compléter son analyse.

## 2.1 : La charge dissoute de l'Arve à Genève en 1890.

Les mesures des taux de matière dissoute ont été réalisées une fois par jour par prélèvement d'un litre d'eau à la surface de l'Arve et au centre du chenal ; la technique d'échantillonnage n'est pas connue. Après filtrage des échantillons, les taux de matière dissoute ont été déterminés par pesage du résidu, après évaporation de l'eau. Les débits ont été calculés à partir des vitesses superficielles et des niveaux de la rivière mesurés par l'expérimentateur. Cependant, Baëff n'était pas hydrologue, il a quelque peu négligé la détermination des débits de l'Arve et les a largement sous-estimés. Les débits ont été recalculés par le Service Hydrographique Suisse, à partir des données limnimétriques de Baëff (Collet, 1916b). Ce sont ces valeurs que l'on a utilisé dans notre étude.

La figure 6.1 met en évidence l'évolution saisonnière conjointe du débit et de la concentration en matière dissoute pour l'année 1890, excepté le mois d'octobre. Le maximum de concentration se produit en hiver, pendant les mois de janvier et février. A partir de mars, le taux de matière dissoute chute progressivement, alors que le débit commence à croître sous l'effet des premières fontes de neige. Il atteint un minimum à la fin du mois d'août, avant d'augmenter brutalement en septembre, lors de la baisse du débit de la rivière. La concentration en matière dissoute se maintient élevée pendant l'automne, alors que le débit de l'Arve chute régulièrement sous l'effet de la rétention nivale. Globalement, la relation entre le débit et le taux de matière dissoute semble évidente : ils évoluent inversement l'un par rapport à l'autre, ce qui indique l'effet de dilution qu'exerce le débit sur le taux de matière dissoute.

Gunnerson (1967) a identifié la relation liant la concentration en matière dissoute et le débit des cours d'eau à partir de l'étude des données de 99 stations des Etats-Unis. Il s'agit d'une fonction puissance du type :

$$C = a \cdot Q^{-b}$$

avec :
C : Concentration de la matière dissoute (mg/l);
Q : débit de la rivière (m³/s);
a et b sont des constantes dérivées empiriquement de la liaison statistique.
<figure><img src="image_152.png" /><figcaption>Figure 6.1 : Concentration de la matière dissoute et débit de l'Arve pendant l'année 1890 à Genève (d'après les données de Baëff, 1891).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_153.png" /></figure>

**Figure 6.2** : Corrélation entre la matière dissoute et le débit de l'Arve en 1890 à Genève (d'après les données de Baëff, 1891).

<figure><img src="image_154.png" /></figure>

**Figure 6.3** : Relation annuelle entre la concentration en matière dissoute et le débit de l'Arve en 1890 à Genève (d'après les données de Baëff, 1891).
Ceux dont la pente b demeurait inférieure à -0,1 étaient indépendants de l'écoulement ; ceux dont la pente était comprise entre -0,1 et -0,33 étaient modérément dépendants du débit et ceux dont la pente dépassait -0,33 étaient fortement dépendants du débit (in Petts et Foster, 1985). La relation liant débit et charge dissoute de l'Arve à Genève a été mise en évidence sur la figure 6.2. Il s'agit d'une fonction puissance ayant pour expression :

$$C = 1037,793 \cdot Q^{-0,356} \quad \text{avec } r = 0,863; \\ N = 334 \text{ mesures.}$$

Comme l'attestent les observations de Gunnerson, il existe une forte dépendance entre le débit et la concentration en matière dissoute des eaux de l'Arve. L'abondant écoulement au printemps et en été entraîne une forte dilution de la charge dissoute qui s'exprime par une évolution de la concentration inversement proportionnelle à celle du débit.

Une analyse plus serrée des chiffres montre que les fluctuations du débit et l'effet de dilution qu'elles favorisent masquent partiellement le modèle saisonnier d'évolution des taux de concentration en matière dissoute. La figure 6.3 a été élaborée à partir des données de 1890 : sur un diagramme mettant en relation le débit et la concentration en matière dissoute, on a positionné les valeurs moyennes des deux paramètres pour chacun des mois de l'année ; on a calculé l'intervalle de confiance des moyennes avec un risque d'erreur de 5%, afin de représenter la courbe enveloppe de chacune des valeurs mensuelles. Il apparaît que le modèle saisonnier d'évolution de la matière dissoute est cyclique. Il montre, qu'à débit égal, la concentration en matière dissoute des mois d'automne est plus élevée que celle des mois du printemps. Aux extrêmités du graphique, on trouve l'hiver, avec des taux de matière dissoute maximaux et l'été, où ils sont minimaux. Ce modèle cyclique reflète l'influence variable des réalimentations par les nappes phréatiques dans l'hydrologie de l'Arve : 1) pendant le printemps, la fonte des neiges puis des glaces remet en circulation des eaux de surface peu minéralisées ; 2) en automne, les nappes phréatiques en charge après la longue période des hautes eaux estivales participent activement à l'alimentation de l'Arve, pour autant que les précipitations automnales ne masquent pas le phénomène. Leurs apports fortement minéralisés accroissent la concentration en matière dissoute des eaux de la rivière. Le phénomène est probablement renforcé par la nature lithologique des parties du bassin versant qui fournissent les flux hydriques : en été par exemple, les écoulements proviennent essentiellement des torrents glaciaires de la haute-montagne cristalline, où les phénomènes de dissolution sont peu actifs.

## 2.2 : La charge en suspension de l'Arve à Genève.

### 2.2.1 : L'expérimentation de Baëff et les critiques de son étude.

Comme lors de l'étude de la matière dissoute, Baëff a échantillonné la charge en suspension à la surface de la rivière et au centre du chenal. Les taux de M.E.S. ont été déterminés par filtration de l'échantillon d'eau et pesage des sédiments fins, après son séchage à 105 °C. Si, à priori, ces mesures ne peuvent être comparées à celles qui seraient effectuées aujourd'hui par des techniques de prélèvement standardisées, elles sont néanmoins comparables entre-elles, puisque réalisées dans des conditions d'expérimentation inchangées pendant toute la période d'étude.

Les travaux expérimentaux réalisés par Baëff sur la charge en suspension de l'Arve en 1890 avaient pour but de déterminer la quantité d'alluvions transportées annuellement par la rivière. Ils furent vivement critiqués par Boissier (1916), lors d'une nouvelle détermination des transports en suspension :
<figure><img src="image_155.png" /></figure>

**Figure 6.4 :** Variation de la concentration de la charge en suspension avec la profondeur de l'eau (d'après les données de Boissier, 1916).
<figure><img src="image_156.png" /></figure>

<figure><img src="image_157.png" /><figcaption>**Figure 6.5** : Concentration de la matière en suspension et débit de l'Arve pendant l'année 1890 à Genève (d'après les données de Baëff, 1891).</figcaption></figure>
- outre les erreurs considérables résultant d'une mauvaise détermination des débits (Collet, 1916a), les prélèvements de surface ne prenaient pas en compte le gradient de concentration observé de bas en haut de la section d'écoulement. Collet notait "qu'il coule durant les crues, pour ainsi dire une sorte de rivière de sable sur le lit". Cette forte charge des couches d'eau profondes est due à "la présence de tourbillons qui naissent sur les aspérités du lit et qui provoquent la remontée du sable dans les couches d'eau supérieures". La figure 6.4 tirée des mesures effectuées par Boissier, met en évidence les variations de concentration avec la profondeur de l'eau. Lors des forts débits, la concentration augmente avec la profondeur en suivant une loi exponentielle ; lors des crues, on observe deux niveaux : 1) au dessus du fond et jusqu'à une hauteur de plus de 1 mètre, la concentration diminue très rapidement de bas en haut; 2) dans la tranche d'eau supérieure, les variations de concentration sont généralement faibles. Ces observations sont conformes à celles de Passega (1957) et mettent en évidence un transport en suspension graduée à proximité du fond et en suspension uniforme dans la partie supérieure de la section d'écoulement ;

- Boissier faisait également remarquer qu'une étude fondée sur une seule observation par jour n'était pas satisfaisante, le taux de M.E.S. étant susceptible de varier considérablement en l'espace de quelques heures : lors des crues, il est donc nécessaire d'analyser l'évolution de la concentration en M.E.S. d'heure en heure.

Les critiques justifiées de Boissier, si elles remettent en question l'estimation de Baëff des volumes de fines transportées en suspension par les eaux de l'Arve, ne modifient en rien la qualité de son travail et la validité de son analyse de l'évolution saisonnière de la M.E.S. L'étude de Baëff est d'autant plus remarquable qu'excepté quelques données très partielles figurant dans la thèse de Carrel (1986, p. 51-52), aucune étude récente n'a été réalisée sur la charge en suspension de l'Arve et que ces chiffres sont les seules données dont l'on dispose.

### 2.2.2 : Le modèle saisonnier de l'évolution du taux de M.E.S.

L'évolution dans le temps du taux de M.E.S. est mise en évidence sur la figure 6.5 : sa variabilité est beaucoup plus forte que ne l'était celle de la concentration en matière dissoute. D'après Baëff, la grande amplitude de la courbe de la matière en suspension traduirait la forte torrentialité de la rivière. Le minimum se produit en hiver, abstraction faite des crues. L'augmentation au mois de mars se produit sous la forme d'une série de brusques sauts, chacun d'entre-eux étant simultané d'une légère augmentation de débit. Il apparaît donc que les variations du taux de matière en suspension sont beaucoup plus sensibles que les changements de niveau. Dès le mois d'avril, la courbe de la M.E.S est très mouvementée, fluctuant brutalement lors de tout accroissement même modéré du débit. Le taux de matière en suspension passe par un maximum saisonnier en août ; les hauts bassins versants cristallins fournissent une abondante farine glaciaire qui donne à la rivière sa teinte laiteuse caractéristique des hautes eaux estivales. La forte baisse de débit observée dès septembre est parfaitement reflétée par l'évolution de la M.E.S. qui suit un modèle identique. Cette décroissance progressive se poursuit jusqu'en décembre.

D'après de nombreux auteurs (Straub, 1935; Campbell et Bauder, 1940; Leopold et Maddock, 1953), la relation entre la charge en suspension et le débit s'exprime par une loi mathématique simple de type :

$$Q_s = a \cdot Q^j$$

avec $Q_s$: charge en suspension (kg/s);

$Q$: débit liquide ($m^3/s$);

a et b : constantes dérivées de la régression.
A

<figure><img src="image_158.png" /></figure>

**Figure 6.6 :** Relations saisonnières et annuelle entre la concentration de la charge en suspension et le débit de l'Arve en 1890 (d'après les données de Baëff, 1891).

B

<figure><img src="image_159.png" /></figure>
La validité de cette relation est remise en cause par Walling (1974) : il considère que la relation entre des variables indépendantes, tels que concentration de la suspension et débit est plus significative que celle liant la charge (produit du débit liquide et de la concentration de la suspension) et le débit. La liaison statistique entre le débit liquide et la concentration de la suspension apparaît sur la figure 6.6 A. Il s'agit d'une fonction puissance ayant pour expression :

$$ 
\begin{aligned}
Cs = 0,00179 \cdot Q^{2,423} \quad & \text{avec } r = 0,869; \\
& N = 334 \text{ mesures.}
\end{aligned}
 $$

La relation entre la concentration de la suspension et le débit met en évidence une large dispersion des mesures qui reflète de fortes disparités saisonnières (Figure 6.6 B) : pour un débit donné, la concentration en M.E.S. est plus forte en hiver qu'au printemps et en été. La courbe de l'automne ne sera pas discutée puisqu'elle a été tracée à partir de données incomplètes, les mesures n'ayant pas été effectuées pendant le mois d'octobre. Les régressions saisonnières ont été synthétisées dans le tableau 6.1. Des processus géomorphologiques complexes sont à l'origine de ces modèles saisonniers ; ils reflètent vraisemblablement l'influence de multiples facteurs, qu'il est difficile d'isoler dans le cadre d'une étude tirées de données vieilles d'un siècle. Néanmoins, on peut supposer que la capacité du lit à stocker la charge fine varie avec les saisons :

1) en hiver, les faibles débits, incapables de mettre en mouvement la charge fine de manière extensive, sont les plus fréquents. C'est essentiellement une période d'accumulation des sédiments transitant en suspension, interrompue par quelques rares accroissements de débit qui évacuent une partie du stock. La capacité de stockage des sédiments fins dans le lit mineur était d'autant plus efficace que la rivière tressait en 1890 ; toute évolution même légère du débit se traduisait par la mise en eau ou l'émersion de vastes surfaces qui sont autant d'aires de stockage de la charge fine. Les crues hivernales et les premières hausses du débit au printemps évacuaient les dépôts fins stockés dans le lit, d'où l'enregistrement de forts taux de M.E.S à cette période. Cellot et Bournaud (1984) ont fait des observations similaires sur le Haut-Rhône : ils notent de forts pics de M.E.S. au moment des premières hausses de débit après l'étiage ; ce phénomène de remise en suspension des sédiments fins serait davantage dû à un changement brutal d'amplitude du régime hydrologique qu'à la valeur intrinsèque des débits en cause.

<table><caption>**Tableau 6.1 :** Relations saisonnières entre la concentration de la suspension et le débit pendant l'année 1890 à Genève.</caption><thead><tr><th>Période</th><th>Equation</th><th>Coefficient de corrélation</th><th>Nombre de mesures</th></tr></thead><tbody><tr><td>Hiver</td><td>C susp. = 8,10 · 10<sup>-7</sup> · Q<sup>4,558</sup></td><td>0,888</td><td>90</td></tr><tr><td>Printemps</td><td>C susp. = 6,16 · 10<sup>-5</sup> · Q<sup>3,219</sup></td><td>0,885</td><td>91</td></tr><tr><td>Été</td><td>C susp. = 2,90 · 10<sup>-3</sup> · Q<sup>2,281</sup></td><td>0,733</td><td>92</td></tr><tr><td>Automne</td><td>C susp. = 0,288 · Q<sup>1,140</sup></td><td>0,611</td><td>61</td></tr><tr><td>1890</td><td>C susp. = 1,79 · 10<sup>-3</sup> · Q<sup>2,423</sup></td><td>0,869</td><td>334</td></tr></tbody></table>

**Note :** Les mesures n'ont pas été effectuées pendant le mois d'octobre 1890.
2) au cours du printemps puis en été, la tendance s'inverse. Après le lessivage des aires de stockage lors des premières hausses de débit, le stock ne se reconstitue jamais aussi complètement que pendant l'étiage hivernal. Deux raisons essentielles peuvent expliquer ce phénomène : 1) les eaux constamment hautes sont capables en permanence d'évacuer la charge fine entrant dans le sous-système "plaine alluviale"; 2) l'inondation active des vastes surfaces occupées par le lit mineur réduit la capacité de stockage le long du chenal.

### 2.2.3 : L'effet des crues sur le taux de M.E.S.

Les crues se traduisent par un accroissement extrêmement brutal du taux de M.E.S (voir Figure 6.5). La concentration de surface record pour l'année 1890 fut enregistrée le 29 juin avec 3,106 g/l, alors que le débit était de 470m³/s, soit une crue quinquennale. Une nouvelle crue de période de retour identique se produisait le 31 août, mais la concentration de la M.E.S ne dépassait pas 1,603 g/l. Lorsque l'hydrogramme de crue est complexe et marqué par plusieurs maximum successifs, le pic de concentration en M.E.S se produit toujours lors du premier pic de crue. Cette observation est confirmée par Carrel (1986) : "une succession rapide de pics entraîne une baisse progressive des teneurs depuis la première phase ascendante jusqu'à la dernière et selon l'effet d'épuisement" (p. 51) ; l'importance du processus de stockage de la charge fine dans le lit fluvial s'en trouve confirmé.

Baëff (1891) a également remarqué sur l'Arve qu'il existait un décalage entre l'hydrogramme des crues et la courbe de la M.E.S : l'augmentation de la teneur en M.E.S. intervient de manière plus précoce que celle du débit ; de même, sa baisse est beaucoup plus rapide que celle du niveau de la rivière. De telles observations ont été confirmées et complétées par d'autres chercheurs : 1) Einstein, Anderson et Johnson (1940), étudiant la charge de la rivière Enoree, près de Greenville en Caroline du Sud démontrèrent la précocité du pic de M.E.S. par rapport au pic de débit (in Passega, 1957, p. 1059-60) ; 2) sur la rivière Bighorn dans le Wyoming et le Montana, Heidel (1956) mit en évidence un transit plus rapide de l'onde de crue que de la vague de sédiments en suspension : dans la tête du bassin versant, le pic de M.E.S. se développait plus précocement que celui du débit ; la tendance s'inversait rapidement et se renforçait d'amont vers l'aval ; 3) Gilvear et Petts (1985) ont confirmé la migration plus lente de la charge en suspension par rapport à celle de l'onde de crue, lors de la vidange d'un réservoir hydroélectrique britannique. Il apparaît donc que la précocité du pic de la charge en suspension sur l'Arve exprime son caractère juvénile de cours d'eau de tête de bassin versant.

Les crues coïncident généralement avec des périodes de pluie intense qui favorisent l'entraînement des particules des sols par le ruissellement. Lors des crues, outre le phénomène de déstockage des dépôts fins sédimentés dans le lit mineur, il se produit de fortes entrées de charge fine dans le cours d'eau. Baëff (1891) explique le décalage entre les pics de débit et de M.E.S. comme suit : "la majeure partie de l'alluvion charriée vient du ruissellement superficiel ; (...) le sol de la contrée étant résistant, dès que la première pluie a enlevé la couche extérieure déjà préparée par l'atmosphère, les eaux s'écoulent ensuite sans enlever grand-chose. Il est évident que la quantité totale d'alluvion sera d'autant plus conséquente que la période de sécheresse et d'insolation qui a précédé a été plus longue" (p. 58).

La validité de cette analyse a été confirmée par Church (1972), lors d'une étude de dynamique fluviale réalisée sur les sandurs de l'île de Baffin, dans le Grand-Nord Canadien : de multiples paramètres susceptibles d'expliquer les variations des teneurs en M.E.S. ont été mesurés, tels le régime du changement de débit dans l'heure précédant l'échantillonnage, la conductivité de l'eau, sa température, le nombre de jours depuis la dernière pluie etc... Il apparaît que le facteur le plus significatif est la durée depuis la dernière pluie et que les précipitations et le ruissellement de
surface qui en résultent, influencent directement la fourniture en sédiments. A la surprise de l'auteur, il n'a pas été possible d'établir une corrélation entre le régime du changement de débit et le taux de M.E.S. ; elle n'aurait pas été détectée, la taille du cours d'eau étudié n'étant pas suffisante pour mettre en évidence le phénomène. Les résultats d'une telle étude montrent que sur une rivière de tête de bassin versant, il est vain de chercher à déterminer avec une bonne précision le volume des transports solides en suspension en fonction du seul paramètre débit. Les facteurs intervenant dans l'établissement d'un modèle annuel de l'évolution du taux de M.E.S. sont multiples et leur importance relative varie dans le temps. La relation directe entre le débit et la charge en suspension n'est possible que lorsque la source de cette charge est illimitée le long du chenal, sur les rives et les bancs du cours d'eau. Sur l'Arve, c'est lors des crues d'hiver et du début du printemps que cette condition est la mieux observée, après qu'une longue période de basses eaux ait favorisé le stockage des sédiments fins le long du chenal.

### 2.2.4 : Estimation des transports solides en suspension au début siècle.

Les travaux de Baëff (1891) et Boissier (1916) ont permis d'estimer les volumes annuels des apports solides en suspension à Genève au début du 20ème siècle (Tableau 6.2). Le calcul de Baëff a été corrigé par Collet (1916b) pour prendre en compte la détermination plus rigoureuse des débits par le Service Hydrographique Suisse, mais également le gradient de concentration en sédiment observé de bas en haut de la section d'écoulement. Un facteur correctif a été déterminé expérimentalement par Boissier, lors de l'étude de 16 crues intervenues au cours de l'année 1915 ; il a pour valeur 2,129 et a été appliqué aux mesures de 1890. Une étude plus récente de Bonnard et Bruschin (1970), effectuée sur trois cours d'eau suisses dont l'Arve à Genève, montre que la répartition des concentrations le long d'une verticale suit une loi exponentielle et que le coefficient correcteur est variable dans le temps. Un coefficient médian a été déterminé sur l'Arve, sur la base de 88 observations ; il a pour valeur :

$$ Cm/Cs = 1,05 \text{ avec } Cm : \text{ Concentration moyenne} \\ Cs : \text{ Concentration en surface.} $$

<table><caption>**Tableau 6.2 : Estimations de la charge de l'Arve à Genève.**</caption><thead><tr><th></th><th>1890<br>d'après Baëff<br>corrigé par Collet (1916)</th><th>1915<br>d'après Boissier</th></tr></thead><tbody><tr><td>Débit annuel moyen :</td><td>75 m³/s<br>(hydraulicité &lt; normale)</td><td>104 m³/s<br>(hydraulicité &gt; normale)</td></tr><tr><td>Charge dissoute :</td><td>470 000 tonnes</td><td>-</td></tr><tr><td>Charge en suspension :</td><td>1 000 000 m³</td><td>2 400 000 m³</td></tr><tr><td>Charge de fond :</td><td>-</td><td>200 000 m³</td></tr></tbody></table>

**Nota** : Les auteurs ont effectué la conversion des tonnes en m³ en utilisant une masse volumique des matériaux de 1,5 t/m³.
On observera la différence considérable qu'il existe entre le coefficient correctif de Boissier (1916) et celui de Bonnard et Bruschin (1970). Il n'est pas possible de porter un jugement sur la validité de l'un ou l'autre de ces coefficients, puisque l'on ne dispose d'aucun renseignement sur les conditions d'expérimentation, les débits au moment des mesures etc... Le coefficient de Bonnard et Bruschin semble à priori surprenant par sa très faible valeur. Au vu de ces remarques, les calculs des volumes transportés par la rivière, effectués par Baëff et Boissier et figurant dans le tableau 6.2 sont donc à prendre en compte avec circonspection.

## 3) LA CHARGE GRAVELEUSE DE L'ARVE A GENEVE ET SES IMPLICATIONS GEOMORPHOLOGIQUES.

### 3.1 : Les transports solides graveleux de l'Arve à Genève pendant la première moitié du 20ème siècle.

Les transports solides par charriage de l'Arve à Genève ont fait l'objet de plusieurs estimations, notamment lors de l'établissement des projets de construction de la retenue de Verbois, à cause du problème de colmatage que risquaient de poser ces matériaux. Dans tous les cas, les méthodes utilisées pour leur détermination sont peu claires, ce qui incite à regarder les chiffres avec une grande prudence :

1) Lugeon (1912) estimait les apports à 146 000 m³/an dont 60 000 m³ étaient extraits par dragage ; ce chiffre était établi sur la base des déclarations d'un exploitant installé à la Jonction, au confluent de l'Arve et du Rhône ;

2) Collet (1916b) déterminait un volume de 200 000 m³ pour l'année 1915, dont l'hydraulicité était supérieure à la normale. La méthode utilisée lors de cette évaluation n'est pas connue ;

3) Saugey (1930) sur la base d'un suivi de 33,5 années du colmatage du bief de l'usine de Chèvres, établie dans les gorges du Rhône à l'aval de la Jonction, estimait les apports graveleux au Rhône à 80 000 m³ par an ; il était nécessaire d'ajouter aux dépôts 13 000 m³ par an, extraits par dragage et la valeur inconnue de la charge transitant à l'aval du barrage (in Wilhelm, 1931).

La valeur des charriages de l'Arve au début du siècle est d'autant plus difficile à estimer que dans la traversée de Genève, le système fluvial était déjà fortement perturbé par les extractions de gravier (voir chapitre 3) : les volumes extraits dans le lit de l'Arve à Genève étaient estimés à 80 000 m³ entre 1896 et 1930 ; ils atteignaient même 130 000 m³ pour la seule année 1930. Il apparaît certain que de tels prélèvements perturbaient la stabilité du lit de la rivière : les estimations des apports graveleux au Rhône englobaient la charge naturelle provenant de l'Arve amont, à laquelle venait s'ajouter les matériaux locaux, stockés jusqu'alors dans le chenal et remis en mouvement par la déstabilisation du lit ; ainsi, il est fort possible que les transports solides par charriage à proximité de la confluence aient été nettement surévalués.
## 3.2 : La modification qualitative et quantitative des apports sédimentaires alimentant le Haut-Rhône.

L'étude rétrospective des flux sédimentaires alimentant le haut-Rhône à Genève a permis de dresser un état de la question pendant les premières décennies du 20ème siècle. On recherchera l'influence des changements géomorphologiques contemporains sur la dynamique des apports sédimentaires de l'Arve au haut-Rhône. Les données quantitatives permettant de démontrer un changement depuis 1950 font pour l'instant cruellement défaut ; pourtant, il apparaît être réel et profond.

### 3.2.1 : La modification du rapport charge en suspension/charriages.

A défaut de données quantitatives actuelles sur les transports solides par charriage et en suspension de l'Arve à Genève, il a été nécessaire de mener cette analyse de manière indirecte, à partir des observations effectuées sur les changements de la plaine alluviale de l'Arve. Il va sans dire qu'elle constitue plus une base de réflexion, qu'une véritable démonstration.

1) Le Service Régional pour l'Aménagement des Eaux a déterminé le volume total remanié dans chaque section de la plaine alluviale, entre le Fayet et le Pont de Bellecombe (S.R.A.E., rapport du Sous-Groupe "Arve", 11 déc. 1986). Les profils en long dressés à différentes époques et les quelques profils en travers existants ont été utilisés. Compte tenu d'une absence de connaissance des sections d'écoulement initiales, le calcul a été effectué de manière grossière. Les résultats sont cependant significatifs : il apparaît que dans certaines sections de la plaine alluviale, le volume total des extractions est très inférieur au volume déstocké lors de l'incision du cours d'eau. Ainsi, dans le bassin de cluses, les volumes extraits ont été estimés à $2.10^{-6} m^3$, alors que le volume réellement remanié par la rivière serait supérieur à $4.10^{-6} m^3$. Cette différence pourrait provenir en partie d'une sous-estimation des quantités réellement extraites, ce qui est d'ailleurs probable compte tenu des difficultés que représente le contrôle des extractions. Elle signifie également qu'outre les prélèvements, un volume considérable de matériaux stockés dans le lit a été exporté vers l'aval, consécutivement à la déstabilisation du lit de la rivière. Une telle observation a été réalisée également sur le Fier en aval de Thônes (Sogreah, 1982). L'absence de sections en cours d'aggradation à l'aval du bassin de Cluses suggère que les matériaux déstockés ont été expulsés hors du sous-système "Arve". On a pu voir précédemment que l'une des particularités de la charge graveleuse est son transit relativement lent. L'absence de zones de sédimentation de la charge graveleuse indiquerait un transit très rapide des matériaux remaniés par l'Arve ; le déstockage se serait surtout produit au détriment des fractions granulométriques les plus fines qui parcourent très facilement de longues distances lors des crues, les graviers et galets déstabilisés étant piégés dans les zones d'extraction aval.

2) Les extractions installées sur le cours helvétique de l'Arve ont enregistré le changement : nombreuses et actives jusqu'en 1950, elles sont actuellement presque toutes arrêtées. Il apparaît qu'actuellement la nature des alluvions déposés par les crues est profondément modifiée : "elles ont passé des sables et graviers aux argiles et limons" (République et Canton de Genève, 1984). L'exploitation des graviers sur l'Arve helvétique a aujourd'hui pratiquement cessé, à l'exception de quelques dragages faiblement productifs.

Ces deux observations permettent une première conclusion partielle : il semble que depuis 1940, on observe une nette modification qualitative et quantitative des transports sédimentaires à la confluence Arve-Rhône. Il est probable que le rapport charge fine sur charge grossière a augmenté au cours des trente dernières années ; il serait provoqué par une augmentation des transports solides en suspension et une diminution des charriages.
<figure><img src="image_160.png" /><figcaption>**Figure 6.7** : Sapement et basculement des limons holocènes entaillés par l'Arve dans le bassin de Cluses (photographie de l'auteur).</figcaption></figure>
### 3.2.2 : Les causes du changement.

Les causes du changement de la dynamique contemporaine des sédiments à Genève sont multiples :

1) l'incision du chenal de l'Arve dans toutes les sections de sa plaine alluviale s'est traduite par la modification simultanée des charriages et de la charge fine :

- les graviers et galets stockés dans le lit ont été déstabilisés par l'incision et remobilisés par la rivière. La plupart d'entre-eux a été à nouveau piégée dans les souilles des extractions aval et prélevée. Il en est résulté un déficit d'alimentation graveleuse du confluent Arve-Rhône

- les dépôts fins de la taille des sables et limons transitant en suspension, également déstabilisés par l'incision, n'ont pas été piégés dans les zones d'extraction aval ; leur transport aisé a favorisé leur transit rapide jusqu'à la zone de confluence. L'origine des matériaux fins est double : 1) ils proviennent pour partie de la matrice sableuse des formations graveleuses composant les premiers mètres du remblaiement alluvial, qui a échappé en partie aux prélèvements; 2) ils sont issus de l'entaille des formations sablo-limoneuses holocènes sous-jacentes qui constituent aujourd'hui le lit de la rivière dans le bassin de cluses : la forte valeur du déstockage dans cette section de la plaine alluviale en est la preuve irréfutable. Les formations fines holocènes sont incisées par la rivière et sapées en pied (Figure 6.7) ; elles basculent par paquets dans le chenal, sont transportées sur de courtes distances sous la forme de galets d'argiles, puis rapidement désagrégées et remises en suspension.

2) L'incision a fortement réduit la surface inondable sur la plupart des sections de la plaine alluviale. Les différents rapports d'hydraulique du bureau d'étude Sogreah montrent qu'excepté dans une partie du bassin de Contamine sur Arve, la crue centennale ne submerge plus le lit majeur, transformée en une terrasse insubmersible. La contraction des écoulements, la diminution de la surface et de la fréquence de submersion de la plaine d'inondation ont réduit la capacité de stockage des fines dans le lit majeur ; elles transitent intégralement, sans qu'aucun piégeage à long terme ne soit possible, jusqu'à la jonction avec le Rhône. La capacité de stockage en fine de la plaine inondable est loin d'être négligeable : sur certaines îles du Rhône colonisées par la chênaie, Pautou et al. (1979) observent des épaisseurs de limon dépassant 1,40 mètres et allant même jusqu'à un maximum de 3 mètres ; l'exhaussement se produirait à un rythme pouvant atteindre 1 mètre par siècle.

3) Le rejet des eaux de lavage des matériaux d'extraction a probablement favorisé l'augmentation de la turbidité des eaux de l'Arve.

4) Les flux sédimentaires fournis par les affluents montagnards de l'Arve ont également été altérés par les perturbations et aménagements anthropiques.

En définitive, outre d'éventuels changements naturels de la composition de la charge sédimentaire de l'Arve à Genève, qui ne sont pas repérables, il apparaît que la conjonction de multiples facteurs d'origine anthropique, sur les affluents de l'Arve, comme sur le cours d'eau lui-même atteste une profonde modification du rapport charge fine sur charge grossière de l'Arve (Figure 6.8). Il semble incontestable que les transits graveleux ont très fortement diminué depuis le début du 20ème siècle ; il n'est par contre actuellement pas possible de dire avec précision si la charge sédimentaire fine a augmenté ou diminué pendant cette même période, les données dont l'on dispose étant contradictoires : il est probable que la meilleure stabilité des pêtres en partie d'origine anthropique (reboisement, diminution des pressions agro-pastorales) ait favorisé une nette diminution des apports sédimentaires fins ; la reprise en charge de la matrice des graves
<figure><img src="image_161.png" /></figure>

charge alluviale de l'Arve
au début du siècle
à Genève

charge de fond
________ = 0,15

charge en suspension
(1920)

charge de fond
________ = ?

charge en suspension
(1987)

<table><thead><tr><th>Changements anthropiques</th><th>Suspension</th><th>Charge de fond</th><th>fond/suspension</th></tr></thead><tbody><tr><td><strong>Flux montagnards</strong></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>- Correction R.T.M. ; abandon de la montagne</td><td>-</td><td>--</td><td>-</td></tr><tr><td>- Barrages hydroélectriques</td><td>- ?</td><td>--</td><td>-</td></tr><tr><td><strong>Changements de la plaine alluviale</strong></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>- Remaniements consécutifs aux extractions</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Matrice des graves.</td><td>+</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Formations fines holocènes.</td><td>+</td><td>0</td><td>-</td></tr><tr><td>- Réduction du champ d'inondation</td><td>+</td><td>0</td><td>-</td></tr><tr><td><strong>Evolution globale de la charge</strong></td><td>?</td><td>-</td><td>-</td></tr></tbody></table>

charge de fond
________ < 0,15

charge en suspension
(1987)

**Figure 6.8** : Modification contemporaine de la charge alluviale de l'Arve à Genève, en réponse aux perturbations anthropiques.
déstockées par l'incision contemporaine ou des formations fines holocènes sous-jacentes a fourni une nouvelle charge à l'Arve. Ces observations de la modification de la charge de l'Arve sont similaires à celles de Bravard (1987a, p. 317-321) : les aménagements multiples du haut-Rhône (endiguement submersible, blocage sédimentaire par les barrages) et une meilleure protection des bassins, semblent être à l'origine d'un affinement de la charge du Rhône.

### 3.3 : Les variations holocènes de la fourniture graveleuse au confluent Arve-Rhône, à travers les fluctuations des niveaux du Léman.

Si l'étude des flux sédimentaires graveleux de l'Arve à Genève montre d'importants changements en l'espace d'un siècle, il apparaît également qu'ils ont subi des fluctuations multiples au cours de l'Holocène. On montrera que les niveaux du Léman sont un bon indicateur de l'activité des charriages de l'Arve sur son cône alluvial.

#### 3.3.1 : Etat de la question.

Les niveaux du lac Léman ont fait l'objet de plusieurs publications à ce jour. Des reconstitutions successives fondées sur l'étude des terrasses bordant le lac, de multiples sites archéologiques lacustres et des datations absolues ont été développées. Gangloff (1970), reprenant les observations de Jayet (1956), note la présence de deux systèmes de terrasses lacustres tardiglacaires : la première, indiquant un lac à la cote d'altitude 408 mètres remonterait encore à la phase froide du Tardiglaciaire, comme en témoigne la flore retrouvée dans les dépôts; la seconde correspond à une nappe lacustre à la cote de 382 mètres, soit environ 10 mètres au dessus du lac actuel. La faune lacustre présente dans ce niveau serait typique de l'Alleröd (11 800 - 10 800 B.P.), ce qu'a confirmé ultérieurement une datation radiocarbone (11 000 B.P. ± 80) (Magny et Olive, 1981). Olive (1972), puis Magny et Olive (1981) reconstituent les niveaux du lac Léman à l'Holocène (Figure 6.10). Ils déterminent toute une série de fluctuations dont l'amplitude atteint 9 mètres : après une phase de forte régression, le lac est à la cote 369 mètres au Boréal ; les niveaux lacustres, mal connus à l'Atlantique, subissent une série de transgressions et régressions au Sub-boréal et Sub-Atlantique. Peu de documents existent sur de possibles fluctuations historiques du plan d'eau avant le contrôle de l'émissaire : Forel (1892-1904) évoque la possibilité de régressions en s'appuyant sur l'existence d'anciennes carrières aujourd'hui immergées et la position profonde des caves de vieilles maisons bordant le lac.

Jusqu'à une date récente, l'explication des variations holocènes du niveau du lac Léman demeurait essentiellement climatique : Olive et Magny (1981) indiquent "que le niveau des lacs subalpins transcrit les fluctuations climatiques d'ordre pluri-séculaires, dont les crues marquent à merveille la périodisation". Pour ces auteurs, c'est le bilan hydrologique de la cuvette lémanique qui peut expliquer les variations du niveau lacustre :

1) les transgressions du Bronze moyen, de l'Hallstatt et de l'époque gallo-romaine seraient dues à un renforcement des influences océaniques. Olive et Magny les corrèlent aux poussées glaciaires mises en évidence en haute-montagne à ces mêmes périodes. L'analyse des causes de la modeste poussée glaciaire, observée surtout depuis 1970 sur de nombreux glaciers alpins, montre qu'effectivement elle proviendrait d'un léger renforcement de la tendance océanique du climat (Corbel, 1963 ; Bozonnet, 1981). Il semble cependant prématuré de relier de manière directe les fluctuations lacustres et les variations glaciaires, d'autant qu'il apparaît que les glaciers "sont des enregistreurs très sensibles" (Gaudet, 1973, p. 359) ; "ils disposent d'un véritable pouvoir grossissant" et "l'effet glaciaire est particulièrement spectaculaire par rapport à sa cause climatique" (Le Roy Ladurie, 1967, p. 77-78);
<figure><img src="image_162.png" /></figure>

**Figure 6.9 :** Les niveaux du Léman à l'holocène (d'après Magny et Olive, 1981).

2) les régressions du Néolithique, du Bronze ancien et du Bronze final proviendraient d'un assèchement du climat, dû à des influences continentales beaucoup plus marquées. Le lac Léman entre les cotes 369 et 366 mètres aurait été dépourvu d'émissaire, la totalité des apports du bassin versant étant évacuée par évapotranspiration.

L'image d'un Rhône tantôt uniquement alimenté par les apports hydriques de l'Arve, puis quelques siècles plus tard délivrant un débit de 700 m³/s à l'émissaire, tel qu'il a été modélisé par Magny et Olive, est peu satisfaisante pour l'esprit ! A la suite de Bravard, "il semble préférable d'expliquer la variation des niveaux du Léman par un contrôle exercé à l'émissaire" (1987a, p. 39). Ce processus n'est d'ailleurs pas unique, puisque l'exhaussement progressif de la plaine alluviale du Rhône en Chautagne au cours de l'Holocène a provoqué une hausse de niveau du lac du Bourget, par contrôle amont (Bravard, 1981). Une étude récente des fluctuations lacustres a permis de préciser l'évolution du site et d'identifier sept phases majeures depuis le Néolithique final (Magny et Richard, 1985) : si la tendance globale est une transgression lacustre, des fluctuations mineures de la cote moyenne du plan d'eau ont été repérées, exprimant le caractère complexe de cette évolution. Les auteurs reconnaissent la tendance générale à l'exhaussement du Rhône, comme processus explicatif de l'élévation du niveau du lac Léman. Ils expliquent les variations mineures du niveau lacustre, comme étant le résultat des fluctuations climatiques ; cependant, celles-ci ne sont pas démontrées par l'analyse pollinique. Tout au long de notre étude, on a insisté sur la possibilité de fluctuations altitudinales rapides du plancher alluvial. Si effectivement elles peuvent résulter de la modification de facteurs extrinsèques au système fluvial, comme par exemple le climat, elle peuvent également provenir d'ajustements intrinsèques de la dynamique fluviale, en réponse à un déséquilibre géomorphologique temporaire.

### 3.3.2 : Le contrôle de l'Arve sur les niveaux du lac Léman.

Les observations nécessaires à la démonstration de l'existence du processus de contrôle aval par l'Arve sur le lac Léman étaient réunies par Colladon, dès 1874. Il nous a semblé utile de présenter ce texte oublié et de reprendre en détail la démarche de l'auteur.

Les travaux de construction du Grand-Théatre de Genève sur la partie aval du cône de déjection holocène de l'Arve "ont mis à nu un vaste banc de gravier qui offre un grand intérêt,
parce qu'il semble pouvoir fournir des indications assez précises sur deux faits intéressants pour Genève, à savoir : la démonstration d'un ancien confluent de l'Arve et du Rhône, un peu en amont de la Coulouvrenière et la hauteur probable du lac Léman, dans les siècles qui ont précédé ou suivi de près la domination romaine" (Colladon, 1874). L'abondance des débris siliceux composés de quartz transparents ou laiteux attestait de l'origine arvienne des dépôts. Le banc graveleux d'une épaisseur de 2,10 à 2,50 mètres recouvrait un vaste banc d'argile à surface sensiblement horizontale. La présence "de brique romaine à bords usés ou arrondis et un petit morceau de fer entièrement oxydé paraissant provenir d'une grosse tête de clou" a été notée au sommet de la stratification.

L'altitude du sommet du banc dépassait de 1,42 mètre le niveau moyen du lac défini par le Général Dufour en 1844. Forel (1892-1904) donne la cote du lac en 1844 : 371,89 mètres. Ainsi, il apparaît que le niveau supérieur du banc probablement gallo-romain était à la cote 373,31 mètres. Laissons le soin à Colladon de conclure "qu'à l'époque à laquelle ces graviers formaient le lit de la rivière d'Arve, l'eau de cette rivière était plus élevée que l'eau actuelle du lac". La synthèse des découvertes archéologiques à Genève et sur le cône de déjection de l'Arve à montré que "dans l'Antiquité, le lac était plus étendu, le fleuve plus large et moins profond et que l'Arve formait, à Plainpalais, un delta aux nombreux bras" (Broise, 1970, p. 80). Le style tressé de l'Arve sur son cône alluvial est le modèle géomorphologique typique d'une rivière fortement active et en cours d'exhaussement. Ces différentes remarques permettent d'affirmer que l'Arve contrôlait le niveau du lac Léman gallo-romain.

Cette démonstration permet d'envisager une généralisation du processus de contrôle aval du niveau du Léman par le cône alluvial de l'Arve à toute la durée de l'Holocène. Sa validité semble renforcée par le caractère extrêmement brutal des fluctuations de niveau qui se sont succédées à un rythme rapide, comme l'ont montré Magny et Olive. Comme on l'a déjà exprimé à de multiples reprises, l'évolution du plancher alluvial est contrôlée par l'équilibre entre les flux hydriques et les transports solides graveleux, tous deux susceptibles d'évoluer indépendamment l'un de l'autre :

1) les périodes de forts apports sédimentaires graveleux se sont traduites par un exhaussement du cône et une transgression du Léman au Bronze moyen, à l'Hallstatt et à l'époque gallo-romaine ;

2) les périodes de déficit d'apport graveleux ont provoqué l'incision du chenal de l'Arve et une régression lacustre au Néolithique, au Bronze ancien et au Bronze final. La cote minimale du lac Léman était fixée par le niveau du seuil molassique de Vernier, situé 7 kilomètres à l'aval de Genève, soit à l'altitude de 365 mètres (Olive, 1972).

Les fluctuations de niveau du cône de déjection de l'Arve et indirectement du lac Léman peuvent exprimer des modifications climatiques : il y a alors intervention d'un facteur extrinsèque contrôlant l'activité morphogénique sur le cône. Dans ce cas, il n'y a pas forcément simultanéité entre l'instant où se produit le changement climatique et la date d'une recrudescence de l'activité de la dynamique fluviale sur le cône, à cause du temps de réponse résultant du transit à faible vitesse de la charge graveleuse; ce décalage peut être de plusieurs siècles. Ajoutons enfin qu'une recrudescence d'activité de la dynamique fluviale sur le cône peut être indépendante du climat : le dépassement d'un seuil de stabilité interne au système (par exemple le facteur pente, sous l'effet d'un lent exhaussement de la vallée alluviale) provoque des ajustements extrêmement brutaux, caractérisés par une activité morphogénique intense.

On le voit, l'explication de l'évolution du niveau du lac Léman et probablement d'un bon nombre de lac subalpins est complexe ; elle fait appel à des phénomènes multiples, difficiles à
isoler dans l'état actuel de la recherche. Une explication uniquement climatique des phases de trangression et de régression lacustre pêche par sa trop grande simplification. Sur le plan méthodologique, il est important de signaler que les progrès de l'analyse des fluctuations lacustres du Léman passe nécessairement par une étude de la paléodynamique de l'Arve sur son cône de déjection ; elle permettrait éventuellement de déterminer des phases lacustres complémentaires. La réciproque est bien entendu vraie, toute détermination de nouveaux stades lacustres serait l'indice de variations de l'activité morphogénique de l'Arve à Genève, d'où la nécessité de travaux interdisciplinaires.

## 4) CONCLUSION.

1) L'analyse des travaux sur les transports solides de l'Arve à Genève, au début du 20ème siècle, a permis d'étudier la dynamique de la matière dissoute et de la matière en suspension : 1) l'existence de fortes variations saisonnières de la teneur en matériaux dissouts à été démontrée. A débit égal, elle est nettement plus forte en automne qu'au printemps et reflète l'influence prépondérante des apports souterrains ou météoriques ; les concentrations sont minimales en hiver et passent par un maximum en été, en relation avec la plus ou moins forte dilution imposée par le débit ; 2) la teneur des eaux en M.E.S. est également liée au débit. Cependant, il est apparu que d'autres facteurs intervenaient fortement, comme par exemple le processus de stockage de la charge fine dans le lit pendant la période d'étiage. Ainsi, les crues hivernales ou les premières hausses printanières du débit provoquent une purge sédimentaire annuelle du système fluvial ; cette observation est également valable à l'échelle d'une série de crues rapprochées, le premier pic de l'hydrogramme étant associé au pic de M.E.S ; la M.E.S. diminue progressivement lors des crues suivantes, par épuisement du stock disponible dans le lit.

2) Les estimations des transports de matière dissoute, de matière en suspension et de la charge de fond ont été présentées et discutées. La validité des dernières en tant qu'indicateur des transports solides avant impact est mise en doute, du fait que l'Arve à Genève était déjà à cette époque un cours d'eau profondément déséquilibré par les interventions anthropiques : les extractions de gravier intensives dans le lit de l'Arve à Genève ont probablement favorisé d'importants remaniements sédimentaires et une surestimation des volumes transportés par charriage. De nombreux indices permettent d'affirmer que la charge alluviale a subi un profond changement depuis une cinquantaine d'années : les apports graveleux, piégés dans les sections amont de la plaine alluviale subissant les extractions, ont pratiquement cessé. L'incertitude demeure sur une augmentation ou une diminution des apports sédimentaires fins : les apports montagnards ont diminué depuis le début du 20ème siècle ; par contre, les récents remaniements résultant de l'incision de l'Arve ont favorisé le déstockage d'une quantité considérable de fines (matrice des graves ; formations fines holocènes).

3) L'étude des niveaux du lac Léman à l'Holocène démontrent de multiples et rapides variations de la cote du plan d'eau. Il est apparu que ces variations indiquent probablement les principales phases d'exhaussement et d'incision de l'Arve sur son cône de déjection, en rapport avec les fluctuations temporelles des apports sédimentaires graveleux. En effet, une nouvelle lecture des études archéologiques effectuées à la fin du 19ème siècle sur le cône de l'Arve a démontré que la rivière exerçait un processus de contrôle aval sur les niveaux du lac Léman. Ainsi, une meilleure connaissance des fluctuations lacustres nécessite l'étude de la paléodynamique de l'Arve sur son cône de déjection.
<figure><img src="image_163.png" /></figure>
# Chapitre 7 :

## ETUDE DE LA SEDIMENTATION DANS LA RETENUE DE VERBOIS.

### 1) INTRODUCTION.

#### 1.1 : Problématique et objectifs de l'étude.

La récente publication de l'UNESCO (1986) sur les "méthodes de calcul de la sédimentation dans les lacs et réservoirs" montre à quel point la gestion des sédiments est un problème mondial, en particulier dans les régions à climat aride et soumises à de fortes pressions agrico-pastorales. En France, le problème se pose de manière très forte sur les réservoirs alpestres et plus particulièrement dans les bassins versants des Alpes du Sud, soumis à d'intenses processus d'érosion : l'exemple de la sédimentation dans la retenue du Sautet et les problèmes que posent les transports solides considérables sur le haut-Drac l'ont récemment mis en évidence (Vivian et Thomas, 1982) ; la thèse de géologie de Sikirdji (1982) sur l'envasement de la retenue du Chambon sur la Romanche en constitue un second exemple. La gestion des sédiments nécessite que l'on travaille non seulement sur la protection des pentes contre les érosions, mais également sur les possibilités de désenvasement des retenues hydroélectriques : le rapport de l'UNESCO (1986), l'article de Keller et Bouchard (1986) étudient les processus de sédimentation dans les retenues hydroélectriques et recensent les différentes techniques de gestion des sédiments qui s'y sont accumulés : parmi celles-ci, la mise en oeuvre de chasses périodiques, afin de rétablir partiellement la capacité des réservoirs sont des pratiques courantes sur beaucoup de barrages alpestres. Les nuisances engendrées par les vidanges dépassent le cadre des simples lâchures de sédiments fins ; en fait, c'est une grande partie de l'hydrosystème qui est fortement perturbée. Bravard, (1987b, p. 375-380) synthétise différentes études effectuées par les biologistes lors des vidanges du haut-Rhône : la remise en suspension de la matière organique stockée en milieu réducteur dans les retenues provoque une baisse sensible de la qualité des eaux se manifestant par une chute de la teneur en oxygène dissout et une forte augmentation des teneurs en azote ammoniacal ; les vidanges triennales, responsables d'une forte mortalité des jeunes poissons, affectent la pyramide des âges de la population piscicole etc...

Cette étude a pour objectif de présenter l'évolution de la sédimentation dans la retenue de Verbois, sous un double aspect quantitatif et qualitatif. La presque totalité des sédiments colmatant la retenue de Verbois provient du bassin versant de l'Arve. En effet, les eaux du haut-Rhône décantées dans le lac Léman sont parfaitement claires. Elles ont très probablement instauré un état d'équilibre du lit de l'émissaire du Léman, similaire à ce qui a pu être observé à l'aval des grands ouvrages hydro-électriques après quelques décennies d'exploitation : la concentration de blocs dépassant la compétence de l'écoulement au fond du chenal a constitué un pavage hydraulique qui maintient la stabilité du profil en long. L'étude que l'on va présenter est composée de deux partie complémentaires :

- dans un premier temps, on décrira la géométrie du réservoir et présentera le suivi des sections d'écoulement qui permet l'évaluation des volumes sédimentés dans la retenue et l'évolution de son colmatage. Le maintien de la capacité du réservoir nécessite des opérations de chasses triennales : les procédures mises en oeuvre seront décrites et le transit des sédiments pendant les chasses sera analysé. Une étude de l'évolution du colmatage de la retenue entre 1944 et 1984, d'après les données fournies par les gestionnaires du barrage de Verbois, terminera cette partie ;
- une investigation sédimentologique a été effectuée en juin 1987, au cours de la dernière campagne de chasse. Elle avait pour objectif d'acquérir une meilleure connaissance des matériaux sédimentés dans le réservoir de Verbois et des processus ayant permis leur dépôt. On présentera d'abord la méthodologie développée pour l'acquisition de la donnée puis décrira les résultats de l'étude.

## 1.2 : La retenue de Verbois.

La retenue de Verbois, d'un volume initial de 15 millions de m³, s'étend du confluent de l'Arve et du Rhône situé à Genève, jusqu'au barrage lui-même, 12 kilomètres à l'aval (Figure 7.1). Situé entièrement en territoire suisse, c'est le premier des huit grands barrages équipant le haut-Rhône, en amont de Lyon. Les travaux de construction débutèrent en 1938 et la centrale hydro-électrique fut mise en service en 1944. Le niveau statique de la retenue est calé sur la cote d'altitude 369,15 mètres, ce qui autorise un chute maximum de 20,80 mètres. Le barrage est équipé de huit vannes, superposées quatre à quatre, permettant d'évacuer un débit maximum de 2800m³/s (Figure 7.2). Située à coté du barrage, l'usine abrite quatre groupes composés de turbines *Kaplan-Charmilles* à axe vertical, permettant le court-circuitage d'un débit maximum de 510 m³/s. La production d'électricité annuelle moyenne atteint 400 millions de kWh (Services Industriels de Genève, 1944).

L'actuel barrage de Verbois ne fut pas le premier à être édifié en aval de Genève, puisque dès 1896 fut construite l'usine hydro-électrique de Chèvres, située 5 kilomètres plus en amont. Elle fonctionna jusqu'à la mise en eau de la retenue de Verbois en 1942. L'exploitation de l'usine de Chèvres fit rapidement apparaître le problème de l'alluvionnement, réduisant la capacité du réservoir. Celui-ci rendait nécessaire d'effectuer des chasses régulières, afin de curer la retenue ; les exploitants pratiquèrent dix-huit chasses pendant les 34 années d'exploitation (Cohen et Bruschin, 1987). Elles permirent d'acquérir une première expérience et de tester l'efficacité d'une large gamme de débits et de durées.

# 2) LA SEDIMENTATION DANS LA RETENUE DE VERBOIS ENTRE 1944 ET 1984.

## 2.1 : Description de la géométrie du réservoir.

Dès la jonction de l'émissaire du Léman avec l'Arve, la géométrie de la retenue est contrôlée par la géomorphologie : le Rhône postglaciaire a profondément incisé son lit dans les formations quaternaires et le tracé du fleuve, en tout cas dans la partie amont de la retenue, est fortement sinueux, comme le mettent en évidence plusieurs méandres de vallée (Figure 7.1). Dans ce parcours encaissé, la molasse tertiaire affleure à de multiples endroits et témoigne de la vigueur de l'incision rhodanienne.

La pente de la ligne d'eau du Rhône avant les aménagements hydro-électriques n'est pas connue avec précision. Cependant, un levé sommaire établi avant les aménagements a permis d'identifier quatre sections nettement individualisées (Tableau 7.1). Jusqu'à l'emplacement de l'ancienne usine de Chèvres, la largeur moyenne de la retenue pleine est d'environ 100 mètres. Au delà de ce point et malgré quelques contractions locales des écoulements, le réservoir s'élargit progressivement jusqu'à atteindre un maximum de près de 400 mètres au niveau du barrage (Figure 7.3). On peut supposer à priori que cette géométrie aura des conséquences directes sur la dynamique des dépôts.
<figure><img src="image_164.png" /><figcaption>Figure 7.1 : Localisation de la retenue de Verbois et position des transects régulièrement suivis par les exploitants.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_165.png" /><figcaption>**Figure 7.2** : Vue aval des vannes du barrage de Verbois (photographie de l'auteur).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_166.png" /><figcaption>**Figure 7.3 :** Evolution amont-aval de la largeur de la retenue pleine.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_167.png" /><figcaption>**Figure 7.4 :** Evolution amont-aval des sections d'écoulement, après la mise en eau définitive de la retenue en 1944.</figcaption></figure>
<table><caption>**Tableau 7.1 :** Pentes du Rhône, de la Jonction au barrage de Verbois. Source : Wilhelm (1931)</caption><thead><tr><td>Tronçons</td><td>Distance (m)</td><td>Pente</td></tr></thead><tbody><tr><td>De la Jonction au profil 6.</td><td>2701</td><td>0,00022</td></tr><tr><td>Du profil 6 au profil 14.</td><td>4113</td><td>0,00139</td></tr><tr><td>Du profil 14 au profil 21</td><td>2289</td><td>0,00328</td></tr><tr><td>Du profil 21 au barrage.</td><td>2996</td><td>0,00192</td></tr></tbody></table>

Les sections d'écoulement sont connues puisqu'un suivi bathymétrique est effectué par les exploitants suisses, avant et après chaque chasse depuis 1944. A l'origine trente-quatre transects ont été définis, distants en moyenne d'environ 500 mètres dans la partie amont de la retenue et de 250 mètres dans sa partie aval, beaucoup plus large (Figure 7.1). Ce suivi détaillée de la zone aval exprime probablement le souci que causait ce tronçon aux concepteurs de l'ouvrage. Par la suite, le profil 13 a été abandonné. Jusqu'en 1965, les mesures ont été effectuées à l'aide d'un cable tendu et d'un fil à plomb ; après cette date, les transects ont été relevés à l'aide d'un échosondeur. D'après Bruschin (1987), les différentes procédures de mesure des sections d'écoulement utilisées pendant les 40 dernières années, le manque de pratique dû à une utilisation peu fréquente du matériel et la multiplicité des observateurs affecteraient de manière non négligeable les résultats des mesures. La figure 7.4 met en évidence l'évolution amont-aval de la géométrie initiale, après la mise en eau définitive de la retenue en 1944 : elle augmente d'abord lentement et régulièrement dans le tronçon amont encaissé, puis très brutalement lorsque le lit est plus large, suivant un modèle similaire à celui de la largeur de la retenue pleine.

L'exploitation des levées bathymétriques des trente-trois sections d'étude a permis de déterminer les volumes annuels moyens fournis par l'Arve entre deux chasses sur la période 1944-1984 (Figure 7.5) : le volume total de matériaux sédimentés dans la retenue depuis la mise en service de l'usine atteint $17,7 \cdot 10^6 \text{ m}^3$, soit plus que la capacité initiale de la retenue ; cela représente un volume annuel moyen de $442 000 \text{ m}^3$. Il apparaît que ce dépôt est 2,5 à 6 fois inférieur aux estimations du début du siècle (voir Tableau 6.2). Trois phénomènes pourraient expliquer cette différence : 1) les calculs effectués au début du siècle seraient erronés, les volumes transitant en suspension ayant été fortement surestimés ; 2) une fraction importante de la charge en suspension transiterait en période de fonctionnement normal de la retenue. Lors des crues, période où la concentration en M.E.S. est élevée, les vannes de surface du barrage sont ouvertes afin d'évacuer l'écoulement dépassant le débit d'armement de l'usine ; 3) comme on l'a déjà développé, les transports solides auraient globalement diminué depuis le début du siècle, en liaison avec une meilleure stabilité des versants provoquant une baisse des apports alimentant l'Arve ; de plus, les récents impacts anthropiques sur les transports solides graveleux ont largement perturbé les volumes charriés.
<figure><img src="image_168.png" /></figure>

**Figure 7.5** : Sédimentation annuelle moyenne dans la retenue de Verbois entre 1944 et 1984 (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987).

Aucune corrélation n'a pu être mise en évidence entre le volume annuel moyen sédimenté dans la retenue entre deux chasses et l'hydraulicité de l'Arve pendant ces 40 dernières années, ni avec le nombre de journées écoulant des débits de valeur donnée (100, 150, 200, 400 m³/s). Cela signifie probablement que le mode de gestion de la retenue en période de fonctionnement normal et en crue masque les fluctuations interannuelles de la charge alluviale issue du bassin de l'Arve. Sur un plan pratique, dans l'hypothèse où une fraction importante de la charge en suspension transiterait à l'aval la retenue, il apparaît que les levés bathymétriques effectués dans le réservoir de Verbois ne permettent pas de quantifier les volumes des transports solides sortant du sous-système "Arve".

## 2.2 : Le mode de gestion du réservoir :
les chasses de la retenue de Verbois.

Pour faire face à l'intense alluvionnement et éviter une trop grande perte de capacité de la retenue, les exploitants sont contraints de procéder à des chasses de désengravement périodiques. L'élévation des lignes d'eau de l'Arve et du Rhône à la Jonction les rend également nécessaires, afin de prévenir le risque d'inondation des bas-quartiers de la ville de Genève, en cas de crue simultanée de la rivière et de l'émissaire du Léman (Giuliani et Garraud, 1982). Les exploitants procèdent donc à des chasses d'eau périodiques ayant pour but de mobiliser les sédiments accumulés dans la retenue et d'abaisser la ligne d'eau dans la zone de confluence. Leur fréquence fut pendant une première période non définie : jusqu'en 1965, elle varia entre un et cinq ans ; depuis cette date, elle a été fixée à trois ans. Cette périodicité apparaît comme la plus raisonnable sur le plan des critères économiques, d'exploitation et de pollution ; du point de vue de la production électrique, elle entraîne une perte financière de l'ordre de 300 000 francs suisses (Cohen ; S.R.A.E Rhône-Alpes, rapport du Sous-Groupe "Arve", 14 nov. 1985). Les chasses sont
<figure><img src="image_169.png" /><figcaption>**Figure 7.6 :** Représentation schématique des procédures de chasse à Verbois
(Source : Cohen et Bruschin, 1987).</figcaption></figure>
programmées dans le courant du mois de juin : avant cette date, aucune réserve hydrique ne peut être constituée, le lac Léman étant soumis au régime saisonnier d'abaissement des eaux ; après cette date, les orages et la fonte des neiges rendent le contrôle des débits trop hasardeux (Cohen et Bruschin, 1987).

### 2.2.1: Le déroulement des chasses.

Les procédures mises en oeuvre lors des chasses sont présentées sur la figure 7.6 :

1) on abaisse progressivement le niveau de la retenue par ouverture des vannes de surface, puis de fond. La vitesse d'abaissement est un paramètre important de la vidange, car il conditionne l'effondrement et le fluage des talus d'alluvions formés sur les berges. On ne cherche pas à les évacuer, car ils ne constituent pas une gêne pour l'exploitation de la retenue ; par contre, ils provoquent de sévères pics des taux de matière en suspension à l'aval du barrage, dramatiques pour la survie de la faune piscicole. La durée de la phase d'abaissement était en 1984 de 36 heures, elle a été augmentée à 48 heures en 1987, pour encore mieux intégrer ce phénomène ;

2) La seconde étape de la vidange consiste à effectuer la chasse proprement dite en complétant les apports hydriques de l'Arve par une ouverture des rideaux contrôlant le niveau du lac Léman, jusqu'à une concurrence de 600 m³/s ; ce débit est suffisant pour engendrer des contraintes d'entraînement susceptibles de remettre en mouvement les matériaux les plus grossiers sédimentés dans la retenue.

La définition du débit de chasse optimal de 600 m³/s a fait l'objet d'un consensus avec la Compagnie Nationale du Rhône : sur les ouvrages récents du haut-Rhône, la C.N.R. est contrainte, pour des raisons écologiques, d'évacuer les flux de chasse uniquement par le canal de dérivation et l'usine hydroélectrique ; ceux-ci ne peuvent écouler un débit supérieur à 750 m³/s et le fleuve, avant d'atteindre la première retenue de ce type (Chautagne), reçoit encore les apports des Usses et du Fier, ainsi que de plusieurs petits affluents jurassiens et locaux. Ce débit de 600 m³/s constitue donc une limite supérieure. Son dépassement peut provoquer l'interruption du programme de vidange établi par la C.N.R et remettre en cause la possibilité d'une décantation progressive des matériaux issus de Verbois sur l'ensemble du haut-Rhône. Cette décantation progressive permet d'éviter la sédimentation brutale des matériaux de chasse dans les retenues et leur colmatage à cours terme.

Le lac Léman est utilisé comme réservoir permettant d'accumuler assez d'eau pour compléter les apports de l'Arve (Figure 7.7). Cependant, il ne constitue pas une réserve illimitée, puisque la tranche d'eau utilisable, fixée par la réglementation draconienne des niveaux du Léman, ne dépasse pas 4 centimètres, soit un volume de 100 millions de m³. Le contrôle du débit de chasse à Verbois est extrêmement difficile dans la mesure où l'on ne maîtrise pas le régime de l'Arve ; la rivière est susceptible de connaître des crues soudaines, d'autant plus que l'écoulement de juin alimenté par la fonte nivale est déjà élevé. En juin 1987, les exploitants ont eu à faire face à une situation sans précédent depuis l'aménagement du haut-Rhône français : durant la vidange, il s'est produit une crue du Léman concomittante d'une crue quinquennale de l'Arve ; un débit instantané dépassant 950 m³/s a été enregistré à Verbois et s'est maintenu supérieur à 800 m³/s pendant la quasi-totalité de l'opération de chasse. Cela à nécessité l'interruption du programme de vidange des ouvrages du Haut-Rhône français, consistant à les rendre "transparents" aux flux sédimentaires fins. Le respect des consignes de chasses et en particulier l'interdiction de faire transiter les eaux fortement chargées en M.E.S. dans les anciens lits du Rhône court-circuités a nécessité la fermeture du barrage de Génissiat : 57 % des matériaux fins lachés par Verbois, qu'une première estimation de la C.N.R. évalue à 1,55 × 10⁶ tonnes, se seraient décantés dans le réservoir ; 27 % des dépôts remis en suspension se sont déposés dans les retenues des ouvrages hydro-électriques
situés à l'aval du barrage de Génissiat ; 16 % ont transité au travers des ouvrages (C.N.R., rapport préliminaire de la chasse de juin 1987) ;

<figure><img src="image_170.png" /></figure>

**Figure 7.7 :** Débits respectifs de l'Arve et du lac Léman lors des 15 chasses de la retenue de Verbois.

3) la dernière phase de la chasse de Verbois consiste à remplir la retenue. La remontée de l'eau jusqu'à la cote d'exploitation de 369,15 mètres est beaucoup plus rapide que l'abaissement du niveau. Elle est effectuée en 24 heures et n'est ralentie que par la nécessité de fournir à l'aval un débit minimal susceptible de satisfaire les besoins des usagers.

### 2.2.2 : Le transit des sédiments pendant la chasse.

Le modèle de la mise en mouvement de la charge en suspension est représenté sur la figure 7.8. Elle met en évidence l'évolution de la concentration de la M.E.S durant la chasse de juin 1984. Deux pics de concentration extrêmement élevés ont été observés : le premier s'est produit en cours d'abaissement de la retenue, au moment de l'ouverture des vannes de fond, alors que le débit encore faible ne permettait pas une bonne dilution ; le second est apparu lors de l'établissement du débit de chasse et s'est poursuivi pendant les premières heures de curage de la retenue. En juin 1987, le premier maximum n'a pas été observé, probablement à cause d'une meilleure gestion de l'abaissement de la retenue ; des concentrations de M.E.S. de 27,3 g/l ont cependant été enregistrées par la C.N.R., à la frontière franco-suisse (C.N.R., rapport préliminaire de la chasse de juin 1987). A titre de comparaison, le taux de M.E.S. mesuré à la surface de l'Arve n'aurait pas dépassé 5 g/l, lors d'une très forte crue le 3 octobre 1888 (Baeff, 1891). Les chasses constituent donc une perturbation artificielle extrême du milieu fluvial, sans commune mesure avec les phénomènes naturels en phase de crue.

L'ensemble des dépôts sédimentés dans la retenue alimente la charge mise en suspension lors des chasses. Cependant, il ressort d'une étude effectuée en 1975 par le Laboratoire d'Hydraulique
<figure><img src="image_171.png" /><figcaption>**Figure 7.8 :** Evolution dans le temps de la concentration de la M.E.S., lors de la chasse de 1984 (Source : Institut d'Hygiène de Genève, 1984).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_172.png" /><figcaption>**Figure 7.9 :** Granulométrie des sédiments en suspension pendant la chasse de juin 1984 (Source : Bruschin, 1975).</figcaption></figure>
de l'Ecole Polytechnique Fédérale de Lausanne (Bruschin, 1975), que la concentration de la M.E.S. augmente fortement sur les derniers kilomètres aval du réservoir ; dans ce tronçon, la forte largeur de la retenue a favorisé le dépôt en masse des sédiments fins. Les transports "par paquets" sont fréquents comme cela avait pu être constaté lors des prélèvements dans des conduites transparentes. Les analyses granulométriques pratiquées sur la charge en suspension à l'aval du barrage de Verbois montrent que la turbulence est suffisante pour remettre des sables grossiers en suspension, jusque dans les tranches d'eau supérieures de l'écoulement (Figure 7.9) : les prélèvements ont été effectués à une profondeur maximum de 1 mètre, par prise d'eau orientable et au moyen de pompes fonctionnant pendant 10 minutes toutes les deux heures. Le tri des matériaux est faible comme le montre la pente réduite du fuseau granulométrique ; elle reflète la large étendue granulométrique des sédiments transitant en suspension. A l'aval, l'analyse des matériaux déposés sur les berges du haut-Rhône après les chasses a démontré que la texture des dépôts était typique d'une sédimentation dans un réservoir et qu'ils différaient très fortement des sédiments traditionnellement déposés par les crues du fleuve (Salvador, 1985a). Aucune étude n'a été effectuée à ce jour sur la charge de fond : d'après les exploitants, des galets de taille décimétrique transiteraient lors des chasses. Ils provoquent l'exhaussement du lit à l'aval du barrage. Cependant, il semble douteux qu'ils proviennent exclusivement de l'Arve, les transits de la charge graveleuse, dramatiquement perturbés par les extractions de gravier sur l'Arve suisse et française, étant très amoindris depuis la création du barrage. Ils proviennent probablement d'une reprise en charge des sédiments du lit, lors d'érosions se produisant en période de chasse.

## 2.3 : L'alluvionnement dans la retenue de Verbois entre 1944 et 1984

La synthèse de l'évolution du colmatage de la retenue de Verbois après 40 années d'exploitation vient d'être effectuée par les gestionnaires du barrage (Cohen et Bruschin, 1987, Bruschin, 1987). On présentera les principaux résultats acquis lors de cette étude. De plus, des observations complémentaires ont été réalisées, à partir des données figurant dans le rapport d'étude et dont on a assuré le traitement, mais également à partir de données complémentaires que nous ont obligamment fourni les exploitants.

<figure><img src="image_173.png" /><figcaption>**Figure 7.10** : Colmatage de la retenue de Verbois entre 1944 et 1984
(Source : Cohen et Bruschin, 1987).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_174.png" /></figure>

**Figure 7.11** : Evolution amont-aval du comblement de la retenue de Verbois entre 1944 et 1984 (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987).

<figure><img src="image_175.png" /></figure>

**Figure 7.12** : Relation liant la diminution de la section d'écoulement entre 1944 et 1984, et la largeur de la retenue pleine (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987).
<figure><img src="image_176.png" /></figure>

<figure><img src="image_177.png" /></figure>

<figure><img src="image_178.png" /></figure>

**Figure 7.13** : Relations liant le volume des sédiments évacués au volume d'eau écoulé pendant la chasse, à sa durée et au débit moyen (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987).
L'évolution globale du colmatage de la retenue sur la période 1944-1984 est représentée sur la figure 7.10. Le taux maximum d'envasement a été atteint en 1965, avec une perte de 30,25 % de la capacité initiale de la retenue, soit environ 4,5 millions de m³. Si l'on analyse l'évolution du dépôt résiduel, après évacuation d'une partie des matériaux par les chasses, deux phases successives peuvent être repérées : 1) une tendance continue à l'accumulation entre 1944 et 1965, jusqu'à un envasement résiduel maximum de 15 % du volume initial de la retenue, les chasses n'étant pas capables d'évacuer la totalité des dépôts sédimentaires; 2) puis, entre 1965 et 1984, une période d'oscillation autour de ce qui semble être une situation d'équilibre, correspondant à une perte moyenne de volume de 12 à 15 %. Bruschin (1987) montre qu'à partir de 1965, une série de chasses surefficaces a permis le décolmatage partiel de la retenue, sans qu'aucune explication valable puisse être retenue. La stabilisation du colmatage autour d'une valeur d'équilibre depuis un vingtaine d'années pourrait également provenir d'une amélioration de la gestion du réservoir, en phase de turbinage comme en phase de chasse, bien que pour cette dernière aucune modification majeure de la procédure n'ait été réalisée (Cohen ; S.R.A.E Rhône-Alpes, rapport du Sous-Groupe "Arve", 14 nov. 1985).

L'évolution amont-aval du colmatage de la retenue est mise en évidence sur la figure 7.11. On a comparé les 33 sections initiales établies en 1944 et le dernier levé bathymétrique, postérieur à la vidange de 1984 (mars et juin 1985); cela a permis de déterminer la section colmatée à cette date sur chacun des transects régulièrement suivis. La partie amont du réservoir, fortement encaissée, n'a subi qu'une évolution mineure pendant cette période. Les plus fortes diminutions de section se sont produites à l'aval de l'ancienne usine de Chèvres, suivant un modèle similaire à celui de la largeur de la retenue pleine (voir Figure 7.3). La bonne corrélation existant entre la valeur de la section colmatée entre 1944 et 1985 et la largeur maximale de chaque transect étudié démontre le contrôle de la géométrie du réservoir sur la sédimentation (Figure 7.12). Les dépôts se sont produits préférentiellement dans la convexité des méandres ou de part et d'autre du chenal, dans les tronçons rectilignes. Si leur développement demeure mineur dans la partie amont de la retenue, il en est tout autrement dès son élargissement et le taux de colmatage de certaines sections atteint jusqu'à 35 % de la surface mouillée initiale.

De l'analyse des données recueillies sur les chasses, il résulte que leur succès ne dépend pas de l'intervalle de temps qui les sépare. Leur efficacité "semble dépendre beaucoup plus fortement de l'importance des dépôts résiduels dans la retenue que de tout autre facteur. Les chasses consécutives à une plus longue période d'accumulation se chargeront de rétablir l'équilibre temporairement rompu" (Cohen et Bruschin, 1987). Bruschin (1987, p. 284) note que "le dépassement d'un seuil d'envasement de 30% semble avoir déclenché une réaction en chaîne par une série de chasses surefficaces, qui ont ramené en 10 ans le taux d'envasement résiduel à environ 10%" (voir Figure 7.10).

L'analyse des chiffres fournis par les gestionnaires de Verbois a permis de mettre en évidence l'existence d'une liaison statistique médiocre entre le volume de sédiment évacué et le volume d'eau écoulé pendant la chasse, mais également sa durée (Figure 7.13). Ces corrélations sont significatives avec un risque d'erreur respectif de 2 et 5 %. Ces relations ne sont plus valables pour un volume écoulé supérieur à 100 millions de m³ et une durée de chasse excédant 50 heures. En effet, on a déjà signalé que, malgré le maintien d'un débit constant voisin de 600 m³/s en juin 1984, un tarissement progressif du stock sédimentaire fin se produisait dès la trentième heure de chasse ; la concentration en matière en suspension était minimale au bout de 48 heures et demeurait ensuite constante (voir Figure 7.8). Aucune corrélation n'a été trouvée entre le volume de sédiment évacué et le débit moyen écoulé pendant la chasse, mesuré à Verbois. Ce dernier a toujours été compris entre 450 et 750 m³/s, lors des quatorze vidanges analysées dans l'étude de Cohen et Bruschin (1987), le débit recommandé étant de 600 m³/s.
<figure><img src="image_179.png" /><figcaption>Figure 7.14 : Vues des plages de dépôt comblant la retenue de Verbois, lors de la chasse de juin 1984 (photographies : J.-P. Bravard).</figcaption></figure>
Si, comme on a pu le voir, l'aspect quantitatif du colmatage de la retenue de Verbois et son évolution sont actuellement bien connus, grace à la synthèse des mesures recueillies lors de quatorze campagnes de chasse, il n'en est pas de même pour la nature des dépôts, aucune investigation sédimentologique n'ayant été effectuée avant 1987. C'est une telle étude que l'on a entrepris, profitant de la vidange de juin 1987 pour accéder aux plages de dépôts.

# 3) ETUDE EXPERIMENTALE DE LA DYNAMIQUE DES SEDIMENTS FINS DANS LA RETENUE DE VERBOIS.

## 3.1 : Les objectifs de l'étude.

Si de très nombreuses références bibliographiques concernent les changements de la dynamique fluviale à l'aval des réservoirs hydroélectriques, sous l'effet d'une double modification des flux de matériaux et du régime (par exemple Gregory et Park, 1974 ; Graf, 1980 ; Williams et Wolman, 1984 ; Petts, 1984b...), les études traitant des problèmes d'alluvionnement dans les retenues hydroélectriques sont déjà plus rares (voir par exemple les synthèses bibliographiques de Keller et Bouchard, 1986 ; UNESCO, 1986) ; quant aux études sédimentologiques des dépôts se produisant dans les retenues, elles sont quasiment absentes de la littérature spécialisée : la seule analyse sédimentologique qui semble avoir été effectuée dans les réservoirs des Alpes françaises est l'étude de Sikirdji (1982), lors de la vidange du barrage du Chambon, sur la Romanche. J.-P. Bravard, dans le cadre de ses travaux sur le haut-Rhône français, a procédé à plusieurs investigations sédimentologiques dans les retenues de l'Ain et du Fier, mais ses résultats n'ont pas encore été publiés.

Le plus souvent, les processus de dépôt dans les réservoirs hydroélectriques sont assimilés à ceux qui se produisent dans les lacs (voir UNESCO, 1986). Cependant, ils diffèrent notablement des processus lacustres : 1) les turbinages périodiques créent de forts courants qui provoquent le remaniement des sédiments accumulés dans les retenues ; 2) les réservoirs d'une dimension relativement modeste des Alpes sont soumis au régime des crues du ou des cours d'eau qui l'alimentent ; en dépit de son pouvoir écrétor, le barrage est en partie effacé pour laisser le flot s'écouler, ce qui permet l'établissement de forts courants et favorise d'importants transits et remaniements sédimentaires. Ainsi, la sédimentation dans les réservoirs est rythmée par les crues, alors que dans les lacs elle est associée aux brassages saisonniers des eaux ; 3) en général, les retenues sont périodiquement vidées lors des opérations de chasse, ce qui provoque l'expulsion d'une grande quantité de matériaux fins, mais également d'importants remaniements des dépôts, internes aux retenues.

L'objectif de cette étude est de mettre en évidence la dynamique des dépôts dans le réservoir de Verbois, par l'analyse granulométrique des sédiments qui le colmatent (Figure 7.14). La grande variabilité spatiale et temporelle de la sédimentation favorise la mise en place d'une très large gamme de dépôts, dont il n'est pas possible de déterminer la logique de manière rapide. La compréhension de la dynamique de la sédimentation et des processus qui l'ont provoquée nécessite que l'on développe une stratégie permettant une présélection des points d'échantillonnage ; cela permet de réduire le coût d'acquisition de la donnée, le nombre des analyses en laboratoire et de faciliter le traitement des résultats, en supprimant les effets "de masque" qu'induirait un échantillonnage surabondant, réalisé sans une problématique préalable. Une attention toute particulière a été portée sur la méthodologie du prélèvement ; elle sera décrite et justifiée de manière détaillée dans cette étude. Le traitement graphique et statistique des résultats permettra de déterminer le modèle amont-aval de la sédimentation, ainsi que les processus de transport et de dépôt dans la retenue ; il permettra également de rechercher quels sont les paramètres sédimentologiques les plus pertinents pour la compréhension de la logique de la sédimentation. Les
facteurs de la sédimentation seront étudiés et en particulier la relation liant la granulométrie des dépôts et les caractéristiques géométriques de la retenue.

## 3.2 : Méthodologie.

### 3.2.1 : La stratégie d'échantillonnage.

Pour répondre aussi rigoureusement que possible aux objectifs que l'on s'était fixé et en particulier la mise en évidence du gradient granulométrique amont-aval dans le réservoir, il était nécessaire de mettre en place une méthodologie très précise. En effet, à un instant donné, la granulométrie des particules qui se sédimentent varie rapidement dans l'espace, en fonction de la position du point où se produit le dépôt par rapport à l'axe principal d'écoulement ; elle varie également dans le temps en un même lieu avec les conditions hydrodynamiques, la concentration de la suspension etc... Lors de l'échantillonnage, il était donc impératif de se placer toujours sur une même unité géomorphologique et sur cette unité de rechercher les sédiments témoins de conditions hydrodynamiques données :

1) on a choisi d'établir les stations d'échantillonnage sur l'unité géomorphologique "levée de berge". C'est l'unité la plus proche du chenal du Rhône et il est possible d'y accéder sans trop de risques lors des chasses, le débit prévu de 600 m³/s interdisant tout accès au fond de la retenue. La chasse s'étant déroulée en période de crue, des débits instantanés de près de 1000 m³/s ont été mesurés (Figure 7.15), nous incitant à redoubler de prudence ;

2) on a également décidé de prélever les dépôts les plus grossiers du site d'échantillonnage, que l'on a supposé être représentatifs des conditions de turbulence maximum, la sédimentation s'étant produite lors des crues transitant dans la retenue.

<figure><img src="image_180.png" /></figure>

**Figure 7.15** : Débits de l'Arve et du Rhône lors de la chasse de la retenue de Verbois en juin 1987 (Source : Services Industriels de Genève).
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Accumulation

Erosion

• Position du point d'échantillonnage

<figure><img src="image_183.png" /></figure>

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<figure><img src="image_185.png" /></figure>

**Figure 7.16** : Position des points d'échantillonnage sur quelques transects caractéristiques dans la retenue de Verbois.
Le réservoir étant dans sa partie amont fortement sinueux, les prélèvements ont été effectués sur la berge concave, afin d'éviter les effets d'eau calme, observés dans les convexités qui auraient pu affecter la validité des résultats. Dans les tronçons rectilignes, les stations ont été établies indifféremment sur l'une ou l'autre des berges en prenant simplement la précaution d'être le plus proche possible du chenal (Figure 7.16). Vingt-quatre stations d'échantillonnage ont été établies sur une distance de 12,5 kilomètres de rivière. A chaque fois que cela était possible, les sites d'échantillonnage ont été positionnés à l'emplacement exact des profils régulièrement suivis par les exploitants suisses, afin de pouvoir corréler les données sédimentologiques avec la géométrie de la retenue. La figure 7.17 met en évidence leur localisation. Elles sont régulièrement réparties sur l'ensemble du réservoir, excepté une lacune entre les profils 12 et 15 : elle résulte de la difficulté d'accéder à ce tronçon, le fleuve étant encaissé entre de hautes falaises molassiques et les dépôts de très faible étendue. On ne peut atteindre les sédiments que par les ravins drainant les torrents affluents ; mais il s'est avéré, à l'expérience, que les dépôts étaient fortement perturbés par les apports locaux. On a donc dû renoncer à effectuer des prélèvements dans cette section du réservoir.

L'échantillonnage a été effectué selon deux méthodes : 1) on utilise les coupes naturelles dans les sédiments à chaque fois que cela était possible ; 2) lorsqu'il n'existait pas de coupes et en particulier sur les grandes plages de dépôt de la partie aval de la retenue, on a creusé à la pelle une petite fosse de 50 centimètres de profondeur. Ce type de prélèvement était justifié par la nécessité de disposer d'un poids minimum de sédiment de 30 grammes secs pour l'analyse densimétrique ; un prélèvement en tube, qui a été envisagé, n'aurait pas permis de disposer d'un volume de matériaux suffisant.

Sur chaque station, les investigations ont été menées suivant la procédure suivante : 1) on a effectué un repérage stratigraphique sommaire. Il a permis de déterminer la position et la nature des dépôts les plus grossiers, mis en place lors des crues transitant dans le réservoir ; 2) sur les 50 centimètres supérieurs des coupes, on a prélevé les sédiments des intercalations les plus grossières qui ont été déposés par les crues ; on a pris soin d'éviter tout mélange avec des strates plus fines, mises en place pendant le reste de l'année hydrologique. Cela s'est révélé relativement facile dans la partie encaissée de la retenue, les intercalations grossières étant d'épaisseur centimétrique, voire décimétrique. A l'aval, l'échantillonnage était beaucoup plus délicat ; les lamines de crue étaient beaucoup plus fines et difficiles à individualiser, d'autant plus que les sédiments étaient gorgés d'eau. On a procédé au moins à deux prélèvements dans chaque intercalation la plus grossière. Lorsqu'il existait plusieurs niveaux grossiers sur les 50 centimètres supérieurs des coupes, on a prélevé dans chacun d'entre-eux.

### 3.2.1: L'analyse et l'exploitation des données.

Au total, 90 analyses granulométriques ont été réalisées au Laboratoire de l'Université Lyon 3, par tamisage à sec des sables et densimétrie de la fraction silteuse. Les courbes granulométriques semi-logarithmiques des dépôts prélevés dans la retenue de Verbois ont permis de déterminer les valeurs de multiples paramètres sédimentologiques. Pour chaque échantillon, on a déterminé la valeur de différents fractiles : le diamètre D99 ou percentile le plus grossier C, le D95, le D85, la médiane M, le D15 et le D5. On a utilisé C et M pour construire l'image CM des dépôts, permettant la mise en évidence des processus de transport et de dépôt dans la retenue. Les autres paramètres de texture ont été utilisés seuls ou combinés : en particulier, on a déterminé le degré de triage des dépôts (Zwolinski, 1985) ; il a pour expression :
<figure><img src="image_186.png" /><figcaption>Figure 7.17 : Localisation des stations d'échantillonnage dans la retenue de Verbois.</figcaption></figure>
$$SD (\text{en microns}) = \frac{3,2 (\text{D95}) + 0,5 (\text{D85}) - 0,5 (\text{D15}) - 3,2 (\text{D5})}{5,4}$$

On a procede a l'analyse graphique et statistique de l'évolution des paramètres sédimentologiques définis ci-dessus, de l'amont à l'aval de la retenue. Cela a permis de tester quels étaient ceux qui étaient les meilleurs indicateurs du modèle de répartition des dépôts. Ces paramètres ont également été corrélatés avec les caractéristiques géométriques du chenal, déterminées par mesure sur les graphiques des sections d'écoulement : lorsque les stations d'échantillonnages étaient positionnées sur les transects de suivi de la section d'écoulement, on a pu utiliser les caractéristiques géométriques directement ; lorsque ce n'était pas le cas, on a calculé ces données par interpolation linéaire entre deux transects. Les paramètres géométriques utilisés dans les calculs de corrélation sont les sections d'écoulement après la chasse de juin 1984 et le ratio largeur de la section d'écoulement entre les beines de dépôt sur la profondeur maximale de la section à cette même date (voir Figure 7.17). Le ratio largeur entre beines sur profondeur moyenne a également été calculé ; il ne sera pas présenté, les corrélations étant de moins bonne qualité qu'avec le paramètre précédemment défini.

### 3.3 : Les résultats de l'étude.

Après une courte présentation de quelques observations effectuées sur les structures sédimentaires, on analysera l'évolution amont-aval de la granulométrie des dépôts. On déterminera ensuite quels sont les processus de transport et de dépôt dans la retenue. On étudiera pour terminer les relations liant la sédimentologie et la géométrie de la retenue.

#### 3.3.1 : Quelques observations sur les structures sédimentaires des dépôts.

Les figures sédimentaires n'ont pas fait l'objet d'une étude détaillée, du fait du temps relativement bref dont l'on disposait pour échantillonner, la retenue restant basse pendant 72 heures, et d'un programme de prélèvement déjà chargé. Néanmoins, quelques observations intéressantes ont pu être réalisées.

1) Dans la partie amont de la retenue, d'importants dépôts de sables ont été observés, en particulier dans la concavité des premiers méandres. La forte turbulence les a projetés dans les parties supérieures du flux transitant en suspension ; on les trouve intercalés entre les limons gras de réservoir sur parfois 20 à 30 centimètres d'épaisseur et ils présentent une structure entrecroisée. Ces dépôts témoignent de la subsistance de conditions d'écoulement fortement énergique pendant les crues. Elles s'expliquent par l'abaissement temporaire de la retenue en phase de crue, afin d'éviter tout risque d'inondation des bas-quartiers de Genève. Le fleuve retrouve ainsi des conditions d'écoulement similaires à celles précédant l'aménagement. L'étude de la texture des dépôts de crue permettra de déterminer le point le plus aval peu perturbé par l'effet de retenue.

2) L'analyse des coupes dans les sédiments fins du réservoir de Verbois a permis d'observer un "faciès à lamines" (Sikirdji, 1982), identique à celui mis en évidence dans la retenue du Chambon. Il diffère des varves au sens strict du terme que plusieurs auteurs ont pu mettre en évidence dans les lacs glaciaires ou péri-glaciaires :